Figuerola Cantos - Tratado De Geofisica Aplicada

Prólogo del Director de la Escuela Superior de Ingenieros de Minas El arrollador avance tecnológico que en el mundo estamos viviendo, hace que las Ciencias aplicadas tengan forzosamente que seguir el ritmo de dicho desarrollo y máxime las implicadas en la investigación, prospección y obtención de primeras materias, siendo la minería una de las más afectadas en este sentido. En su consecuencia, está intensivamente implicado en lo expuesto anteriormente, el Tratado de Geoffsica Aplicada del actual Catedrático Doctor Ingeniero de Minas, D. José Cantos Figuerola, que amablemente me ha pedido unas líneas de prólogo. Creo qúe no es necesario ampliar ní justificar la importancia de la materia de que se trata, pero sí quiero hacer una historia cronológica de esta asignatura que fué implantado sus estudios en esta Escueta y que sigue teniendo una importancia transcendental, tanto en los Planes de Estudio de la misma como aplicación industrial en prospección Geofísica de toda índole. En el año 1928 publicaba el Instituto Geológico y Minero de España el primer libro completo que se daba a conocer en el mundo sobre Geofísica Aplicada. Lo escribió D. JoséG. Siñeriz, Ingeniero de Minas y tuvo tal éxito en el terreno científico, que al presentarlo al Congreso Geológico Internacional que se celebraba en Pretoría en aquel año, fué nombrado su autor Presidente de la Comisión Internacional de Geofísica, dándose as( a conocer España como uno de los países pioneros en esta Ciencia. Escrito por españoles se ha publicado bastante desde entonces, pero ningún tratado de Geoffsíca Aplicada que se pueda considerar completo. Este es precisamente el mérito de la obra que me ha correspondido presentar', que es el primer tratado completo de Prospección Geofísica que publica un autor español desde 1928 y, como ha pasado cerca de medio siglo, hay que suponer que los avances han sido extraordinarios. 6

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El autor es Catedrático por oposici6n de la asignatura de Geofísica Aplicada desde 1959, habiendo sido Profesor Encargado de Curso de la misma desde 1955 y siendo el primero que explicó el tema como asignatura independiente. Su actividad nunca se separó de esta Ciencia, ya que en Febrero de 1'929 in· gresó en el Instituto Geol6gico y Minero a las órdenes de Siñeriz, iniciando ambos los trabajos de Prospección Geofísica en España. Desde entonces ha realizado una gran labor en el terreno de la investigación de minerales, incluídos el petróleo y también el agua subterránea. Esta labor se dió a conocer en 4 Tomos voluminosos firmados por Siñeriz y en un V Tomo firmado por Cantos y publicado en 1953. Debido precisamente a su labor en esta Ciencia, le concedieron en 1955 la Gran CruzdeAlfonsoX E/Sabio. La Encomienda con placa. la poseía desde 1951. Actualmente sigue al frente de su Cátedra y es Subdirector del IGME desde 1962, donde ascendió desde su Departamento de Geolísica. El libro en cuestión es de gran interés para cualquier Centro de Enseñanza donde se explique la asig-· natura, pero sobre todo, es lo más completo que se ha escrito en castellano sobre el tema y apto para el curso elemental de cuarto año como para el de especializaciones de 5° de esta Escuela. Es lo que se me ocurre como introducción al libro; lo demás lo irá juzgando el lector por sí mismo. Madrid, Abril de 1.973. Juan José M fraved,

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Prólogo del autor Ante todo h-e de hacer una especial mención de las personas que me han ayudado a confeccionar este Tratado de Geoflsica Aplicada. Pecaría de ingratitud si no lo hiciera, pero además no se creería nadie que lo había escrito solo, sin colaboradores, porque en el mundo apenas se escriben libros de ciencia sin importantes ayudas. Así como hay otros que se pueden escribir por una soJa persona como son los literarios, tos científicos se basan a veces en ideas laniadas al Mundo hace 2.000 años y así nos podríamos encontrar, con que casi todo se había dicho antes, aunque de otra forma. En cuanto a nuestro tema no creo que haya un solo t ratado de Geofísica Aplicada que no haya tenido muchos colaboradores, porque nadie es especialista absoluto de todos los métodos que se describen y menos en una ciencia tan compleja y difícil como ésta. Por eso no debe extrañarnos demasiado que. diga que empecé a escribir la obra hace 19 años, como encargado de curso y en forma de apuntes de clase y como desarrollo el de los métodos geofísicos ha sido tan rápido y el dar forma a un libro hasta su publicación cuesta bastante tiempo, resulta que hoy al ,darlo a la luz, después de muchos años y modificaciones periódicas, no solamente no me satisface del todo, sino qlle ya lo encuentro yo mismo anticuado en muchos aspectos. Por lo tanto además de haber escrito un libro que no es perfecto, de lo único que no puedo presumir es de rápido, porque esta ciencia da lugar a estas situaciones y no permite ligerezas. Prueba de lo que digo es que, desde 1928 hasta hoy no se había escrito por autor español ningún Tratado de Geofísica Aplicada, que se pueda considerar completo después del de Sifíeriz. Este tampoco lo es, pero como base de estudios para una Escuela de Ingenieros de Minas como la nuestra, puede prestar un buen servicio y en cuanto a las novedades que vayan surgiendo después, es misión del Profesor de turno el orientar al alumno hacia los trabajos especiales que se puedan seleccionar de las Revistas científicas de la materia en cuestión. Mi primer colaborador ha sido mi adjunto el Dr. Ingeniero de Minas Manuel López Linares, hoy Catedrático en la Escuela de Mil'\as de Oviedo, con una valiosa aportación a los Métodos Sfsmicos y Gravimétricos en especial. Posteriormente el auxiliar de Cátedra Dr. Ingeniero de Minas Fernando Gea Gavaloy, fallecido en 1968 en cumplimiento de su deber, con una dedicación muy especial al mismo Método Sísmico. Mencionaré también a Inocencia Vega que le sucedió como auxiliar por poco tiempo. Tampoco olvidaré de mencionar al Dr. Ingeniero de Minas Francisco

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Entiban Santln.ban que además de haber trabajado conmigo muchos años en el IGME me ha evitado en algunos apartados de los capftulos de Sísmica Y de Pros· pecci6n radiactiva. Recientemente como importante labor de ordenación, corree· ci6n y revisi6n crítica del j6ven Ingeniero de Minas O. Carlos Fern~ndez Ramón y del Ayudante de Minas O. Rodolfo Malo, que me han prestado su valiosa ayuda en esa tabor que es de las más ingratas de fa publicación de un libro.

Ya que estamos haciendo la introducción a un Tratado de Geofísica Aplicada porqué no decir un poco de lo que esta ciencia significa. Cuando decimos Geofísi· ca en General, el concepto es de tal amplitud y abarca tantas ciencias que más vale que no me meta en explicarlo a mi manera, pues me lloverían las protestas. Bas· ta con que diga que abarca o al menos se mete en el terreno de la Oceanografía, Meteorolog(a, Campos de la gravedad, del Magnetismo y de la Electricidad terrestres, Sismología, Vulcanología, Tectónica y Geodinámica. Para no asust ar al lector diremos que eso es lo que significa la Geofísica Pura o Geofísica Fundamental. La Geoflsica Aplicada es una ciencia conexa con la • para la prospección de mi· Geología y según el Geólogo es su mejor instrumento nera/es y de agua aubterránea. También sirve para calcular la edad de las for· maciones y rocas, y otros muchos problemas tectónicos que solo por geofísica se pueden llegar a resolver con ~laridad. Ha adquirido tal importancia en la investigación del petróleo, que no es aventurado decir que sin esta ciencia aplicada hace tiempo estaría la Humanidad en crisis de energía por insuficientes hidrocarburos y combustibles nucleares. Pero sobre todo de petróleo, pues ya apenas se descubre una estructura entre cien que no sea Geofísica y no se hace un solo sondeo para hidrocarburos que no aplique la testificación geofísica en su interior. En resumen que hoy se gastan en el Mundo alrededor de 700 M. de$ en prospección solo de petróleo, y en el año 1950 se gastaban menos de 300 M. Te· niendo en cuenta las dificultades que presentan las estructuras profundas, que es lo que nos va quedando por buscar y sobre todo las submarinas, proyectadas cada d(a en agllas de mayor profundidad, no es posible que disminuya por ahora este ritmo de aumento de la actividad geofísica. Por lo tanto en los años que quedan de esta década, consumiremos y descubriremos mucho más en este 'mismo~ampo de la investigación y referente a los demás minerales y al de agua subterránea, es P.Osible que el coeficiente de aumento sea muy superior, como ya lo está siendo. Pero entonces este modesto T ratade> se habrá quedado otra vez anticu8'o-: pero como base de estudios en la enseñanza de la Geofísica Aplicada, creo que seguirá siendo de utilidad durante a1gún tiempo.

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E/Autor.

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indice Pág. Prólogos.. . .. ... . .. . ......... . ...... . .. . . .... . . ........... .... .... Capítulo 1.-lntroducción general 11 101 métodos geofísicos de prospección. 1-1·1 La Geoflsica . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . l) La Geofisica Pura. . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2) La Geofísica Aplicada. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . • . . 1·1.2 lugar de la Geoflsica Aplicada, en la pro$pecci6n petrolífera.. . . . . . • . . . . . . 1) Trampas estructurales. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . 2) Otros tipos de trampas.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . f·l.3 Lugar de la Geofísica Aplicada, en la prospección de las demás sustancias

minerales. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . a) Minería.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . b) Aguas subterráneas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . e) Ingeniería Civil. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1-1 .4 Clasificación de los métodos geofísicos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . a) Método gra11imétríco. . . . . . . . . . . . . • . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . b) Métodos magnéticos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . e) Métodos sísmicos. . . . ..... . , . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . d) Métodos eléctricos ...... . ....... . ................ , . . . . . . . . . . . . • e) Otros métodos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . I ·1.5 El principio del escalonamiento de los métodos y consideraciones sobre sl.i empleo. ....... . . .. . . . . .. ....... .. .. ......... ..... . ... . ...... .. l·1 ·6 El papel de la Geología en la prospección Geofísica ..... ... . .... . . . . , . . . 1-1-7 Oatos sobre la acti111dad Geofísica en el mundo. . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . · 1-1-7-a. En la lndüstria del Petróleo . ... ..... . . . ... . . . .... . .... ... ... 1-1-7-b. Tendencias de la Geoflsica Minera . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1.1 -8. Cuadro Técnico Económico de aplicaciones de la Geofísica. . . . . . . . . . . . . . . . Capítulo 11.-Métodos Gravimétricos. 11·1 Campo gravífico terrestre. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11·1 . 1 1ntroducción. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Breve reseña h istórica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ley de Newton . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Constante de la gravitación universal. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 11-1.2 Potencial . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Potencial debido a la atracción terrestre (V 1} . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . Potencial debido a la rotación de la tierra (V1 ).. . . . . • . . . . . . . . . . . . . • Superficies equlpotenciales. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . Deducción de los valores de los componentes del campo gravíf[co terrestre ... . • ...... ... . : • . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . ll ·l.3 Variación de la gravedad sobre la superficie terrestre....... . . . . . . . . . A) Con la latitud . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . El esferoide normal . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . El Geoide .. ... . . ... . .... . . . . . . . · . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 'B) Con la alt itud . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . • • . . . . . . . . 1) Corrección al aire libre. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . • . . . . . . . . . 2) Corre<:1:iÓn de Bouguer...... . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

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TRATADO DE GEOFISICA APLICADA Pág.

3) Corrección topográfica ................................. . C) Con el tiempo ....... ................... ...... . ......... . a) Efecto de las mareas ....... ........... ............. ... . . b) Deriva instrumental .................................... . Reducción de la gravedad al geoide ... • ......................... 11-2 Medición de la gravedad .......................................... . Unidades de medida .......... ........... ........ ... .. .. . .. ... . . . Medidas de gravedad ............................................ . Medición de la gravedad absoluta ..... ... ............ · · · . · ... · · · · · A. Con el péndulo. . . .... ...... .. ......... ... ................ . B. Caída libre de cuerpos .....................................• Medición de la gravedad relativa ................................... . 11·2.1 lsostasia......... .. .......... . ........................... . 11-2.2 Instrumentos para efectuar las medidas de la gravedad .............. . El Péndulo.................. . .. ......... ................. . Péndulo simple o matemático ................ • ................ Péndulo "físico" ..... ....... ... ...... ....... . ...... ........ . El Gravímetro........ ......... ....... .... . .......•... ...... 1) Gravímetros estables . .................... . ... .... ...... . 2) Gravímetros inestables ............. ...... . ... .......... . Ejemplo de gravímetros estables .... .... ..... ..... ... .... ...... . Gravímetro Hartley ................ • ...................... Gravímetro Gulf .......... .. ............... .... .......... . Ejemplos de gravímetros inestables ............................. . Gravímetro Thyssen ..................................... . Gravímetro Lacoste·Romberg .............................. . Gravímetro Worden...................................... . Gravímetro Marino ..................... : ................ . Gravímetro Aéreo......... . .................... . . • ....... La Balanza de Torsió"n ........ .. . ... ...................... .. . Gradiente horizontal de la gravedad ................•......... Término de curvatura ..................................... . 11-3 Observaciones de campo .................................... · · · .. . Composición de un Equipo Gravimétrico ............... .. ......... · . · Toma de datos. Red de Bases...................................... . Corrección de la deriva instrumental. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1) Corrección de la deriva en la red de bases .......... ........... .. . 2) Corrección de la deriva instrumental en un punto cualquiera ......... . Calibración del gravímetro ............... . ... ... .................. . Tolerancia máxima admisible en la determinación de la altitud y distancia horizontal de una estación ....................................... . Cálculo de la densidad del terreno ............................. .. .... . 11 -3.1 1nterpretación .............................. . ............. . Obtención del mapa de anomalías de Bouger .................... ~ Consideraciones generales.......................... . ......... . 1nterpretación geológica ............... .. .................... . 11-3.2 Cálculo de los mapas de anomalías regional y residual. .............. . A) Métodos gráficos ...................... ... ................ . 1) Método de suavización de curvas isoanómalas. ..... ... . ...... . 2) Método de los perfiles............... ..... .... • ... · · · · · · ·

43 44 44 44 45 45 45 45 46 46 46 47 47 48 48 48 49 50 50 51 51 51 52 52 52 53 54

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B) Métodos analíticos............................ /. ......... . 1) Método de las medias aritméticas ............. ......... .... . 2) Determinación por mínimos cuadrados ..................... . 3) Método de Griffin..................................... . 4) Método de Saxov y Nygaard ............................. . El método de interpretación de Ja segunda derivada............... .. Cálculo de mapas de segundas derivadas . ........ ........ .... .... . Consideraciones sobre la continuación analítica del campo gravífico terrestre ............................................... . 11 ·3.3 J nterpretación cuantitativa ................................. . Efectos gravíficos de cuerpos de formas geométricas sencillas........ . La esfera ....... .. ............... . .............. .. ....... . El cilindro horizontal ...... ....... .......... ... ............ . Efecto de una capa infinita horizontal de espesor constante h ........ . Efecto de una capa finita horizon'tal de espesor h o efecto de falla .. . Efectos gravíficos de cuerpos de forma cualquiera. Gratículas.. . ..... . 11-4 Ejemplo de trabajo gravimétrico en INCA (Mallorca) .................... . Justificación del empleo del método gravimétrico ...................... . Trabajo de campo..................................... .. ........ . Trabajo de gabinete .. ... . .... ....... .... ........................ . 11-4.1 Interpretación de los resultados...... . ....... ......... ......... . Mapa de Bouguer (Fig. 11-55) ...... • ..... • .................... . Mapa Regional (Fig. 11-56~ ................................... . Mapa Residual (Fig. 11·57) ............. .. .................... . 11-4.2 Conclusiones.............................................. . Capítulo 111.-Método magnético 111-1 Historia...... ... ...... .................. ....................... 111-1.1 Generalidades sobre el magnetismo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Ley de las acciones magnéticas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Unidad de intensidad magnética.............................. . Campo magnético........................................ ·· Potencial magnético................ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Momento magnético........................ . . . . . . . . . . . . . . . . Intensidad de imantación..................................... Potencial magnético creado por un cuerpo imantado..... . . . . . . . . . . 111-1.2 Comportamiento magnético de la materia. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Susceptibilidad. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . a) D iamagnetismo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . b) P11rama1inetismo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . c) Ferromagnet1smo................. · ... -. ~ · · · · · · · ·. · ·.... Inducción magnética....................................... . Permeabilidad.................. .. ......... .. .............. Magnetismo remanente. Ciclo de histéresis. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111-1.3 Medición de la susceptibilidad magnética de las rocas. . . . . . . . . . . . . . . 111 ·1 .4 Magnetismo terrestre. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . a) Campo 1nterno .................. · · . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1) Campo Geomagnético ........... · ...... ,.............. 2) Campo Cortical. . .............. · · · · . . . . . . . . . . . . . . . . . . b) Campo externo ................... · · . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111-1.5 Efectos de lbs cuerpos magnéticos........ ···...................

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96 97 97 97 97 98 105 106 106 107 107 108 108 108

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Caso de un polo........................................... . Caso de un dipolo vertical. ........... · . .... ................. . Teorema de Poisson ........................................ . Caso de una esfera ....... ............... ................... . Efecto de un cilindro vertical. .... .. .......................... . Dique. .......... ········································ 111·1.6 Componente horizontal de la intensidad .. ~ ..................... . 111·1.7 Influencia de una masa inclinada .............................. . 111-1.8 1nfluencia de la declinación magnética ....•..................... 111 ·1.9 1nterpretación de los mapas magnéticos........................ . Instrumentos empleados en la Prospección Magnética .................... . Balanza magnética de Schmidt........... . ......................... . Inductor terrestre ........ ....... ....... . . •. ... .. ................. Magnetómetro de torsión ........... •................ .............. Método aeromagnético ........................................... . Generalidades... ...... .................... .... ................ . Diferencias esenciales entre el magnético aerotransportado y los sistemas de tierra ......... •....... ............... ... ...................... Historia y desarrollo del método aeromagnético ........................ . 11 1-3.1 Instrumentos empleados en la prospección aeromagnética .......... . 1) Magnetómetro de precesión o resonancia nuclear ............. . 11) Magnetómetro de absorción óptica. . . . . . . . . .............. . 111) Magnetómetro discriminador de flujo ........ ............. . . 111 ·3.2 Equipos empleados.. .. ... ...... .. .. ...... .... .......... ... . El magnetómetro de bobinas de flujo .......................... . 111-3.3 Forma de realizar los perfiles ........ . ....................... .. 111-3.4 Influencia del avión....................................... . 111-3.5 Corrección diurna ......................................... . 111-3.6 Tempestades magnéticas................................. • ... Valor y dirección del campo magnético terrestre ....................... . 111-4.1 Interpretación.. ..... ... ................ ..... ....... ...... . Profundidad de una masa ......................... . ......... . Segunda derivada ................................ .... ... .. . . Potencia de u,na masa en profundidad: ......................... . Cálculo de la susceptibilidad de las masas ....................... . 111-4.2 Ejemplo de mapas magnéticos ................................ . Ejemplo de Prospección.•.... . ....... ..... ................ .. .. .... Estudio aeromagnético en la Región de Marbella ....................... . 111 ·5 .1 1ntroducción... . ..................... ........... ......... . 111·5.2 Condiciones de ejecución de las mediciones ..................... . 1) Medios puestos en obra ... ......... ... . ....... ..... ...... . 2) Documentos obtenidos en el transcurso de cada vuelo ........... . 3) Condiciones de vuelo.................................... . 111·5.3 Tratamiento mecanográfico de los registros digitales .............. . 1) Análisis y ajuste definitivo de las intersecciones ... ............. . 2) Cálculo de la residual. .. . .... .. ... . ... .. ................. . 111-5.4 Características principales de la interpretación de los documentos magnéticos .............................................. . a) Reseña de algunas fórmulas básicas....... ...... .......... ... . 1) Fórmulas generales..........•.......................... 2) Influencia del buzamiento..... .•.............. ....... . ..

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3) Influencia de la orientación remanente y del campo magnetizada. b) Caso particular del estudio........................... . ..... 1) Cuadro magnético del estudio. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2) 1nfluencia de la inclinación sobre la forma teórica de las anomalias. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3) Forma teórica de las anomalías........................... 4) Imantación inducida e imantación remanente................ 5) las interferencias entre anomali'as. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 6) Modo de interpretación cualitativa. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7) Modo de interpretación cuantitativa..................... . . 111·5.5 Interpretación.... ............................ . ...... ..... . . a) Cuadro geológico. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . 1) Zona Oeste (Sierra Blanca)............. . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . 2) Zona Este (macizo ultramáfico de Ojén). . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . b) Horizontes magnéticos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . c) Resultados obtenidos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1) Zona Oeste (región Ojen-lstan).............................. 2) Zona Este. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . d) Anomalías O. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . e) Anomalías E.............................................. f) Perfiles de reconocimiento Monda-Carratraca.. .......... . . . . . . . . . 111·5.6 Conclusiones. ............... . .. . ............ . ............... Capítulo IV.-Métodos sísmicos IV-1 Nociones de Sismología ............ ..._...... .. ..... . .............. IV-1.l 1ntroducción. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV-1.2 Sismología............................................. . . Terremotos............................................... Foco o hipocentro. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Epicentro. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Sismómetro, sismógrafo y sismograma. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Tipos de ondas observadas en los terremotos................... . . Caminos recorridos por las ondas P y S, notación empleada.......... a) Ondas en el manto. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . b) Ondas en el núcleo ............................. ·........ Sismograma obtenido de un terremoto. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Gráficos tiempo-
157 158 158 158 158 158 160 161 161 162 162 162 163 163 164 164 164 165 166 168 175 183 183 183 183 184 184 184 185 186 186 187 187 188 189 189 190 191 192 192 194 194 194 194 195 195 195 196

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La densidad ................... · · · · · · · · · · . · · · · · · · · · · · · · · · · IV -2.3 Ondas elásticas........................................... . Clases.................................................. . a) Ondas internas................ · ....................... · 1) Ondas longitudinales .... . ............................ . 2) Ondas transversales.......... · · · · · .................. · .:i b) Ondas superficiales.......................... • ......... \. 11 Ondas Rayleigh ................... •. ................ 2) Ondas Love..............•... · · · · · ................. . 3) Ondas hidrodinámicas u ondas H ............ . ........... -.. 4) Ondas C (acopladas) .................... · .... ·'> . . . . . . . .. c) Frente de ondas.............................. ; ........ ~ di Rayo si'smico........... ... ........................... . e) leyes que rigen la propagación de' las ondas sísmicas.. . ,,...... . a) Principio de H uygens ........... . ............. : ....... . b) Principio de Fermat................................. . c) leyes de reflexión y refracción......................... . - ti Refracción total ...................................... . IV ·3 1ntroducción general al estudio de los métodos sísmicos de prospección ...... . IV-3.1 Breve historia de los métodos si'smicos de prospección ........... .. . IV-3.2 Ondas si'smicas........................................... . Generación de ondas si'smicas .................. . ............. . Propagación de ondas sísmicas............................... . a) Difracción ............... .. .......................... . b) Dispersión........................................... . c) "Scattering" ......... . ................ . ........ • ....... Velocidades de propagación en las rocas........... . ... . .... • .... Generalidades sobre los métodos de reflexión y refracción.......... . Estudio de la gráfica tiempo-distancia o domocroma para dos capas horizontales y velocidades constantes ......... . ................ . 1) Onda directa ......................................... . 2) Onda reflejada ...................... .. ................ . 3) Onda refractada ...................... . ................ . fV-3.3 Papel de la prospección si'smica en el conjunto de un programa de exploración............................................ . a) Papel de los métodos sísmicos en la exploración petral ífera...... . b) Papel de los métodos sismicos en la prospección minera........ . c) Papel de los métodos sísmicos en trabajos de ingeniería civil. ..... . IV ·3.4 Algunos datos estadísticos sobre la utilización de los métodos sísmicos en prospección petral ífera .................................. . IV-4 Introducción al estudio del método sísmico de refracción ............... . IV-4.1 Generalidades............................................ . IV-4.2 Caso de un refractor horizontal y velocidades constantes .. . ........ . IV-4.3 ley en las velocidades aparentes .............................. . IV-4.4 Caso de un refractor inclinado............................... . IV-4.5 Obtención gráfica de V 1 i 1 y IV-4.6 Caso de una falla ......................................... . IV-4.7 Caso de dos refractores .................... ...... ........... . IV ·5 Principios Generales........ .. .................................. · · IV ·5.1 Principio de reciprocidad ............................... .. .. . IV-5.2 Principio del tiempo interceptado en el origen ................... .

ª• .............. ......... ... ... .

196 196

197 197 1A7 198 199 200 200 200 201 201 201 201 202

203 204 204 205 205 206 206 206 206 208 208 209 209 210 210

212

212 213 214

214 214 214 215

217 217.. 221 222 224 227 227 228

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IV-5.3 Principio del paralelismo........... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . IV-5.4 Otros métodos de interpretación. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. a) Método de los "delay times" o de Gardner. . . . . . . . . . . . . . . . . . . b) Método de los frentes de onda. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV·5.5 Consideraciones finales...................................... 'ráctica del método de refracción y su empleo. Reducciones al datum. . . . . . . -6.1 Equipo empleado. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . A) Equipos de campo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . B) Equipo de gabinete. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ¡v -6.2 Práctica del método de refracción. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Tiro en abanico...................................... . . . . . . 11/-6.3 Empleo del método de refracción. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . a) Empleo del método de refracción en prospección petrolífera. . . . . b) Empleo del método de refracción en prospección minera. . . . . . . . ci Empleo del método de refracción en trabajos de ingeniería civil. . . . IV-6.4 Reducciones al "datum" o plano de referencia....... ............. IV-7 Método sísmico de reflexión................ . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV -7.1 1ntroducción.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV-7.2 Generalidades . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Breve idea previa del sistema de registro empleado. . . . . . . . . . . . . . . Elección de la longitud del perfil a utilizar. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Disposición de los geófonos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Sistemas de tiro emplea.dos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . a) Tiro en línea . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . b) Tiro desplazado. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Ventajas e inconvenientes de los diversos sistemas de tiro............ Tiro en ef centro de una cruz. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Espejos sísmicos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV-8 Determinación de la situación de los espejos sísmicos en profundidad........ IV ·8.1 Caso de velocidad constante. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1) Reflector horizontal. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2) Reflector inclinado. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. .. . . . . IV-8.2 Caso general.............................................. 1) Ley generalizada de la refracción. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2) Caso particular en que el rayo reflejado vuelve a la superficie por el mismo trayecto que el incidente. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3) Determinación de H (distancia horizontal y Z (profundidad ' vertical) def punto en que el rayo incide normalmente sobre el reflector. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IW ·8.3 Leyes de velocidad. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Ley de velocidad lineal. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV-8.4 Gráfico de rayos· frentes de onda............................. IV·8.5 Consideraciones sobre el uso de funciones de velocidad............ . IV .9 Operaciones de campo y de gabinete. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV·9.1 Generalidades: Planteamiento de una prospección slsmica........... IV·9.2 Composición de un equipo sísmico.................. . . . . . . . . . .. 1) Equipo topográfico. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2) Equipo de perforación. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 3) Equipo de registro. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 4) Equipo de gabinete. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV·9.3 Operaciones de campo............ . ........................ .

229 230 231 234 238 238 238 239 239 240 243 244 244 244 244 245 246 246 248 248 249 249 250 250 250 250 250 253 253 253 254 254 257 257 257 '259 259 260 265 267 267 267 269 270 270 270 270 270

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1) Misión del equipo topográfico...... · · ................ · · · · · 2) Misión del equipo de perforación... · · · · ............. · . · · · · · 3) Misión del equipo de registro....••. · · ................ · . · · · IV·9.4 Operaciones de gabinete.............. ··· ................ ···· Misión del equipo de gabinete .......... · · · · ............ ... . · · · IV -9.5 Sistema de trabajo de perfiles continuos. Cobertura continua del subsuelo ............................... ······· .... ··.·········· 1V .9 .6 Variables a tener en cuenta en el registro slsm ico................. · 1) Profundidad de la carga ............. · · · · · · · .. · ... · · · · · · · · 2) Cantidad y forma de la carga......•... · · .......•..... • . · · · 3) Número de pozos de explosión......... · · ............ · · · · · 4) Distancia del pozo af perfil. ............................. · b) Variables que dependen del canal s(smico•.................. . . 1) Geófonos............•........................... · ... · 2) Amplificadores........................................ . 3) Galvanómetros....................................... . IV· 10 Determinación de las reflexiones.................................. . IV· 10.11 nformación contenida en el sismograma ...................... · IV ·102 Reflexiones............................................ . Que son las reflexiones .................................... . "Normal move·out" ...................................... . Efecto de la incllnación del reflector sobre el "move-out". .. . . .... . Carácter de las reflexiones ..........•...................... . 1) Amplitud.......... .. ......... .... ................ . 2) Frecuencia ...................... .. ............ . ... . 3) Forma de onda ..................................... . 4) Secuencia... . .................... . ... .. ........... . Identificación de las reflexiones ............................. . Punteado de las reflexiones . . ............................... . Graduación de las reflexiones ............................... . Efecto de ta topografía sobre la forma de tas reflexiones...... . ... . Efecto de la capa meteorizada.............................. . Efecto conjunto......................................... . Reflexiones múltiples........................ • ............. Difracciones . ... ... ............................... .. .... . Efecto de falla sobre las reflexiones .................... •..... . Causas de las malas reflexiones .............. •. .. • .... • .. ..... Procedimientos para mejorar las reflexiones................ ... . . Datos de tiempo que se ha obtenido de las reflexiones............ . IV·11 Reducciones al Datum ............................... .. ... • ...... IV ·11 . lCapa meteorizada y capa consolidada ..................... . .. . Determinación de la velocidad V s de la capa meteorizada ........ . Determinación de la velocidad V e de la capa consolidada ...... . ... . Espesor de la capa meteorizada en el pozo de explosión...... .. ... . Espesor de la capa meteorizada bajo un geófono cualquiera........ . IV-112 Reducciones al Datum .................................... . IV·l 1.3 Corrección diferencial de "Weathering" (D.W.C.) ................ . IV·11.4 Criterios para la elección del Datum ..................... ... .. . IV· 12 Medidas de velocidad ................ ., .......................... . IV-12.1 Determinación de velocidades basadas en datos de reflexión ....... . a) Métodos de los perfiles de reflexión..................... .

270 271 271 272

272 272 273 273 274 274 274 274 274

274 275 275

275 276 276 276

278 280 280 280 280 280 280 281

281 281 282 282 283 284 285 285

286

286 287 288 288 290

291 292

293 296 296 296

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b) Método t - .6. t ..... · · · · · . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV·12.2 Determinación de velocidades en sondeos profundos............. a) Testificación mediante disparos en superficie. . . . . . . . . . . . . . . b) Testificación continua de la velocidad (C.V .L.).. . . . . . . . . . . . . IV-13 1nterpretación. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV-13.1 Correlaciones entre sismogramas...... . . . ................. . . Perfiles en cruz. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Secciones verticales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Secciones-tiempo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Secciones-profundidad. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Horizontes fantasma. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Batimetrías. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Fallas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Trampas estratigráficas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV-13.2 Interpretación geológica de las secciones profundas.............. IV-13.3 Consideraciones finales.... . ................... . ........... IV-14 Instrumentos.................. . ............................... IV-14.1 Geófonos...... . ............. . ......................... Geófono electromagnético...... . ..... . . . .................. Geófono inductivo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Geófono de reluctancia variable. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Geófono piezométrico. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Geófono de capacidad................................... . IV-14.2 Amplificadores.......... . ........................ . ...... a) Filtros. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . b) Controles de sensibilidad. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1) Manual . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 2) Automático . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV·14.3 El control automático de volumen (AVC).................... . c) Control de amplitud....... . ....... .. ............ . .... d) Mezcla (Mix)..... . ................................ .. IV-14.4 Galvanómetro.................................. . ........ IV-14.5 Cámara de registro.... .. .... ... ................ . ... . . . . .. Líneas de tiempo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV -15 Técnicas modernas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV-15.1 Registro múltiple.......... .. ............................ Ventajas de registro múltiple. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . a) Pozos múltiples. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . b) Geófonos múltiples. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1V -15.2 Registro magnético. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Ventajas del registro magnético. ............................ a) Correcciones estáticas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . b) Correcciones dinámicas.......... . ..................... IV· 15.3 Registro digital o numérico ........... · . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . IV-15.4 Registro por caída de peso........................ . ........ Técnicas empleadas ....... . ......... ·................... . IV-15.5 Método Vibraseis. . .. . .... . . . ...... ·................. . ... Fundamento del método........ . ... ·........ . . . . . . . . . . . . . Funciones de correlación............ · · · . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Aplicación al método Vibraseis....... ···. . .. . . . . . . . . . . . . . . . Equipo empleado ..... . ............ · · · . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

299 301 301 303 305 306 307 307 308 309 310 311 311 312 313 313 314 314 315 316 316 317 319 319 319 320 320 320 320 320 320 321 321 321 321 321 323 323 323 324 325 326 326 330 333 334 336 336 338 339 340

TRATADO DE GEOFISICA APLICADA

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Rutina de campo. Observaciones.. IV 156 Sistemas de representación . Sistemas de representación de s1smogramas y secciones. • . . • . . · a) Galvanométrico... .. b) No galvanométnco · · · • • • · · · • · • ••· · 1) Presentac1on en forma de área variab le. . . , • . . • •.••. 2) Presentación en forma de densidad variable. . . . . ...•• . • ,¡ • • • • • ..... c) Mixtos. IV-15 7 S1smogramas sintéticos . • •.•••••• , 1•••• , •••••• Coeficiente de reflexión y refracción. . • • . • • • . • • , •...•••.. Caso de 1nc1denc1a normal. . • •.. - •...•••.••••.•.• Obtención de sismogramas slnteticos •..•••..• •• . Otros métodos de obtener sismogramas sintéticos. . • •...••..••. Utilidad de los s1smogramas sintéticos , , ..••...... Lim1tac1ones de los s1smogramas sintéticos. . . . . . • . . . • ....... . Utilización de los sismogramas s1ntét1cos . . . . . • . . . • . • . • . ••.. IV -16 S1smica marina .....•... , •.. .......•... IV 17 Una mvest1gac1ón S1sm1ca en el Centro de España.. . .•....•.........• 1V 17. 1 1ntroducción . . .. . . . . .. . . . • ................. . Topograf1a. . ••..••...• •...•.• • • • ..• , • .••...••...•. , Perforación. Laboratorio .. D 1sposit1vo de registro ... Central de la m1s1ón . IV-17.2 Velocidades. . . . Velocidades superficiales. Velocidades verticales medias. IV-17.3 Examen de las secciones . . ldent1f1cac1on geológica de los horizontes seguidos. . . ... . . Perfiles de orientación general NN E-SSO (F1g. IV·133). IV·134) .. . Perfiles d~ orientación general NO·SE (Fig. IV·135) .... . ........ . IV ·17.4 Descr1pc1ón de los mapas de 1socronas e isopacas. . •... ...... lsocronas del horizonte 4 bis (F19. IV 130) . . . ........•.... lsocronas del horizonte 5 bis (Fig. IV-131) .. . .... , .. lsocronas del horizonte 7. . . . . . . . . ......•. lsopacas entre los horizontes 4 bis y 5 bís (Fig. IV-132) .. . lsopacas entre los horizontes 5 bis y 7 . , ... , ....•. IV-17 .5 Conclusiones..... Capitulo V .-Métodos eléctricos V·1 1ntroducc1on .......................... . V-1 1 Propiedades eléctricas de las rocas........... . . . • • . . • ....... . Resist1v1dad. . . . . . .. . . . . . ,. ....... ... , ....... .. Conductividad . . . . . . . . . . . ...••..• , ••• •. • , • • • •.•.....• Actividad Electroquímica. . ••.•• , . • . • , ••..•• , , •.••.•• , , , • , . . • • . • • • . ............•..••.......• Constante d 1eléctrica lsotrop1·a y anisotropi'a

'

............ , • • .

•.

Efectos del agua de 1mpregnacion de las rocas ...•.........•..•..• V2 Clasificación de los métodos eléctricos. . . . . . . . . . .•...••.•••••• V-2·1 Metodo de polarización espontanea o autopotencial . • . . • • . • • •.

340 340 341 342 342 342 342

342 348

348 348 349 350 353

353 354 354

354 358 358 359 359 359 359 359 361 361 361 361 361 362 362 363 363 363

364 364 364 365

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383 383 383 384

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INDICE

19 Pilg,

Práctica del método. . . . . ..................• , •.••.. , . . . . . . . . Electrodos impolarizables. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • • • . . . . . . . . . . . . • V-2.2 Los métndos de potencial. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • • . . . . . . • . . . . . . Métodos de 1íneas equipotenciales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Modo dr· operar. . . . . . . . . . . . . . . .............. , . . . . • . . . . . . V·2.3 Método de resistividades. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Consideraciones teóricas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . Tipos de dispositivos empleados ..........•... , . . . . • . . • . . . . . . . . Dispositi o de Schlumberger. . . .. . .. .. . . . . .. . . . • . . . . . . . . . .. Disposit·vo de Wenner . . . . . . .. . . .. . . . • .. . . . .. . .. . . • .. . . .. . Dispos1t1vo de Lee. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Otros dispositivos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • Estudio de una sección del terreno ............ "!. . . . . . . . . . . . . . . V-2.4 Sondeo Eléctrico Vertical o SEV. ............................ . Equipo necesario y material empleado. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Trabajo de campo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . • . . . . . 1nterpretación y curvas patrón. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . • . . . . Obtención de curvas patrón. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . Curvas tipo ........................ , . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . Interpretación de las curvas de campo. .......................... V·2.5 Métodos de cociente de ca(das de potencial. ............... , . . . . . V·2.6 Método Eltran... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. V-2.7 Método electromagnético.................................... V-2.8 Método de polarización inducida . . ...................... : . . . . . Introducción.... . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . Descripción del fenómeno de polarización inducida. . . . . . . . . . . . . . • . Historia del Método.. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • • ••• Consideraciones teóricas .................... , . . . . • . . . . . . . . . . . . V·2.9 Métodos de medida.. . ........................ . . . ........ , Forma de realizar las medidas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . a) Método del ':Dominio del tiempo" (o de impulsos).. ........... b) Método del "Dominio de la frecuencia". . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . Equipo empleado. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Empleos del método. . . . . . . . . . . ... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Comparación entre los métodos de "impulsos" y de "frecuencia". . . . . Consideraciones finales. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . V·3 Método del Sondeo Frecuencial de Resistividades. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . V-4 Prospección eléctrica en Villamanrique de la Condesa. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Preámbulo................... . . . .... . ......... . ......... •... . . El estudio eléctrico. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . .. . Los sondeos eléctricos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Sección eléctrica l. ..............................•....... · . . . . . Sección eléctrica 11 . • . . • . • . . • • . . . • . . • . • . . • • • . . . . . . • • . . . • • • • • • • Sección eléctrica 111 . . • • . • . • • • • • . • • • • . . • . • . . . . . . • • . • . . . • . . • • . . . • Sección eléctrica IV. . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Sección eléctrica V.... • .............. . .. . · · · · •. . .. · · · .•. · · · • · . Sección eléctrica V l. . . . .................. · · · •....•...... · • · . . . Plano de líneas isobatas...................... · · •...............•. Conclusiones............ . ••........... . . . . · · · · ....... · ..... · · · . Zona 1 y Zona ti . ..................•...• · · · • · · · - ... · · · · •• · · • · ·

391 391 391 391 393 394 394 397 397 398 398 399 400 401 401 404 404 406 406 410 419 420 421 422 422 423 423 423 425 425 425 426 427 428 429 429 429 431 431 432 432 432 432 432 432 432 432 433 433 433

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c.prtulo Vl.-M6todos Radíométricos Vl-1. Radiactividad natural . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ... . VI·1.1. Período de semídesintegración y vida media . . . . . . . . . . . • . . . . . Vl-1.2. Equilibrio radiactivo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ...... . Vl-1.3. Radiaciones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • .... . Radiaciones Ck • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • Radiaciones fJ ..•..•.••... · · · · • · .. • · • · • · · · · · · · • Radiaciones 'Y . . . . . . • . . . . . • · · · · • · · · · • · · · · · • · · · · Rayos cósmicos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . VI -1.4. Radiactividad de las rocas . . . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . . . . . . Vl·l .5. Efectos de las radiaciones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Producción de pares de iones . . . . . . . . . . .. . . . . . . . . . . · Efecto fotoeléctrico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Efecto Compton . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . · · Vl-1.6. Aparatos detectores . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Antecedentes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Contadores Geiger·Müller . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Destellómetros o contadores de destellos . . . . . . . . . . . . . . . Emanómetro . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Berilómetro . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . . . Lámparas ultravioleta . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Vl·l.7. Prospección radiométrica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Detección . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Prospección radiométrica de superficie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ... . Testificación radiométrica aérea Testificación radiométrica de los sondeos . . . . . . . . . . . . . . VI· 1.8. Ejemplos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Capítulo VI 1.- La testificación geofísica V11·1 . Antecedentes . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . VII· 1.1. Importancia técnica y económica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Vll-2. Testificación eléctrica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Teoría del Método . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . . . ... . . . . . . . . . . . Método del electrodo único . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Porosidad . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . · · · · · · · · .... . El Micrólog . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Testificación inductiva .................................. . Vll-2.1. Testificación radiactiva . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Marcador radiactivo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ..... . Registro de neutrones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Registro de densidades . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . ... . Vll-2.2. Testificación sfsmica .... . . .... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . VI 1-2.3. Testificación de caracteristicas del sondeo . . . . . . . . . . . . . . . . . Medición de la sección del sondeo . . . . . . . . . .... .. .. .... . . Inclinación y dirección de las capas . . . . . . . . . . . . . . .. .... . lnclinómetro . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . El fotoclinómetro . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Toma de muestras lateral . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .... . Método termométrico ..... ~ ..... .. . . . . . . . . . . . . . . . . . . Caflones perforadores .. ... . . . . . . . . . . . ..... .... .

447 448 450 451 451 451 451 453 453 454 454 456 457 460 460

460 462 464 464 464 466 466 468 470 471 471

475 475 476 478 479 481 482 483 484 484 485 485 485 486 486 486 486 487 488 489 489

21

INDICE

Pág.

Vll-3 Ejemplo de testificación geofísica... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Localización. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Interpretación. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

490 490 490

Capítulo Vlll.-Métodos Geoquímicos Vlll·1 Generalidades. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . • . . . . • . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Vlll·2 Métodos Geoquímicos de Prospección.......... . ............ . ..... . . AnomalíasGeoquímicas............. . .. ... . .... . ............ . . .. . Migración. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Vlll ·2.1 Toma de Muestras.................. . .. . ................. Reconocimiento de gran extensión. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . VII 1·3 Métodos de Análisis. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Vlll-3.1 Criaderos Metálicos.......... . .... . ....................... Vlll-3.2 Laboratorios de Química..... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Vlll-3.3 El Analizador de Mercurio......... . ... . ................ . . . Vlll-3.4 AparatosdeAnálísis. ............... . ... . . . . . . . . . . . . . .. . .. Espectrofotometro de Absorción Atómica. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Espectrógrafo Optico de Emisión........................ . ... Análisis Espectro Colorimétrico.... . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . . Cromatógrafo de gases. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Vlll-3.5 Mapas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. Vlll-3.6 Caso Especial del Petróleo.......... . ............. . ... . ... . . Vll1·3.7 Interpretación de Hidrocarburos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. Vlll-4 Biogeoquímica.......... . ...................... . ............ . ..

495 496 497 498 499 499 500 500 500 500 501 501 502 502 502 503 503 503 509

Capítulo IX.-Sensores remotos Generalidades. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Métodos empleados..... . .................... . . ............ . ..... Aplicaciones............ .. .......... ·· .. ··.·······.· · ········ • ··

511 512 512

Bibliografla

515

............ · .. · . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .

*

capítulo 1

introducción general a los mé· todos geofí•icos de prospección 1-1. La Geofisica

Etimológicamente, Geofísica sería la ciencia que estudia la ffsica de la tierra. Pero si bien el estudio de nuestro planeta se remonta a la época de la aparición de las ciencias experimentales, el nombre de Geofísica y la aplicación de este nombre a una rama de la ciencia, son relativamente recientes ya que sólo datan del siglo pasado. Como ocurre en otras ciencias, la Geofísica se divide en dos partes Geofísica Pura y Geofísica Aplicada. 1) La Geofísica Pura, para algunos Física del Globo, se ocupa del estudio de la gravedad, magnetismo, electricidad y sismología terrestres, pero también comprende los estudios de la vulcanología, geodinámica, climatología, oceanografía y otras ciencias relacionadas con la física de la tierra. Pero de todo esto no nos vamos a ocupar y solamente introduciremos los conceptos teóricos que sean necesarios para comprender las aplicacionPs de la geoflsica.

2) La Geofísica Aplicada, .es la ciencia que trata de la aplicación de la Geofísica Pura. Muchos autores la llaman sencillamente Prospección Geofísica y su estudio va a ser objeto de este libro. La Prospección Geofísica es, dicho de otra forma, el arte de aplicar las ciencias físicas al estudio de la parte más superficial de la corteza terrestre, que puede ser explotada por el hombre; en este sentido, sería la aplicación de los métodos geofísicos de prospección a la búsqueda de toda clase de recursos minerales útiles al hombre. Algunas veces esta aplicación puede ir encaminada a resolver problemas puramente geológicos, pero que pueden ser de gran interés económico. 23


24

1-1 .1. Lugar de la Geofísica Aplicada en ta prospección petrolífera F.n 1924 se descubrieron los primeros campos petroUferos utilizando métodos g1•ofísicos: gravimetría ron balanzas de torsión y sísmica de refracción. Desde esta fecha hasta nuestros días el papel de la Geofísica en la prospección de petróleo, ha ido aumentando progresivamente hasta el punto de que hoy día ya no se buscan hidrocarburos sin recurrir a los métodos geofísicos. Las razonPS son las siguientes: La Geología, por sus propios medios, no puede determinar con precisión, posibles depósitos petrolíferos (trampas) en los casos esquemáticos que incluímos a continuación como ejemplo y que solamente pretenden esbozar un tema que es tratado con suficiente amplitud y rigor en Geología. Son problemas a resolver por Geofísica los siguientes: 1) Trampas estructurales: anticlinales, fallas y anticlinales fallados. a) Cuando la serie que la cubre no es concordante con las capas de la estructura. (Fig. 1-1). b) Cuando el eje de la estructura petrolífera no coincide con el eje estructu-

ral visto en superficie. (Fig. I-2).

Fig. 1-1

Fig. 1-2

e) Cuando la falla que produce la trampa, no es visible en superficie. (Fig.I-3).

2) Otros tipos de trampas a) Por discordancias no visibles en superficie (Fig.

Fig. 1-3

1-4).

Fig. 14

CAP.1.- INTRODUCCION GRAL. A LOS METODOS GEOFISICOS DE PROSPECCION

25

b) Por variaciones laterales de la estratificación. (Fig. l-5). margas

Fig. 1-5 e) Arrecifes. (Fig. J-6).

--- - - - --- - - -

Fig. 1-6

Sin embargo, todos estos tipos de estructuras pueden determinarse en condiciones favorables utilizando los métodos geofísicos, especialmente los métodos sísmicos. 1-1.3. Lugar de la Geofísica Aplicada en la prospección de las demás sustancias minerales. El campo de la Geofísica Aplicada no se reduce solamente a la prospección petrolífera, con ser importantísima esta rama, sino que se extiende, asímismo, a la prospección en general, a la de aguas subterráneas y a ciertos problemas de ingeniería civil. a) Minería en general. La aplicación de la Geofísica a la prospección minera en grneral, es muy importante, ya que mediante su empleo es posible localizar drpósitos minerales en el subsuelo, aprovechándose para ello de algunas de las propiedades físicas de dichos minerales como son: su densidad, sus propiedades magnéticas o eléctricas, su elasticidad, su radiactividad, etc. Hoy en día la mayoría de los yacimientos minerales se encuentran con la ayuda de la Geofísica. '

b) Aguas subterráneas. También en este campo la Geofísica Aplicada tiene un papel importantísimo, bien sea detectando por su resistividad el posible manto acuífero. bien sea delimitando la configuración estructural y estratigráfica del sub-


26 .:uC!Lo fü

y.

por l:u1to,

los punlo'° l"TI q1w t'S más probable la acHmulación de aguas

hkrráneas.

e) Ingeniería civil. F.n k1t1 trabajos de ingf'niería civil, firmes para fundaciones, cmbab1·s. túneles. cam•tcras. et<'. juega 8U papel la Geofísica Aplicada con la detenni11a1·ibn de la }Jrofundidad de la roca adecuada que sirva de cimiento a las ohra". etrHt'ra.

1-1- .4. Clasificación de los métodos geofísicos Todos lot' métodos geofísicos estudian la repartición en profundidad de alguna determinada propiedad físico-qu írnica de las capas del subsuelo, o de alguna característica relacionada con dichas propiedades. En esencia la prospección geofísica consistirá en determinar las variaciones de dicha propiedad sobre la zona a explorar. Las divcrgrndas o anomali'as del valor normal que seria de t>sperar en la zona invt'stigada respecto del valor real encontrado, nos indicarán, en general, la presencia en profundidad de estructuras o acumulaciones minerales que pueden St'r dt> interés.

Indicamos a conlinuación una clasificación de los métodos geofísicos: a) Método gravimétrico. Está basado en el campo natural de la gravedad y estudia la variación de la componente vertical del campo gravffico terrestre. Los altos estructurales como los anticlinales, harán aumentar localmente la fuerza de la gravedad en sus proximidades (siernprr que su densidad media sea mayor que la circundante), mientras que los domos de sal, de densidad baja, la disminuirán. Los depósitos minerales, cuando tengan densidad elevada, harán aumentar, asimismo, localmente el valor de Ja gravedad. La!!. pequeñas variaciones o an.omaUas de la gravedad debida a estos hechos u otros análogos podrán srr df'tectados con instrumentos adecuados. El método gravimétrico se emplea como método de reconocimiento general en prospección petrolífera, mientras en minería se suele emplear, generalmente, como método de comprobación o complementario. b) Métodos magnéticos. La Lierra es un imán natural y da lugar al campo niagnético terreslTe. Las pequeñas variaciones de este campo, pueden indicar la presencia en profundidad de sustancias magnétiras, que en algunos casos pueden ser minerales de interés comercial como la magnetita, la pírrotina, la ilmenita, la jacobsita, etc. Asimismo, existen mincrales de interés asociados a sustancias magnéticas, como por ejemplo los sulfuros dt> Cu, Pb y Zn que frecuentemente se presentan con pirro tina u otros minerales magnrtiros. Co~1? estos minerales van generalmente asociados a las rocas ígneas, el método y su prolundidad. !\i:;\mismo, nos ayudará a estudiar la geología t'!.tructural y regional.

mag_neti~o servirá tambié11 para darnos información sobre Pl basamento

Los métodos magnéticos se utilizan como métodos de reconocimiento

CAP.1.-INTRODUCCION GRAL.A LOS METODOSGEOFISICOS DE PROSPECCION

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general en prospección petrolífera y de reconocimienlo y detalle en prospección mipera. e) Métodos sísmicos. Produciendo artificialmente, m1 pequeño terremoto y detectando los tiempos de IJegada de las ondas producidas, una vez refkjadas o refractadas en las distintas formaciones geológicas, podremos llegar a una imagen muy aprox_imada de la<> discontinuidades sísmicas. Estas discontinuidades coinciden, generahnente, con las discontinuidades estratigráficas. Los métodos sísmicos se dividen en dos clases: de reflexión y de refracción. El método sísmico de rej1exión es el' más empleado en prospección petrolífera y es un método de detalle.

El método sísmico de ri>fracción es un método de reconocimiento general y de detalle, sobre todo en prospección petroüfera, pero su empleo es más reducido. d) Métodos eléctricos. Utilizan las variaciones de las propiedades eléctricas, de las rocas, y minrrales, en especial su resistividad. Generalmente, excepto en los métodos autopotencial, telúrico y AFMAG que utilizan campos eléctTicos naturales, emplean un <·ampo artificial eléctrico creado en la superficie, por d paso de una corricn t< en el subsuelo. Los métodos eléctricos son muy diversos y los describimos más adelante, por lo que no diremos más en este breve resumen. Se emplean como métodos de reconocimiento y de detalle, sobre todo en prospección de aguas subterráneas y, asimismo, en la testificación eléctrica de los sondeos y en la detección de mini>ralcs de conductividad metálica. e) Otros métodos: Existen otros métodos que los considc:-ramos como complementarios y de los que nos ocuparemos más someramente en el texto. Se trata delos métodos radiactivo, geoquímico y geotérmico, que SI" basan respectivamente en el estudio de las propiedades radiactivas, químicas y térmicas de las diferent es wcas y minerales. 1-1.5. El principio de escalonamiento de los métodos geofísicos y consideraciones sobre su empleo Cuando se inicia una prospección, sea cual sea la índole ele ésta, hay una serie de factores que influyen notablemente en la elección del método geofísico más apropiado así como en el debido escalouam iento de los métodos que suelen seguir a continuación, pues como norma general adelantemos que no se suele emplear un solo método, sino dos o más que se complementen y hagan la investigación más eficiente. Inicialmente el planteamiento de una prospección es geológico. Es decir, por ejemplo, en una prospección petrnlífera de una determinada región, que es explorada por primera vez, en principio habría que hacer un estudio geológico a ser posible de detalle para conocer las posibilidades petrolíferas de la cuenca, espesores de formaciones, condiciones estructurales, et c.

28


Realizado estr primer trabajo geológico, se pasa al estudio de la zona por un método breofísico de reconocimiento general (magnético, gravimétrico. o ambos) y una vez acabado este st> delimitarán las zonas más interesantes deducidas de los 1·studjos anteriores y en ellas se utilizará un método de detalle como puede ser el sísmico de reflexión. En prospección minera se escalona, asimismo, los distintos métodos geofísicos según el problema que haya que resolver. En general, se utiliza un método (el más apropiado para el caso) y se suele complementar con otro u otros, de manera que la interpretación final esté basada en la comparación de varios resultados. Añadamos, que el concepto de métodos de reconocimiento o detalle es un poco relativo y varía según las circunstancias. El método gravimétrico, utilizado generalmente como método de reconocimiento en prospección petrolífera, se usa algunas veces como método de detalle, cuan do por ejemplo los otros métodos no dan buen resultado. En minería, cuando se trata de una prospección de sulfuros, se podría emplear el método eléctrico como de reconocimiento general y el gravimétrico como de detalle. De esta manera se podrían diferenciar los conductores eléctricos debidos a sulfuros -masas de mayor densidad- de los debidos a otras masas de menor densidad como el grafito. Influye, asfmismo, como es lógico, el aspecto económico de la prospección, que es al fin y al cabo el que decide el método o métodos a elegir. Los métodos que emplean campos naturales (gravimétrico, magnético o electromagnético (eléctrico , AFMAG) son generalmente métodos más económicos, mientras que los métodos sísmicos son muy caros. Sin embargo, no hay que perder de vista el objetivo principal de la prospección, ya que p. c.: el método gravimétrico que en prospección petrolífera se considera como un método económico y por tanto de reconocimiento general, en prospección minera se considera como método caro y de detalle. 1-1-6. El papel de la Geología en la prospección geofísica La Geofísica es una ciencia conexa de la Geología, que es más importante y ipás antigua. Todavía no están lejos los días en que los métodos geofísicos eran mirados con bastante escepticismo por los geólogos. Hoy las circunstancias han cambiado por completo y el geólogo de las compañías de investigación, conoce y valora el papel importantísimo que juega la Geofísica para resolver los problemas planteados en. una prospección de minerales de cualquier clase. Indiquemos, sin embargo, que el planteamiento y la interpretación final de un pr~blema de prospección suelen ser geológicos, mientras que el desarrollo de la misma se lleva a cabo por uno o varios métodos geofísicos. La Geofísica sería, pues, el imprescindible auxiliar de la Geología. Realmente

CAP.1.-INTRODUCCION GRAL. A LOS METODOS GEOFISICOS DE PROSPECCION

29

en toda prospección existe una cierta interdependencia entre el geólogo y el geo- ,. físico, ya que el primero debe tener los suficientes conocimientos geofísicos para poder dar una interpretación geológica al mapa de anomalías del geofísico y éste debe tener, a su vez, los conocimientos geológicos necesarios para poder planificar el trabajo e interpretar bien sus medidas geofísicas. La interpretación final será fruto del acuerdo entre las hipótesis del geólogo y las del geofísico. Esto no es tan fácil, prueba de ello es que constantemente se están reinterpretando trabajos geofísicos realizados varios años antes con interpretaciones que no fueron concordantes con la realidad. De todo lo anterior se deduce la ne'cesidad de la estrecha colaboración entre geólogos y geofísicos en la cada día más difícil tarea de la prospección. 1-1. 7. Datos sobre la actividad Geofísica en el mundo

Como final de esta exposición general damos a continuación una serie de datos sobre distiritos aspectos de la actividad geofísica en los últimos años. Estos datos han sido extraídos de las revistas Geophysics y World OiL Citaremos en especial lo que significa en la industria del petróleo y algo también sobrt> sobre la prospección minera. Tenemos poca información para dar cifras reales de los países comunistas de los que solo diremos que en Rusia en 1960 actuaron 400 equipos sísmicos y que actualmente parece que pasan de 800. Veamos algunos datos sobre Ja actividad de estos métodos en el resto del mundo. 1-1-7-a. En la industria del petróleo

La actividad geofísica en cuanto a número de equipos se redujo en casi todas las áreas mundiales desde el año 1958 al 1971, si exceptuamos en el lejano Oriente en donde aumentó ligeramente. Esto tiene una explicación: que a medida que mejoran los métodos y sus instrumentos, el rendimiento real de un equipo es mucho mayor, por lo tanto podemos decir que trabajan menos equipos, pero mucho mejores y con resultados más rápidos y más positivos. Por ejemplo, con sísmica terrestre se hacen hoy 100 km de perfiles mes y con sísmica marina que es dontle queda más por hacer se realizan de 2000 a 3000 Km mes. Otro aspecto es que en la prospección petrolífera, donde cada sondeo es ubicado por métodos geofísicos o estudiado en su interior por los mismos, cada día (desde 1956) se hacen en el mundo menos sondeos de petróleo y se descubren mayores volúmenes anualt>s, como veremos más adelante, por lo tanto una cantidad de petróleo mucho mayor por sondeo perforado. Este resultado se debe naturalmente a la Geofísica. En total su actividad para petróleo fué de alrededor de 12800 equipos/mes de

30


todos Los tipos en 1956 que fué rPcord y en 1966 solo de 9207 .. ~1ipos/mes por las razonf's indicadas. En cuanto al gasto real en F .o fué de alrededor de 300 miI:.-.ries de dólares v en 1968 de 800 millones de dólares. E.se gasto no ha seguido en aumento en parte por la sísmica marina y la aplicación de métodos aéreos, que resllltan en conjunto, mucho más baratos por zona prospectada. Es curioso que Je 1967 a 1968 multiplicó su actividad por más de 4 la sísmica marina. Un dato interesante es que desde hace muchos años P! consumo geofísico para petróleo es superior al 95 por ciento del total, aunque en 1959 esta cifra bajó al 93. Hoy está aproximadamente en el 90 por ciento. El au · i . • :l resto se debió principalmente fl oceanografía y aguas subterráneas. En virtud de esta enorme proporción del gasto para los hidrocarburos damos a continuación otro tipo de datos que consideramos de mucho interés. Las reservas mundiales de petróleo fueron en 1956 de alrededor de 40000 millones de toneladas con una relación Reservas/Consumo de 40,7 lo que quiere decir, con una duración teórica de 40,7 años. Esta cifra bajó en 1966 a 32,4 años porque se consumió desproporcionadamente. Pero actualmente gracias a los enormes descubrimientos geofísicos de Alaska, Mar del Norte, del Medio y Lejano Oriente, de Indonesia y de Africa Occidental entre otros, en 1972 las reservas llegan a 91000 millones de toneladas de petróleo, con una relación de 35 años de duración. Por otra parte hay un dato que abona la importancia de los nuevos avances en los métodos de prospección. En 1946 cada sondeo de investigación que se hacía en el mundo, daba lugar a un descubrimiento medio de 40000 toneladas de cubicación o de nuevas reservas de petróleo. Hacia 1948 después de la aplicación de importantes avances en las técnicas geofísicas, esa cifra sube a 75000 toncJadas por sondeo, y desde entonces no ha hecho más que m<'jorar y en Jos años 1969, 70, 7l y 72 se pone en 980000 toneladas por sondeo Wildcat y ha habido un año, el 1968, de intensa actividad en las plataformas y más suerll', que se pasó de 1,3 millones de toneladas por sondeo. No ha sido fácil dar con <'xactitud la cifra de sondeos que se hacen en todo el mu11do y qut' se consid<'ran dt· exploración o Wil11cat, pero por comparación con los dalos conocidos dt· los ~~stados unidos, hemos convrnido en estimar que es aproximadamente un 20 por ciento dt• total de p<:rforacioncs. Como conocemos csk tola], hemos dado1•stas <'ifra:;, au11q11e con las naluraks reservas. En la página siguirnk damos a rono<'<'r u11 <'uadro (:xplicalivo de lo dicho. Son más comparalivaR que absolutas, put!S <'s muy difícil estar de acuerdo en las cubicaciones rcc·upcrabks, ya que varían mucho consta11tcm1·ntc !'
CAP.1.-INTRODUCCION GRAL. A LOS METODOS GEOFISICOS DE PROSPECCION

.

1

Reservas Mundiatf (millones de tonel adas)

consumido (mlHones de loneladas)

1960 1961 1962 1963

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lcri os que se apliquen para su estimación. Tomadas de vari as estadísticas difcrcnlPs, lo que cuenta en ellas son los enormes aumentos que se han ido produciendo <'ti sus valores relativos y Uamamos la atención, porque se debe el éxito, como factor principalisimo , a la aplicación de las técnicas geofísicas modernas. Esto a pesar de que las clificultades que se• producen para encontrar nuevos campos han ido en aume nto, tanto por lo que se refiere a mayores profundiadcs en general, como a qu<' los mejores campos se r.stán d!'scubriendo bajo el mar. C.:omo comparació n darnos unos datos sobre los r~ultados d1• los últimos LO años de prospecciones ('ll España: Sc han perforado, sólo t>n la península, 150 sond1•os Wilrlcat con unos drscubrirnientos de cerca de• 15 millones de toneladas de pdrólco. Esto da una medía rlc 100000 loncladas por t1ondl'o, cifra estimable 1lado el prct:io actual del prlróko. 1'1~ro si se lícncn oo 1·uc11ta las n11evas zonas de la plulaf'orma mrditrrrárwa, rc:-;ulla que se han perforado solo 14 sondeos d e investigación y si· han dcscubit"rlo 12,5 millones de tondad n~; por lo tanto casi un milló11 tlc lon<'lada~ por .soncko, media munclial. Además un solo sondeo dió 12000 liarril1·.s/día . rl m.


32

Otro aspecto de lo que puede significar en~¡ f~:Uro los avances de !as técnicas geofísicas está en el caso de las lrm~pas eslnt1gra.f1cas en cuyo ~stuclio vem~s ~l mayor porvenir. F,stas se detectan bien por l~s metodos convenc1onales, el s1sm1co de reíli~xión principalmente, pero menos bien que las estructu.ras. Cuando lleg~ el rnornt•nlo de' elegir los lugares más adecuados para perforar, mtentaremos pnnwro localizar los sectores más p ermeables. Entonces nos encontraremos con la posibilidad de diferenciarlos por el carácter de las reflexiones sísmicas o por las variaciones de frecuencia y de amplitud de éstas. Los especialistas en la materia están ya en el buen camino para consegufrlo, pero aún tienen mucho que estudiar hasla llegar a buen término con ciertas garantías. Este es un aspecto de la investigación que tendrá gran importancia en un futuro próximo, ya que existen en el mundo zonas o niveles induscutiblemente petrolíferos, pero que por falta de permeabilidad suficiente, no son rentables. Un estudio geofísico, con ayuda de estas nuevas técnicas de inlerpretación, una vez dominadas, nos conducirá a las zonas de mayor permeabilidad dentro del tramo posiblemente productivo. 1-1-7-b. Tendencias de la geofísica minera

Los gastos geofísicos subieron un 60 por ciento de 1963 a 1965 y 1966 siguió }a misma tónica, lo que hizo doblarse éstos en menos de 3 años. Las inversiones de Ja geofísica minera en los años siguientes a la IIª Guerra Mundial fueron de unos 2 millones de dolares/año mientras en 1965 fueron de 20 miIlonr.s, lo que supone un crecimiento anual del 12 por ciento. Una gran parte del aumento de la popularidad de la geofísica se debe a su versatilidad en la resolución del creciente número de problemas. El 95 por ciento de los gastos geofísicos lo consumen 7 métodos terrestres y 2 aéreos. De los arreos el magnético es y ha sido por muchos años el método geofísico núm. l para minerales, seguido por el electromagnético. Estos dos son los principales métodos adaptados a] trabajo aéreo. Es ya popular entre los métodos eléctricos r.I de Polarización Inducida que supuso el 14 por ciento de los gastos en 1965, aumentando en 1966. En 1967 operaban en el mundo más de 140 equipos de P.I. y hoy continúan en aumento. J.os principales métodos de exploración minera en 1966 han sido el aeromagde P. J.

nt~lico seguido

La dcmand~ de uranio ha hecho intensificar la prospección del mismo y así durante los pnmeros 9 meses de 1966, se vendieron 6 nuevos tipos de destellómetros ~ escintillómetros aéreos, capaces de distinguir las radiaciones procedentes del uramo, de las del torio y del potasio. 1-1-8. Cuadro técnico Económico de los Métodos Geofísicos.

A .c~ntinuación damos un cuadro explicativo de Jo que significan los métodos geohs1cos en la prospección de Jos recursos geológicos del subsuelo.

..

33

CUADRO

Aplicaciones

Valores Medidos

ECONOMICO

DE LOS

METO DOS

METODO GRAVIM ETR ICO

METODO MAG NET ICO

METODOS SISM ICOS

METODOS ELECTRICOS

En petróleo Estudios de recono c1m1ento y complementarios Es· tructuras anticlinales y sinclinales Fallas. Diapiros Domos salinos (mucho empleo) En minerales Filones y masas de minerales con contrastes de den s1dad En aguas. Estructuras Fallas. Ca vernas poco profundas, que pue den contener agua (poco emp leo)

En petróleo: Profundidad del ba samento (gran empleo)

En petróleo· Estructuras. T ram pas. Fallas. Profundidades, Espe sores. Secciones 11empo o profun didad de gran perfecc1on Es el más importante de lodos los mé todos

En petroleo: Estructuras Fallas S1tuac10n a profundidades no muy grand~ (poco empleo)

En minerales· Grandes masas de minerales S1tuac1on v profund1 dad (poco empleo)

En aguas: Estructuras Sinclinales Resis11v1dad Profundidad de los acu iferos (gran empleo)

Gravedad en m1hgales

Gravímetros. Balanzas de torsión y Péndu los (en desuso)

Tipo de prospección

Terrestre y Marina

Result ados obtenidos

Coste por equipo y mes (Pesetas 1973)

0.7 millones

En aguas· Contactos con rocas hipogénicas que pueden ser de interes hidrolo91co (empleo muy pequeño)

En mmerales Minerales conduc tores en general. Sulfuros Masas Filones !mucho empleo)

v

GEOFISICOS METODOS RADIACTIVOS

Filones y placeres Minerales rad1act1vos y sus paragenét1cos. U, Th, Ta, Nb, Be, Bi, Sn, etc.·

Rad1acuvidad de minerales y ro· cas Medición de las emisiones a-, P. "f Golpes o destellos por minuto.

Potenciómetros Bobinas electromagnéticas Equipos de comente alterna con frecuencia variable.

Detectores Geiger·Múller. Escintillómetros Berilómetros. Ernanómetros.

Terrestre y aérea Marina como complemento de otros

Terrestre. Sondeos de resist1v1da des. Campos de potencial. Polanzac1on inducida Electromagnét1 co. Telúrico Aéreo: Electromag nét1co Rad1oface E Face lmput

Terrestre y aérea

Terrestre Stsmica por refracción y por reflexión Slsm1ca marina

15 en terrestre 20 en marina

Pro fu nd1dad de basamentos. Ma Secciones slsmicas a gran profun· pas magnéticos, localización y didad Domos Diapiros. Fallas. profundidad de masas magnéticas Profundidad de la -estratificación Cubicac1on Terrestre 0,5 millones 4a6 Aérea

Terrestre 6 a 8 millones Marina 18 a 20

..

2 a 3 en terrestre 3 a 4 en aérea

Fallas Filones. Profundidad de minerales y mantos aou iferos.

Terrestre Aérea

0.4 a 0,9 millones 2 a 4 millones

DE

PROSPECCION

TESTIFICAC ION GEOFISICA METODO GE OOUIMI CO En petró leo: Resistividad. po ros1dad, y velocidad de propa. gación Rayos gamma Situa ción perfecta y espesor de los honzontesJ)foductivos(empleo casi imprescmdtble1

En minerales· Toma de mues· Yacimientos potásicos y apatíti · tras en los horizontes atravesa· dos (poco uso) cos Diques pegmatlt1cos En aguas: Potencia y porosidad de los mantos acu fieros, para su mejor explotación

Magnetometros Balanzas magné !leas. Magnetómetros de proto Geófonos H1drófonos Registra nes Magnetómetros de vapor de dores automático v digital. Cesio. Magnetómetros de Flu¡o.

3 en terrestre 4 en área.

8

Mapas de Bouguer, Residuales Transformados

En m11lerales: Menas magnéticas. Fe, Ni, Cr. T1 Profundidad y vo lumen del yac1m1ento (gran em pleol

Res1st1v1dad Potenc1alesna1urales Suscept1bihdad magnética de ro Velocidad de propagacion de las Campos eléctricos 1nduc1dos Pro ondas sísmicas. Valores en m. por cas y minerales. Valores medidos fund1dad de capas y horizontes segundo en gammas acu lferos Polartlación inducida

Instrumentos empleados

Personal prospector

TECNICO-

Res1st1v1dad Potencial espon· táneo Rayos gamma Veloci· dad sísmica Porosidad, induc· cíón magnética Registro de neutrones. Densidades lncltna· c1on y dorecc1on de las capas Temperaturas

Yacimientos petrolíferos y de minerales metálicos. Criaderos de sulfuros.

Elementos, medidos en partes por millón.

Testif1cadores eléctricos y ra Espectrofotómetros. Es diactivos. Rayos gamma Reg1strador de neutrones lnchnér pectrógrafos. Crornatógra metro Y Fotoclín6metro. Son tos. Reactivos y análisis químicos. da sónica.

Terrestre

Terrestre

3 en terrestre 3 a 4 en aérea

2 a 4

Mapas de isoanomal las radiact1vas y localízac16n de minera· les radiactivos.

Características físicas y poten ciales de los terrenos perfora· dos. Espesores y profundidades. Diagraflas.

Mapas de isoanomallas y de isoconten idos de Pro pano, Metano, NI v bacte rias en petróleo. Toda cla se de elementos en minerales.

Terrestre 0,2 millones Aérea 1 millón.

0,4 millones a 300 m de profundidad - 4 a 5 millones a 5.000 metros de profundidad

0.6 a 0,8 Millones

3

a

5

capítulo 11

métodos gravimétricos

11-1. Campo gravífico terrestre 11-1.1. Introducción

El método gravimélTico de prospección se basa en la medida, en superficie, de las pequeñas variaciones (o anomalías) de la componente vertical del campo gravífico terrestre. Estas variaciones son debidas a una distribución irregular en profundidad de masas de diferentes densidades, por lo que conociendo aquéllas se puede llegar a una interpretación más o menos probable de la siluación de las masas en el subsuelo, dependiendo del conocimiento geológico y de la distribución de densidades en profundidad. Tres son los aparatos clásicos empleados en el método gravimétrico :la balanza de torsión que mide las derivadas de la gravedad, el péndulo que mide la gravedad absoluta o la relativa, y el gravímetro que mide la gravedad relativa. Breve reseña histórica

En 1888 un físico húngaro, el Barón von Eotvos construyó la primera balanza de torsión con fines puramente científicos; en 1917 el geólogo Hugo von Boeckh, Director del instituto Geológico de Hungría, sugirió la idea de emplear esta balanza para pro&pección geológica. Dos afios más tarde Schwcydar determinó, con el mismo aparato, la forma del domo salino de Hanigsen (Alemania). A partir de esto, el método de prospección con la balanza se desarrolló rápidamenle y prueba de ello es que, sólo en la costa del Golfo de México en 1925 funcionaban unos 40 equipos de prospección gravimétrica con la balanza. En 1918 el investigador sueco Ising propuso 1a utilización del gravímetro, cuyo empleo empezó a generalizarse hacia 1930. Como el gravímetro hacía el trabajo de la balanza de torsión a menos costo y mucho más rápidamente, ésta fue desplazada 35


36

por aquél, para usos prácticos, a finales de 1936. Desde entonces el gra~im.et.ro ha ido mejorando, pero básicamente es el mismo instrumento del pnnc1p10. De 1932 a 1936 la Gulf Oil Corp empleó para sus prospecciones gravimétricas un péndulo de doble brazo construido por ella. El péndulo fue, asimismo, sustituído por el gravímetro. Pasemos, antes de ocuparnos de estos instrumentos, a dar unas ideas sobre los fundamentos del método gravimétrico. Ley de Newton

La atracción de las masas obedece a la ley de la gravitación de Newton que establece que la atracción de dos masas m1 y m2 es directamente proporcional a su producto e inversamente al cuadrado de su distancia! F= K m1 m2 r2 Constante de la gravitación universal

En las mediciones de la atracción de la gravedad interviene una constante K que es la constante de la gravitación universal ya que según hemos visto F = K m1 m~ r2

r:uando m1 =m 2 =1 gramo y r = 1 cm F = K. El valor de K es K = 66,70·10·9 con dimensiones M- 1 L3 T - 2 • El problema de la medición de K ha ocupado mucho tiempo a los científicos La primera medición fue efectuada por Cauendish utilizando la balanza que lleva su nombre (1797).

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M1

1

Fig. 11-1

---... M, PoslclOn l

La balanza de torsión de Cavendish (fig. ll-1) consistía en un brazo con dos pequeños pesos en sus extremos y suspendida en el centro por un hilo el<> torsión. El brazo llevaba un espejo en donde se producía la reflexión de un rayo de luz. Se colocaban dos pesadas masas M1 y M2 a una cierta distancia de los extremos de la barra y se me'1ía el ángulo de giro causado por la atracción de estas masas mediante la desviación del rayo reflejado. Por distintas torsiones de las masas pesadas se calcu laba el coeficiente dC' torsión del lúJo.

CAP. 11.· METODOS GRAVIMETRICOS

37

Expresando la condición de equilibrio entre el momento debido a la fuerza de atracción de las masas y la acción antagonista del hilo de torsión, Cavendish obtuvo la medida de K. K == 67,54 x 10- 9 • A partir de ésta se hicieron muchas otras medidas basadas casi todas ellas en la J)alanza Cavendish con alguna ligera modificación. Conocido el valor de K se puede hallar la densidad de la tierra ya que supuesta ésta esférica g=

KM· 1

R2

M

= K RZ

siendo M la masa de la tierra, g la atracción de la gravedad sobre l gramo en su superficie y R el radio de la tierra. Dando a g y a R los valores medios, medidos adecuadamente. Esto significa pesar la lierra. M

y dividiendo por su volumen

= 6, 14 · 1027

.11í R3 3

gramos

resulta: Densidad media de la tierra= 5,32.

11-1.2. Potencial El campo gravífico terrestre consta de dos partes fundamentales: la primera y principal debida a la atracción producida por Ja tierra de acuerdo con la ley de Newton g = K

~2

(M =masa de la tierra;

R =radio). La segunda es Ja debida a la rotación de la tierra (fig. I1 -2), la atracción debida a otros astros es pequeña y por eso no la con· sideramos aquí. Se hablará de ella más acle!ante al calcular el efecto de las mareas. Como ambas partes están formadas por fuerzas actuando sobre un punto fijo y además la magnitud de estas fuerzas depende de la distancia a un punto, las dos partes tendrán un potencial y podremos defirúr ambos potenciales de la siguiente manera.

.

P

r;--19

j/ -

·-·---f-·---· j

! Fig. 11-2

Potencial debido a la atracción terrestre (V,)

Si consideramos para más facilidad, la tierra esférica (ya veremos más adelante que en realidad no lo es) y la unidad de masa situada en P1 (fig. Il-3) la fuerza que actuará sobre dla debido a \a esfera de masa M será F =- K ~ la fuerza irá ri

con el signo (-)ya que está dirigidn hacia M. La diferencia de potencial entre dos puntos será igual al t.rabajo realizado al trasladar la partícula de un punto a otro en el campo gravífico, desde un punto


38

de alto potencial a otro de potencial más bajo. Por lo tanto F =-

v 1 =-

J

Fdr

av a-:

+c.

El valor de C queda determinado al .suponer el potencial en el infinilo igual a O o a una cantidad C; ya que, como :;iempre trataremos con diferencia~

Fig. 11-3

T

P1-P~

=

f''l ._ r 1

tlr potencial.

p[

valor dr

e se anu-

lará. El trabajo realizado al trasladar una partícula de P 1 a P2 será

Fdr

f''Z -~ dr = KM ( !_

=K

rl

..

y la diferencia de potencial 1l V= Vp 2

r2

_l) r1

rJ

-

VP 1

=-

T = KM ( !_ r1

~2 )

que es una

cantidad positiva. Si ahora iiC considera P2 desplazado al infinito Vpz =O y VP 1 = K..!!!. r, : por lo tau to podemos defirúr el potencial gravífico en el puuto p 1 como VP 1

=

== -

'r 1

Fdr. Es decir r¡ue Pl poll!ncial en p 1 r•:. rl tmlmjo rl'lllizado pur r•l campo

...J para mover la unidad dr masa desdP el infinito al punto

p 1 • cambiado de signo.

Potencial debido a la rotación de la tierra (V 2 ) De forma semejante líe demostraría que es igual al tmlm¡o rPalizado por lr1 {uer;;11 centrífuga cuando tmsladanws fa unidad dP mnsa clr.~d1• un p1wt11 f'n el ejC' de rotaci611 de la tierra (podemos elegir el crnlro ele gravedad de la tierra) 11[ punto p. Para poder ~umar ambos potenciales tendríamos que lcnf'r en cucnla la diferencia de potencial de atracción enlre el ccnlro de gravedad y el infinilo, pero como únicamente utilizamos diferencias o <"Ocientes de diferencias
masa lt'qtiicl11 en equilibrio sometida" In acción de fa gmvrd11d.

CAP. 11.- METODOS GRAVIMETRICOS

39

Deducción de los valores de los componentes del campo gravífico terrestre

Si adoptamos un sistema de ejes coordenados rectangulares X, Y, Z con el eje Z coincidiendo con el eje de rotación de la lierra y el origen en su centro de gravedad, y poniendo los ejes OX y OY respectivamente en las direcciones Norte y Este, tenemos que en virtud de la definición de potencial y siendo V el potencial gravífico total. 9x

=a V ax

=a V

g

av

y

9z=

av a¡

Estas expresiones se deducen lo mismo que cuando considerábamos el potencial de atracción únicamente, aunque aquí V = V 1 + V2 (V 1 será el potencial debido a la atracción y V2 el debido a la fuerza centrífuga). Aquí 9x dx será el trabajo realizado por la fuena de la gravedad total cuando Ja unidad de masa se traslada en una dirección paralela a OX, desde la ~mperficic equipolencia! V a la inmediatamente próxima V+ dV; Si consideramos la unidad de masa situada en un punto P (x' y' z') y un elemento de masa de la tierra dm (x, y, z) en Mecánica Racionnl se demuestra que para el campo gravífico terrestre existe esta relación : V= K

[M

dm + .l (x'2+ y' 2) w 2 en la que p = p

2

v' (x-x') 2+ (y-y') 2+(z-z') 2

' o

y M es la ma:;a total de la tierra, w su velocidad angular y K Ja constante de gravitación de Newton a la que ya hemos aludido anteriormente. Los valores de las tres componentes de la gravedad serán :

J

X' -

M

9x == - K

X

dm

+ w2

x'

y' - Y dm

+ w2

y'

{F

0

9y =- K

Í

M

Jo

{;3

0

J M

9z =- K

z' -z

-p3-

dm

0

La expresión
ÍM

ax'2

(x'-x)2 dm-K ps

J•M

dm

+w2

p3

o •M

a2v = 3K

ªv'2

(y' -y)2

Jo

ps

dm-K

J."

-dm p3

+ w2

TRATADO DE GEOF ISICA APLICADA

40

2v h~

3 -=3K

JM

2

z) -(z'- --5d m-K

P

o

JM 7

dm

o

sumando estas expresiones se demuestra que obtenemos 'il2 V= 32 V 3x'2

+

32 V 3y'2

+ 32 2V= 2 w2 3z'

o lo que es lo mismo

-

-

ag +-ogy + -09z ay' oz'

divg= Vg=--"

ax'

=2w

2

Esta fórmula proporciona un método rápido para determínar la forma que la ecuación tiene dentro de la tierra. Si obtenemos la integral de superficie de Gauss del flujo de g a través de una esfera rodeando una masa concentrada dm, vemos que es igual a -4 1T kdm y por tanto la ecuación tomará la forma •¡j2 V=

'Vg=- 47T Kp' + 2 w

2

siendo p' la densidad de dm. 11-1.3. Variación de la gravedad sobre la superficie ~errestre

A) Con la latitud.

En 1672 Richer refería, sin explicación, que la gravedad variaba de un punto a otro de Ja tierra. Poco después, independientemente y casi al mismo tiempo, Newton y Huygens lo explicaban diciendo que este fenómeno se debía a que la tierra no era de forma esférica. En efecto, como la tierra está achatada por los polos, la distancia a su centro es máxima en el ecuador (por tanto el valor de la gravedad es mínimo) y mínima en los polos (valor de gravedad máximo). A esta variación se suma la del efecto de rotación de la tierra, la fuerza centrífuga (en realidad axífuga), que es máxima en el ecuador y nula en los polos y siempre opuesta a la fuerza de la gravedad. Como consecuencia d~ ambos efectos la aceleración de la gravedad varía, aproximadacm cm mente de 978 - 2 en el Ecuador a 983 - 2 en los polos. seg seg La aceleración de la gravedad es, pues, función de la latitud. Desde hace muchos años los científicos han ido proponiendo una serie de fórmulas que daban la gravedad teórica o "normal" sobre la superficie terrestre considerando la tierra primeramente como un elipsoide de revolució11 y últimamente como un esferoide. El esferoide normal.-Si suponemos 1.a tierra pastosa formada por capas homogé~~~s concéntricas y sometida a las fuerzas de la gravedad que tienden a hacerla es.fertca y a la fuerza centrífuga que tiende a aplastarla, la forma que tomaría esta

41

CAP. 11.· METODOS GRAVIMETR.ICOS

masa ideal es lo que se llama el esferoide normal; éste es ligeramente diferente de un elipsoide de revolución.

La fórmula internacional de la gravedad coi:rientemente utilizada para este es/eroide data de 1930 y es : g0

= 978,049 (1 + 0,0052884 sen2 cp- 0,0000059 sen 2 2 r,o} cm2 seg

en donde g0 es 1.a gravedad a. ln kztitud cp y al nivel del mar. El factor 9 71.J, 049 es el valor de la gravedad en el ecuador (cp = O). Con esta fórmula se calcula el valor normal o teórico de la gravedad g0 en cualquier latitud.

El Geoide.-Se llama geoide a /,a supe1ficie de equilibrio de los mares d<' la tierra C'Slos se pudieran extender por los continentes a través de canales imaginarios hechos en ellos bajo el nivel del mar. Es decir, sería la superficie equipotencial correspondiente al nivel de los mares. Difiere del esferoide en que los continentes y Jos fondos marinos están irregularmente repartidos sobre la tierra y, asimismo, .~i

en las discontinuidades de densidad de la tierra. Como la plomada (normal al geoide) tiende a desviarse hacia las regiones de exceso de masa (como los continentes) y a alejarse de las de defecto de masa (como los océanos), la consecuencia es que e] geoide está por encima del esferoide en los continentes y por debajo en los océanos (fig. U-4·). tierra

Superficie tfel mar geotde Esferoide normal (Tierra homogénea y pastosa: lr>fluencla gravedad+ centrifuga)

Fig. 11-4

Las desviaciones de la plomada son muy pequeñas (OI. del orden de segundos o menos) y la separación del esferoide del geoide del orden de decenas de metros, por ello el esferoide prácticamente coincide con el geoide. B) Con la altitud

Hasta ahora hemos calculado el valor normal de la gravedad al nivel O, o sea al nivel del mar. Como las observaciones las haremos sobre la superficie terrestre a


42

una altura h sobre dicho nivel conviene estudiar las vari9ciones de la gravedad con la altitud. Estas nos darán lugar a tres correcciones: Corrección de aire librr o de Fave. corrección de Bouguer, y corrección topowáfica: estas correcciones nos permÍtirán reducir Ja gravedad observada al nivel del mar. En la figura U-5 la corrección de aire libre sería la debida a la altura h sobre A~ el nivel del mar. La de Bouguer sería 6 :_;;;;;'. Ja que tiene en cuenla el espesor h de ' 1 :h los sedimentos bajo A, supuesto h cons1 1 Nivel del mar tante y la corrección topográfica sería t la debida a la separación de la horizonA= punto estación tal en A, de la superficie topográfica. Fig. 11-5 1

Midiendo estos tres efectos y teniéndolos en cuenta para corregir el valor observado en A obtendremos el valor de gen el punto M.

1) Corrección de aire libre. Es la debida simplemente a la altura h de la estación, es decir, a estar más alejada del centro de la tierra. Suponiendo la tierra esférica, sea M su masa y r su radio, por definición de gtenemos: M·1 3g M 2g 9 = K -r-2 - ; a;=- 2 K 7 =- -r- = - 0,3086 mgal por metro poniendo para g y r los valores medios para la altura h en metros será -0,3086 h. Ahora bien como las reducciones las hacemos para calcular el valor que tendría g al nivel del mar M, habrá que sumar 0,3086 h a la gt"avedad observada en A. 2) Corrección de Bouguer. Se calcula hallando el efecto gravífico del terreno comprendido entre el nivel de la estación (plano de cota h) y el nivel del mar, o sea, suponiendo que la estación se ha hecho en un plano topográfico horizontal. El efecto de la topografía del terreno (separación real del relieve del plano ficticio horizontal) será objeto de la corrección topográfica.

El efecto gravítico sobre la unidad de masa de una capa infinita de altura h y densidad es 21T K oh como veremos más adelante (pág. 92).

o

K = constante de la gravitación universal.

densidad media de la corteza terrestre= 2,67 ~ (en prospección se cm sustituye por la densidad media de la zona donde se está trabajando). Con lo que sería :0,1119 milígal por metro.

o=

Como estamos reduciendo al nivel del mar este valor habría que restarlo de la gravedad observada. F.s usual reunir las dos correcciones de aire libre y de Bouguer en una sola y

-


43

llamarle corrPcciones dP altu.r;i o combinada que sería Ch = 0,3086 h - 0,1119 h= 0,1967 h cuyo valor hay que sumar a la gravedad observada. Ch equivale a 0,03 miligal por cada 15 cms, que es el error que se admite en la nivelación de los polígonos gravimétricos. Bouguer fue un célebre geodesista francés del siglo XVUJ que aplicó por primera vez esta corrección. 3) Corrección topográfica. Finalmente, para reducir el valor observado de la gravedad al valor que tendría al nivel del mar sólo queda tener en cuenta el efecto gravífico de las masas por encima y por debajo del nivel h de la estación, ya que en la corrección de Bouguer suponíamos el terreno horizontal. El material por encima de la estación (a en la figura 11-5) atraerá a la masa unidad puesta en A en

Fig. 11.0

el sentido opuesto a la fuerza de la gravedad, mientras el material b (por debajo) actuará en sentido contrario. Puesto que el efecto del material del valle b habría que restarlo a la corrección de Bouguer y ésta es negativa, la corrección total topográfica irá siempre (lo mismo en monte que en valle) sumada a la gravedad observada. La corrección topográfica tiene en cuenta pues. el efecto de la topografía alrededor de la estación. En las mediciones efectuadas con el gravímetro los desniveles afectan mucho menos que en las de la balanza de torsión ya que en aquél se miden únicamente los valores verticales de la gr~vedad.


44

Para hallar esta corrección se emplean unos gráficos que consisten en una serie de círculos concéntricos alrededor de la estación y divididos en sectores tal como indica la figura [].6. ,. Con ayuda de unas tablas calculadas por ~ammer se h.illan los efectos gravíficos debidos a cada uno de los prismas que tienen de bltSe estos sectores y altura, Ja altura media de la zona en que está. Estos gráficos se superponen al mapa topográfico, de donde se deduce dicha altura media. Para las. zonas próximas a la est~ c.ión se suele hacer tma niveJación precisa del terreno mientras para las zonas mas alejadas se puede emplear la altimetría de un mapa topográfico a escala 1/50.000. En el cálculo de la corrección topográfica (lo mismo que en la de Bouguer) influye, claro es, la densidad del terreno. Esta, generalmente es desconocida por lo que más adelante (véase perfiles de densidad) indicaremos una forma de hallada. Por último digamos que la influencia de las masas montañosas lejanas modifican el valor de la gravedad de forma sim ilar que una influencia regional (un basamento de gran profundidad). Por lo tanto, como veremos a su tiempo, si hacemos la corrección de la anomalía regional podremos ahorrarnos la corrección topográfica a partir de un cierto radio alrededor de la estación, de acuerdo con los desniveles más o menos grandt•s que haya. De esto trataremos con detalle en el capítulo dedicado a Interpretación. C) Con el tiempo: a) Efecto de las mareas

No queremos acabar este apartado de variación de la gravedad sobre la superficie terrestre sin hablar del efecto luni-solar o de las mareas. Las atracciones gravíficas del sol y de la luna causan el efecto de las mareas que. depende de la posición astronómica de ambos y de la latitud, siendo variable con el tiempo; estas fuerzas product'n una p<'qu1·ña deformación de la superficie marina. Este efecto influye también sobr<' los gravímet ros y da lugar al efecto lunisolnr o de las marcas. Su amplitud máxima puede llegar en total a 0,3 miligales, pero su variación máxima es solamente de unos 0,05 mgal/hora. El efecto de las mareas es poco importante en prospección, ya que se elimina parcialmente, como veremos más adelante, al efectuar la corrección de deriva. No _obstante, en trabajos de mucha precisión se calcula la corrección lunisolar mediante unas tablas que anualmente se publican con este objeto. b) Deriva instrumental

~ gr.a vímetro, como todo instrumento de precisión, da lugar a lo que se llama der~va instrumental (o variación con el tiempo de la lectura de una estación); es decrr, que si efectuamos medidas sobre una misma estación a diversos intervalos de ti~m~o obtenemos valores ligeramente distintos. Esta deriva está producida pnnc1palmente por la fatiga del sistema de muelles, o por las variaciones de tempe-


45

ratura, aunque también existen razones incontroladas y otras calculables como es el efecto lun:i-solar o de las máreas. Reducción de la gr..,vedad al geoide La reducción de la gravedad observada al nivel del mar que incluye las correcciones citadas anteriormente, es lo que comúnmente se llama la reducción de la gravedad al geoide. Ahora bien, esta gravedad reducida al geoide habrá que compararla con la gravedad teórica, para deducir las anomalías de la gravedad. Anomalía de Bouguer (Llg) = gravedad observada + corr. aire libre - corr. Bouguer + corr. topográfica - gravedad teórica (g 0 ); g0 es el valor de la gravedad a la latitud cp, de acuerdo con la fórmula que se dió al principio para el esferoide. Hay que tener en cuenta, sin embargo, que g0 es el valor teórico de la gravedad en el lugar medido (o normal), referido al esferoide y no al geoide. Este hecho no importa en prospección ya que la diferencia (9esferolde - 9 9 eo1de o efecto indirecto) es muy pequeña y varía muy lentamente, por lo que no influye en el estudio de áreas locales. Sin embargo, en investigaciones geodésicas hay que tenerlo presente. 11-2. Medición de la gravedad

Unidades de medida La fuerza de la gravedad es igual a la aceleración de la gravedad medida en las mismas unidades. Esto se demuestra igualando la fuerza de atracción gravífica ( F = Km

~)

a la fuerza de la 2.ª ky del movimiento de Newton F = m a, de

donde a= g = K

~

. En el sistema cegesimal la unidad de aceleración es 1 r cm/seg en cada segundo. A esta unidad se la llama gal (en honor de Galileo) por tanto : 1 miligal = 10-3 gales

Como la aceleración normal de la gravedad es g = 981 gales, 1 mitiga! es aproximadamente una millonésima de g. El valor absoluto de la gravedad varía aproximadamente de 978.000 miligales en el ecuador a 983.000 mili~ales en el Polo. La unidad de gradiente que se emplea cuando se utiliza la balanza de torsión es t'l Eotvos. 1 Eotvos = 10- 9 ~ cm

Medidas de gravedad Distingamos primeramente, dos clases de medidas: las absolutas y las relativas.


48

Las medidas absolutas de la gravedad terrestre se hacen de dos maneras: a) con el péndulo, b) estudiando la caída libre de tos cuerpos. 'Las medidas relativas de la gravedad se pueden hacer utilizando métodos dinámicos como el péndulo o métodos estáticos (balanza de torsión y gravímelros). En prospección, afortunadamente, lo que interesa no es la gravedad absoluta, sino la variación de la gravedad, o lo que es lo mismo las medidas relativas de la gravedad. El problema de la medición de la gravedad absoluta es difícil por la gran precisión que requiere estimar la gravedad con la aproximación de una millonésima de g, es decir, con la aproximación de l miügal. Aquí nos limitaremos a dar unas breves ideas sobre cómo se mide la gravedad absoluta dejando para el apartado de instrumentos la descripción detallada de los aparatos empleados en prospección gravimétrica que, como ya indieamos anteriormente, son el péndulo, la balanza de torsión y principalmente el gravímetro. Medición de la gravedad absoluta A) Con el péndulo

Las medidas de la gravedad absoluta realizadas últimamente se han efectuado con péndulos reversibles o péndulos de doble brazo. Llamando Tal periodo del péndulo simple equivalente de longitud l, tendremos T

=2rr V1/g

de donde g =4rr 2

~2

Las medidas se hacen siempre sobre un número de oscilaciones grande, del orden de millares. Las últimas medidas foeron las de Postdam Washington

9w

= 980,08 ± 0,003 Cm2 seg

g P

= 981 ' 274

y la de Teddington

cm

Ja

de

seg 2 9T 981, 1815 ±

=

± 0,0016 cm ·

seg2

B) Caída libre de cuerpos El procedimiento fue descrito por primera vez por Volet ( 1946) y consiste en fotografiar a intervalos regulares la caída libre de una regla graduada en una cámara de vacío. La precisión de lectura de tiempos del orden de l millonésima de segundo se consigue con una escala de tiempos controlada con un oscilador
= 980,916~ 2 seg

47

CAP.11.- METODOS GRAVIMETRICOS

Medición de la gravedad relativa

Las primeras medidas de La gravedad fueron hechas con el péndulo por Bouguer en una expedición francesa al Perú ( 1735-1743) con objeto de determinar la forma de la tierra. Las medidas fueron de la gravedad relativa. Como ya hemos indicado, los aparatos empleados en prospección miden la gravedad relativa, por lo que remitimos al lector al apartado correspondiente más adelante, al objeto de no repetirnos innecesariamente. 11-2.1. lsostasia

&l Ja expedición francesa de Bouguer al Perú éste hizo entre otras, una medida en la cumbre del Pichincha (4.800 ms aproximadamente). Al aplicar la corrección de su nombre, obtuvo un resultado anómalo que le indicaba que la masa de la montaña tenía menos efecto gravífico del que era de esperar en función de su masa y de su densidad. Este efecto se confirmaba, a su vez por las medidas que hizo de desviación de la plomada de la vertical. La causa no fue comprendida por Bouguer. Posteriormente se hicieron medidas de gravedad en otras zonas montañosas con el mismo resultado. En las altas mesetas se observaban valores de Ja gravedad menores que los que debía tener, mientras en las fosas oceánicas sucedía a la inversa. De estas observaciones se deducía que en las regiones elevadas la densidad media de las rocas bajo el nivel del geoide era menor que la normal, mientras que en los mares profundos dicha densidad media era mayor. Este fenómeno no se explicó claramente hasta que, casi simultáneamente, en 1855, Airy y Pratt expusieron sus teorías sobre la isostasia.

Ambos decían que la corteza terrestre podía suponerse dividida en bloques descansando sobre un substratum más o menos fluído que es el magma. Pratl suponía que la corteza terrestre lenía un espesor uniforme bajo el nivel del mar por lo que el contacto con el substratum se verificaba a una profundidad constante a la que llamaba nivel de compe11sació11 (uno~ 100 kms) y de manera que dicho substratum soportaba un peso constante por unidad de superficie. Por ello los bloques en las regiones montañosas debían tener una densidad menor que la normal, mientras que bajo los océanos estos bloques debían tener una densidad mayor que la normal. N. del

mar

H Un

N.
Fig. 11-7


48

En la figura IT-7 si ª" es la densidad normal Un> Um ~ a0 >Un para.q.ue en,el nivel de compensación se tenga un peso constante por unidad de superf1c1e segun se indica en (l) (H altura bajo el nivel del mar; H'm y H'o son las alturas de los bloques rectangulares equivalentes). Airy decía que los bloques simplemente flota~an en el magma y que la densidad de todos los bloques era sustancialmente la misma. Los bloques con alta topografía serán más pesados y penetrarán más en el substratum, mientras los bloques bajo los océanos serán más ligeros y se hundirán menos en el magma. Como ejemplo de esta idea supongamos varios bloques irregulares de la misma densidad Un flotando sobre el magma de mayor densidad (fig. Il-8). El contacto con el magma quedará tanto más profundo cuanF!g. 11-8 to mayor sea el peso de cada bloque, es decir, que los bloques quedarán más profundos cuanto más sobresalgan. Por esta razón a esta teoría se le llamó la de las raíces de las montañas. La palabra isostasia procede del griego isostasos (igual peso) y fue utilizada por primera vez por el geólogo Dutton para expresar la condición de compensación de las irregularidades topográficas y la existencia de un estado de equilihrio hidrostático a partir de una cierta profundidad. Las teorías de Airy y Pratt subsisten hoy día con ligeras modificaciones.

11-2.2. Instrumentos para efectuar las medidas de la gravedad Como hemos indicado anteriormente el péndulo sirve para hacer medidas absolutas y relativas de Ja gravedad; la haJanza de torsión y el gravímetro sirven únicamente para medir la gravedad relativa. Hoy día en prospección solamente se emplean los gravímetros. El Péndulo o

Péndulo simple o matemático Consta de una pequeña masa (m) suspendida de un hilo , teóricamente sin masa, perfectame nte, flexible y de longitud invariable (l), figura 11-9. La componente de la aceleración de la gravedad normal al hilo es mg sen i. Según la segu11da Ley
d21

mQ · -

dt 2

+ ll sen i = O Q

A'

A

mg sen

F19. 11-9

r\

mg

CAP. 11.- METODOS GRAVIMETRl~OS

49

La solución de esta ecuación diferencial es una función periódica de período T (tiempo AA'A): T =21T

Vi79 [ 1 + ( ~ ) \en2 ~

+

G:! r sen

4

~

+ ... ]

siendo io el ángulo inicial. Para io pequeño

[ 1]

Péndulo físico

El péndulo físico o péndulo compuesto es un cuerpo cualquiera de masa M suspendido de una cuchilla sobre la cual puede oscilar libremente. La fórmula del período en este caso es:

[2] siendo 1 el momento de inercia respecto a la cuchilla y h la distancia del centro de gravedad G a la cuchilla (fig. II-10). De [ 1] y [2] se deduce que el péndulo compuesto es equivalente a un péndulo simple cuya longitud .2 1 viene dada por .2 1

= - 1-

Mh1

•

El péndulo compuesto servirá para determinar los valores de g si tanto su longitud equivalente .2 1 como su período T pueden ser determinados con precisión ya que 4 1T2 21 g=--[3]

T2

Fig. 11-10

Fig. 11-11

El péndulo utilizado en la práctica es generalmente el péndulo compuesto rc•1wsibll'. figt1rJ ll-1 l. Consta de dos cuchillas C1 y C2 paralelas y situadas en los lados opuestos de una barra de cuarzo fundido o de invar.


50

El péndulo se ajusta de manera que los períodos de oscilación T 1. y T 2 , alrededor de C 1 y C2 , sean iguales. Fácilmente se demuestra que si T 1 = T 2 la longitud del péndulo simple equiva lente es tal que Q== h, + hz · Como la distancia entre las dos cuchillas puede ser medida con una gran precisión resulta que los valores de g se pueden medir asimismo con gran exactitud. Los valores absolutos de g se deducen simplemente de (3) observando el período T en el punto estación, determinándolo sobre millares de oscilaciones y procurando eliminar las fuentes de error como aumento de longitud por Jos cambios de temperatura, por desgaste de cuchillas, etc. Las medidas internacionales de la gravedad que citamos anteriormente fueron efectuadas con este tipo de péndulo. El péndulo fue algo utilizado en prospección hasta que apareció el gravímetro que lo desplazó por su mayor precisión y rapidez .en la torna de observaciones. Las medidas relativas de la gravedad efectuadas con el péndulo :son de mucha menos precisión que las de la gravedad absoluta. El método consistía, sucintamente, en comparar los períodos T de dos péndulos uno fijo o péndulo hase y otro móvil o pf>ndulo de campo para intervalos de tiempos iguales, por lo que los dos péndulos estaban conectados por telegrafía o radio. En Nettleton se puede ver con detalle como se efectuaban las prospecciones gravúnétrícas con el péndulo; la precisión de las medidas eran de unos 4 mfügales. El Gravímetro

El gravímetro es un instrumento que mide directamente las pequeñas variaciones de la componente vertical de la gravedad, es decir, los valores relativos de dicha componente. El fundamento del gravímetro es muy simple. En esencia consiste en una masa m suspendida de un muelle o sistema de muelles o fibras de torsión. Las pequeñas variaciones de la gravedad se traducirán en variaciones del peso mg o lo que es lo mismo en pequeños alargamientos o acortamientos del muelle de suspensión. Según e! sistema de medida de los cambios de la longitud del muelle se clasifican en gravímetros Pstables o inestables.

J) Gravímetros estables Son aquellos en que el cambio de la longitud del muelle es medido directamente por medio de una adecuada amplificación ya sea óptica, mecánica o eléctrica.

...

El caso más sencillo sería el de la figura ll-12 o sea simplemente un dinamómetro. Si F es la fuerza o peso debida a la gravedad g tt('tua11do soüre m, tendremos :

m

Fig. ll-12

F

51


.

F = mg = K (Q - Q0 ) siendo Q0 la longitud inicial del muelle, final y K la constante del muelle.

Q

la longitud

Como la masa m es constante F será proporcional a g por lo que las pequeñas variaciones de g se traducirán en incrementos de Q AF

=m Ag = KAQ

- -K AQ Agm

Para obtener con este tipo de gravímetros medidas de Ag del orden de aproximación de O, l .r,niligal habría que apreciar desplazamientos del muelle del orden de diezmilésimas de milímetro, por lo que es muy difícil conseguir mucha precisión con este instrumento. 2) Gravímetros inestables

Los gravímetros inestables o astáticos constan de una masa M suspendida inestabiemente de un muelle o sistema de muelles y tal que para un determinado valor de g, M está en posición de equilibrio. Pero basta un cambio pequeño en g para que Ja masa M abandone su posición de equilibrio de manera que pequeños cambios de g se traduzcan en desplazamientos relativamente grandes del muelle. Esto se logra como sigue : Un caso sencillo es la figura 11-13. Sea una masa M suspendida de un muelle a través de un balancín. Sobre el balancín hay otra masa m. Para un determinado valor de g el conjunto estará en equilibrio y m en posición vertical. Ahora bien a medida que aumente el valor de la gravedad la masa m ten· derá a desplazar girando sobre O, aumentará el desplazamiento del brazo y por tanto el momento mgQ 1 , que compensará el incre· mento de tensión del muelle S.

m

Escala l111!11q~1111! I

I Ja

I

s

Los gravímetr.os inestables son los más utilizados hoy día.

M

Fig. 11·13

Ejemplos de gravímetros estables Gravímetro Hartley

Es uno de los más sencillos. En esencia consta (fig. ll-14) de dos muelles, (1) muelle principal del que está suspendida la masa M y (2) muelle de ajuste accionado por un tornillo micrométrico T. El muelle (2) se emplea para hacer la lectura a O, es decir, su dial mide el nú· mero de vueltas necesarias para equilibrar el sistema. La amplificación del movi-


52

Metal Ríbbon

(2)

Fig. 11-14

miento vertical es de unas 50.000 veces y se consigue mediante un ingenioso sistema mecánico y óptico. Su apreciación es pequeña, de sólo 1 miligal, por eso nunca llegó a emplearse mucho. Gravímetro Gulf

Fíg. 11-15

El gravfmetro Gulf o (Hoyt) consiste (fig. ll-15) en un muelle espiral del que cuelgan una masa circular M a la que va unida un espejo E. Las pequeñas variaciones de la gravedad actúan alargando el muelle y girándolo. Lo que se mide es el pequeño ángulo de giro (del orden de segundos) mediante un conveniente juego de prismas que reflejan varias veces un rayo de luz sobre dicho espejo. La amplificación es del tipo de unas 20 veces, produciendo en el ocular una desviación del orden de 1 milímetro. El gravímetro va encerrado en una caja aislante cuya temperatura se mantiene fija por medio de un termostato. Su precisión es de 0,02 mgal y su peso (modelo 1943) era de unos 13 kg. Fue muy empleado por su gran precisión. Ejemplos de gravímetros inestables Gravímetro Thyssen.-Es el que esquemáticamente hemos indicado en la figura 11-13. f·:n la práctica S<' construye con dos brazos paralelos con pesos auxiliar~s

en Jo-. c·xlr<'mos opuc&1os. La precisión de la medida es de 0,25 mgal. Gravímetro Lacoste - Romberg EL gravímetro Lacoste-Romberg está basado en el sismógrafo de largo período ideado por Lacoste en 1934.

53


La mayoría de los ~avímetros moder' nos (Atlas, Worden, ... etc.) están basa, dos en éste por lo que es interesante describirlo con algo de detalle.

~

M

A

\

Esquemáticamente (fig. Il-16) el sistema medidor consiste en una masa m de unos 2,5 Kg. colocada en el extremo de un brazo rígido 08 aproximadamente horizontal ( (}

1

\

I

\

1

\

1

\

1

\

1 1 1

\

\ \

1 1

\

1

\ 1 T

~ ~} y suspendido de un

muelle A8 tal que A está en la vertical del punto de giro O y que OA :::::08.

1

\

o

'4

Espejo

e Fig. 11-16

El muelle A8 se construye de tal mane-

ra que su longitud inicial Q0 (sometido a tensión nula) sea nula (muelle de longitud cero) con lo que su tensión será T = K (Q - Q0 )

=K Q

siendo K la constante del muelle y Q = A8. Veamos el momento debido a T, respecto al punto de giro O MT =-T · 00=-KQ ~ 00 ='-K2SAoe=-Kb82 • 08 sen(}= K08 2 sen O

[1)

El momento debido a la acción de la gravedad será : M9

= mg · OC= mg · 08 sen (}

(2)

Por lo que si hacemos

mg= K · AB

(3)

se ve de ( 1] y [2) que Mg =- MT, y el brazo 08 estará en equ~?º cualquiera que sea (}. Ahora bien, cuando varíe g ya no se verificará [3] y OB se separará de su posición de equilibrio. Si actuamos sobre el tornillo micrométrico M, variando la longitud de OA hasta que 08 alcance nuevamente su posición de equilibrio (posición cero de la escala), el incremento de OA será una medida de Ag (que reshlta ser aproximadamente proporcional a A OA). El gravímetro Lacoste-Romherg es el gravímetro de mayor precisión que se encuentra hoy en el mercado. Su precisión, que alcanza la cifra de 0,01 miligal, puede ser aún mayor si se opera con sumo cuidado. Su deriva instrumental (o camhio de la lectura con el tiempo en una estación debido a la fatiga del muelle) es prácticamente nula por lo que solamente debe efectuarse la corrección lunisolar; pero a pesar de todo nunca es recomendable suprimir la corrección de deriva.


54

Su peso

t•::,

,¡,. uno~

11 kg ~' ~~1 precio muy elevado. por lo que.únicamente se

utiliza rn trahajo5 de alt:i

pr1·1·1~1on.

Gravímetro Worden

El gravímetro Wonlr11 es el más utilizado hoy ~ía c1~ _prospección. Por~~ gr~n pn•i·isi.ón (0,01 r11gal), poco (ll'SO (2,45 kg) y su d1spos1l~v~ de comp~nsac10n tcrmica que lo hace pract1camente inalterable a las variaciones de temperatura, constituye en .su clase, el gravímetro más apropiado para las prospecciones gravimétricas. El sistema medidor (fig. ll-17) se compone de un brazo a con una masa m en su extremo formando un cuerpo único de cuarzo fundido, con un peso total de l mg aproximadamente. A este brazo van unidos rígidamente el índice de lectura l (que se observa mediante un microscopio M) y u11 brazo inclinado b de cuyo extremo sale el muelle CD (de longitud cero). F.I muelle está fijado en su extremo superior con dos pequeños muelles A y B con tornillos micrométricos (A muelle de campo para grandes variaciones de g, o sea, para operar a difeGravímetro Worden rentes latitudes y B muelle de medida M1croscop10 para observar las pequeñas variaciones de g en la prospección de una zona) y asímismo al bastidor fijo por medio de un sistema E compensador de temperatura. El sistema I, a, b puede girar libremente alrededor de los puntos F. Todo ello va dentro de una cámara de vacío con presiones de 4 a 10 mm de Hg, que. a su vez. va dentro de un vaso Dewar para impedir variaciones de temperatura tal como indica la figura 11-18 en la que para mayor claridad sólo hemos representado el muelle A. El aparato llc'va dos niveles uno longitudinal (en el sentido del brazo ~) y otro transversal normal al anterior y se nivela como cualquier aparato topográfico.

'

En esquema (véase \Jor<.>IJi - E.5tudio del gravíml'tro Worden) el sistema medidor sería el de la figura 11-19 donde FC = FO y FV es la dirección de la vertical. Como CD es muelle de longitud cero tendremos que ~u tensión T será: T= K ·CD

'

55

CAP. 11.· METODOS GRAVIMETR.ICOS

siendo K la constante del muelle. Veamos como está som<'Lido el sist<'rna.

ai1tt-s

Jos dos momentos a que

M

Fig. 11·19

Momento debido a la gravedad M9 =a mgseni.p

Momento debido a la torsión del muelle

F1g. 1118

MT

= K ·CD· FG

MT

= K. (CG +GD)

MT

= K. FC2 sen 2 e

FG = = K (FC + FD) cose· FC sene

Ya que FC= FD

ahora bien OI + 15 = 2 0 y OI =15 = 45° de donde por lo que MT = K · FC 2 · sen <.p El momento total será M =MT - M9 M = ( K · FC 2

-

=~ + 'Y 2

26

a rn g) sen i.p

por lo que dicho momento estabilizador se puede hacer tan pequeño como se quiera poniendo K · FC2 ~ a rn g (pero siempre K FC2 > a m g, a fin de que el equilibrio sea estable) y ésta sería condición de estatización, permitiendo, por tanto, una lectura muy precisa de .!lg. Una vez nivelado el aparato la lectura del gravímetro se hace simplemente llevando el índice l al valor cero de la escala por medio del tornillo micrométrico que acciona, desde el exterior, el muelle de medida B.


56

La diferencia entre dot> lecturas multiplicada por la com,tante del gravímetro nos da el valor de Ag en miligales. En la nivelación y lectura de este gravímetro sólo se emplean unos 5 mjnutos. Gravímetro Marino

Las primeras medidas de gravedad en zonas cubiertas ~e agua,~ en e~ mar ~ueron hechas con el péndulo de Vening-Meinesz que mediante .u.n ~ngenioso Sistema compuesto de tres péndulos (el central inicialmente en equilibrio y los extremos oscilando en fases opuestas) lograba elirmnar el efecto
Recientemente (1958) se ha intentado construir un gravímetro para realizar prospecciones desde el aire. sobre un avión. Las dificultades son grandes ya que hay que hacer las lecturas muy rápidamente y con el gravímetro en movimiento, corregir las observaciones para la aceleración del aparato en cada una de ellas y asimismo corregir el efecto llamado de Eotvas (debido a la rotación de la tierra). El gravímetro todavía experimenta! ha sido construído por Lacoste-Romberg y tiene una precisión de unos l O miligales, hoy por hoy escasa para prospecciones petrolíferas. La Balanza de Torsión

Si bien la balanza de torsión de Eotvos ya no se emplea en prospección gravimétrica, consideramos muy conveniente estudiar brevemente este aparato porque suministra enseñanzas muy útiles sobre la distorsión del campo gravifico terrestre causada por la distribución irregular de las densidades en profundidad. Esenciabnente, consiste la balanza de torsión en dos pesas iguales situadas a altura diferente y unidas por un tubo de aluminio que, a su vez, está suspendido de un hilo de torsión. El hilo de torsión lleva un espejo en el que se refleja un rayo de luz horizontal que imprime sobre una película fotográfica el ángulo que gire dicho hilo. La masa inferior suele estar a unos 60 cms por debajo del plano de la superior. La figura II-20 da idea de la forma de los diferentes dispositivos de balanza de torsión basados en el mismo principio. En realidad lo único que diferencia la balanza de Eotvos de la Cavendish es el desplazamiento de las masas.


57 ,.

Fig. 11-20

Si situamos la balanza en un punto en cuyas proximidades el campo gravífico eslé distorsionado debido a efeclos locales resultará que sobre las masas de sus extremos actuarán valores distintos, en magnitud y dirección de la gravedad, lo que dará lugar a componentes horizonlales (fig. II-21) cuyo efecto se traducirá en el giro de la balanza. Esto ocurrirá siempre que exista alguna distorsión en el campo gravífico, ya que en un lugar en donde las superficies equipotenciales fuesen esferas o prácticamente, entre nuestros límites de apreciación, planos paralelos no se produciría el giro de la balanza.

Hiio de torsfon

X

m

z

Fig. 11-21

Fig. 11-22

Sea la balanza de la figura 11-22 en la que 2 Q es la longitud del tubo, m las masas de los extremos y h la distancia entre el brazo y la masa inferior. Consideremos-los ejes x y z de la figura tales que OZ coincida con la dirección de la gravedad en O. Sea a el ángulo que forma el brazo con el eje OX. En el punto O actuarán las componentes de la gravedad X0 =O; Y0 =O y 2 0 = g, es decir, que la única fuerza que actuará sobre la unidad de masa ( lgr) será g (dinas).


68

En un punto (x, y, z) infinitamente próximo la aceleración de la gravedad no sera rigurosamente paralela a su dirección en O, sino que tendrá componentes horizontales X, Y que, aunque muy pequeñas, tenderán a girar la balanza en un cierto sentido. Su rotación será equilibrada por un cierto ángulo de torsión del hilo de suspensión. Admitamos que la variación de X Y Z (componentes de la aceleración de la gravedad en las direcciones x, y, z) sea lineal en el pequeño espacio de las dimensiones de la balanza. Entonces por la fórmula de los incrementos finitos y reduciéndonos, por tanto, a las derivadas primeras, tendremos :

x = a x x + ax Y + a x z ax ay az Y=aYx+aYy+ayz ax ay az az az az Z=g+ -x+-y+-z ax ay az

'

Ahora bien como las componentes X, Y, Z son las derivadas del potencial V de la gravedad :

tendremos:

x=ªv. Y=av. z=ªv ax' ay' az a2v a2v a2v X= a x2 x + ax ay y + ax az Z a2 v a2 v y+--z a2v Y=--x+-2 ax ay ay ay az Z=g+ a2v x+~ y+ a2v2 z ax -Oz ay az az

que serán como hemos dicho las componentes de la aceleración de la gravedad en el punto (x, y, z) o, lo que es lo mismo, las fuerzas que actúan sobre la unidad de masa en dicho punto. Hallemos el momento, respecto a OZ, de las fuerzas que actúan sobre la unidad de masa situada en los puntos en que se encuentran las masas de la balanza es decir, en (2cosa, 2 sena, h) y (-!!cosa, -!!sena, h); el momento ~rá ~ (xY -y X) o sea

·¡p V ·a2 V 2 sen a+-32 V ) 2 cosa ( a-a ~cosa+ - h 2

x

v

av

av az

'

59

CAP. 11.- METODOS GRAVIMETBICOS

r

2 2 ( ox 'iJyz 2 2 2 v a v) sen 2a a ( a- y2 - -ax2 + 2 Q

V a V Qsena ) -Qsena ( ---Qcosa---Qsena 32 V a2 V ) = -Qcosa - a --.Qcosa-2 2 = Q2

ax ox'iJy 2 2 a v + Qh (a- v cosa - a2v sen a ) cos 2a-axay ayaz axaz

yel momento T para lasmasas m: T = m Q2 sen 2a ( -a

2

+ m Qh

v- a2-v) a2v+ + 2 m .Q2 cos 2a 2

ay2 ax a2-v cosa - a2v (ayaz axaz

ax ay

sen a )

Si llamamos I al momento de inercia de las dos masas m respecto al eje de giro OZ (1 = 2 m Q2 ) quedará

2V 2v o2V) sen 2a o2 V 'iJ2V ) - -- - - + 1--cos2a + m Qh (a- cosa - 2 2 ay a x 2 axay 'iJyoz axaz sen a

T =1( a

&te momento quedará equilibrado por el giro de un cierto ángulo de la balanza, por lo que llamando r a la constante de torsión del hilo T=r 8 Como los registros se hacen fotografiando la imagen de un rayo de luz que se refleja en el espejo del hilo, de torsión, si llamamos d a la distancia de la placa fotográfica al espejo se tendrá: n - n0 8=--2d

siendo n la lectura correspondiente al giro 8 y n0 la que correspondería a la posición de equilibrio (o sea la que se tendría si no actuase el par de giro), por lo que sustituyendo se tiene finalmente :

a 2v a- 2 v) sen 20'. a2 v ]+ - - + - - cos 2a 2 [ ('iJy a x 2 axay + C2 ( aazv cosa - azv sen a) y'iJz axaz

n - n0 = C1

. do e = 2 1d Y C sien 1 2 T

2 -- -

= 2mQhd

[1)

.

constantes mstrumentales.

T

Respetando las restantes cantidades se tiene: n n0

= conocido, ya que es la lectura obtenida en la placa fotográfica;

= desconocido, ya

que es la lectura que se obtendría si sobre la balanza no actuase el par de giro.

TRATADO DE GEOFlSlCA APLICADA

60

Asimismo, son incógnitas las derivadas segundas del potencial. O sea

y

Tenemos en total cinco incógnitas por lo que bastará hacer cinco lecturas a distintos azimuts (o sea, cinco valores de a.) para obtener cinco ecuaciones (1) que nos permiten hallar las incógnitas. Como el tiempo de observación con la balanza es muy grande (debido a que tarda mucho en alcanzar su posición de equilibrio), aquél se acorta bastante si se emplea una balanza de doble brazo (es decir,. ~os balanzas paralelas y puestas en sentido contrario, con lo que bastan tres posJctones (a O, 120 y 240 grados, pues el otro brazo tomaría los ángulos de 180, 300 Y 60 grados), para determinar las incógnitas que ya no serán cinco sino seis, puesto que habremos añadido un nuevo nó y tendremos en total seis ecuaciones (tres por cada balanza). Los últimos modelos de balanza de doble brazo son los de la casa Askania que automáticamente se ponen en las tres posiciones indicadas y registran asimismo, las lecturas fotográficamente por lo que el observador se limita prácticamente a ponerlos en estación. Veamos ahora qué significan las derivadas segundas del potencial dadas por la balanza que adelantando ideas serán el gradiente horizontal de la gravedad

a2 v axaz

y

a2 v oyaz

y el término de curvatura

y

Gradiente horizontal de la gravedad.-& un ~ector cuya magnitud es la proporción en que aumenta la componente verbcal de la gravedad en una dirección tal, que el incremento unitario de dicha componente es máximo. Como la componente vertical de la gravedad es g =

~ , el término 02 V

az

axaz

representará la proporción en que cambia la componente vertical de la gravedad en la dirección OX (Norte) y

análogamente:~~ será la componente en dirección OY

(Este) del gradiente horizontal de la gravedad. Si situamos en dos ejes coordenados (fig. ll-23) las dos componentes obtendremos la magnitud y dirección del gradiente horizontal de la gravedad. El gradiente se representa por un vector, orientado el ángulo r.p, y de longitud

CAP. 11.· METODOS GRAVIMETRlCOS

61

proporcional a su magnitud. La diferencia de gravedad entre dos puntos, en los que conocemos el gradiente, se puede encontrar simplemente multiplicando el gradiente medio por la distancia entre ellos. Las dimensiones del gradiente son L · · T- 2 • L- i , es decir, T- 2 y la unidad es

X N

l Eotvos = 10·9 gal por cm de distancia horizontal.

E

Fig. 11-23

Ilustremos el concepto de gradiente horizontal de la gravedad con la disposición esquemática que tendría sobre una sección anticlinal sinclinal del basamento (fig. II-24) en la que hemos supuesto que el corte no varía en el sentido perpendicular a la figura.

;; ~---"'---'----'~;~ 7 r+ l

?1

1

1

1 1

1

1

1 1

,

.,

....,

1 1

1

1

1

1

1

1

1

,

1

1

1 1 1

1 1

1

1 1

1

?

1

1

1 1

1

1 1

1 1

1 1

1 1 1 1

1 1 1

1

1

1

1

1

1 1

+

Fig. 11-24

Término de la curvatura

, . a2 V Los termmos - -2 -

ay

a2 V ax

-2

a2 V estan , re1ac1ona . dos con 1a curvatura de la y axay

superficie equipotencial que pasa por el centro de la balanza, de coordenadas (0, O, g). Hallemos la ecuación de dicha superficie limitándonos en el desarrollo en serie a los términos de segundo grado:

2v 2 1 a2v 2 1 a2v 2 a2v a2v xz + a2v- yz + gz =O x + - - 2 y + - - 2 z + --xy +-2 ax 2 ay 2 az axay axaz ayaz

-1 -a 2

Si cortamos dicha superficie por un plano infinitamente próximo z = h,


62

la intersección será la elipse (en realidad puede ser cualquier cónica):

zv

a2v xv+ -a a22v h2 +2gh=0[1]

a2v

a2v 2 + a2v z +2l--hx+2--hyt2a ~. a,(2' X 3y2 y 3x3z 3y3z Xvy

Z

representada en la figura 11-25. Sean a y b los semiejes de esta elipse 'X el ángulo que forma el eje mayor a con el eje X viene dado por:

azv a2v a2v 2

tg2'X

ax ay

3x2

[2]

3y2

-

X

y

- - __ -Je-.... 1 ;""'

--z

Fig. 11-25

Sean R1 y R2 los radios principales de curvatura de la superficie equipotencial que pasa por O (fig. 11-25). Considerando las circunferencias correspondientes, tendremos:

con lo que

8

Ri::::: 2 h 2

b2

¡

[3]

R :=:::-2

2h

cuando hes pequeño. Teniendo en cuenta los valores deducidos de [3] y las ecuaciones [ 1] y [2] llegaríamos a la siguiente condición: 1 g ( R2 -

2

l ) _ ( 3 V Ri - ax2 - a32Y2V)

sec 2 A.

[4]

;


63

cuya deducción no incluímos para no hacer excesivamente largo este apartado (bastaría hacer un cambio de ejes girándolos el án,,,11ttlo X, con lo que la elipse quedaría referida a sus ejes. La ecuación [4] indica que las otras dos cantidades dadas por la balanza nos definen la diferencia entre las curvaturas principales (máxima y mínima) de la superficie equipotencial que pasa por el centro de la balanza y, asimismo, el azimut Adel plano principal en que la curvatura es mínima (ya que R1 es máximo). 1

1

La cantidad (-- - - -) o curvatura diferencial significa la separación que de R1 R2 la forma esférica tiene la superficie equipotencial. Gráficamente se obtiene en la figura Il-26 el vector

e= g (_!_ - _!_) R2

R1

La curvatura diferencial se repor un segmento LM de longitud proporcional a e y orientado el ángulo X respecto al norte: por tanto, su dirección será la de la curvatura mínima. pn~senta

El término de curvatura tiene las dimensiones g/R, es decir, L · T- 2 · L - 1 = T- 2 , o sea, iguales a las del gradiente, por lo que se mide como éste en unidades Eotvos.

X

3x 2

N

ilY 2

e E

y

Para ver la dirección de curvatura mínima conviene imaginar Fig. 11-26 la acción de las masas profundas sobre una balanza de Cavendish (ya que ésta asimismo mide la curvatura) en el punto considerado. Así, por ejemplo, si imaginamos que estamos sobre un eje anticlinal, evidentemente la balanza se orientará en la dirección de este eje ya que el exceso de masa a lo largo del eje atraerá a las masas de la balanza. Supongamos que estamos, por el contrario, sobre un eje sinclinal. Evidentemente la balanza se orientará hacia los flancos del sinclinal en donde está ahora el exceso de masa, o sea, tomará una dirección perpendicular al eje sinclinal. Por esta razón las curvaturas paralelas a los ejes geológicos se llaman anticlinales o positivas, mientras que las normales a dichos ejes se llaman sinclinales o negativas. Ilustremos este último concepto con una figura tomada de Nettleton (figura II-27).


64

p. de Inflexión

Dirección de la ver tic a 1

astrato pesado

,,,1

,______ o o 0_.......-0

o

1 J>

o o o

o o

o

1

1 1

o

o o o •·

'<""' .....0_

1

~

0

0

----

o

curva\ura máx. (antlcllnal)

Fig. 11-27

A continuación presentamos, esquemáticamente, las variaciones del gradiente y curvatura sobre una falla (fig. II-28).

1 1

curvatura

~

-

-

~

1 1

......

,____.

f--<

1

1 1 1 1 1

¡l

I

I

1

77$//7///Wff/,//,W~

1

1 7' z"''J17.JníJ7.1"»."í1."'z"'!l."l1"'J"l"'1l"'l"'t/."í'~..,.,; .,,'l;:

7///////17/,///7//717,?,

.. .

~,,,r-~,r,"'7."'/ ." :1';:,.,.~" 7;.;" z"'/ ." 1/1."'z"?/." )';:,.,.w~/ Fig. 11-28

I


65

11-3. Observaciones de campo Composición de un Equipo Gravimétrico

Un equipo gravimétrico consta de : Jefe de equipo cuya misión es el planteamiento del tnbajo a realizar, así como su supervisión e interpretación. 1 Calculador de oficina cuya misión es el cálculo de la deriva instrumental y de todas las correcciones para llegar a los valores del mapa de anomalías de Bouguer. 1 Operador cuya misión es la lectura del gravímetro en los puntos de estación. 1 Ayudante de Operador, que generalmente conduce el vehículo del Operador y ayuda a la puesta en estación y nivelación del gravímetro. 2-3 Topógrafos con dos teodolitos o Niveles Este equipo realiza el levanta2-3 Auxiliares y dos vehículos miento planimétrico y altimétrico de la zona objeto de la prospección, de acuerdo con las instrucciones del Jefe de Equipo. Los auxiliares de los topógrafos, además de llevar las miras, conducen los dos vehículos del Equipo Topográfico. 1

Los vehículos generalmente empleados son del tipo todo terreno : Land-Rover o Jeeps. Toma de datos -Red de Bases-

En una prospección gravimétrica el objetivo es determinar los valores relativos de la gravedad en dislintos puntos, distribuídos de antemano, en la zona de trabajo, de acuerdo con el objeto que persiga dicha prospección. La determinación topográfica (planimétrica y altimétrica) se de.be realizar con la precisión que más adelante indicamos. Las lecturas se realizan con el gravímetro, una vez situado en estación y nivelado, tomando siempre nota de la hora en que se realiza cada estación. Con objeto de realizar Ja prospección con la mayor precisión posible se establece primeramente una Red de Bases (adaptándose a las condiciones de accesibilidad de la zona) que cubra lo más regularmente posible, de wJa manera amplia, la zona de trabajo. Una base es simplemente un punto en donde la gravedad se determina con mucha precisión. La red de bases se establece sobre una serie de puntos de tal manera dispuestos que el intervalo de tiempo entre las lecturas de dos bases consecutivas sea lo menor posible (al objeto de que la deriva sea mínima) y, asimismo, que haya facilidad para observar repetidas veces las bases a lo largo de la red (para tener un mayor control de la deriva). El enlace entre las bases sucesivas 8 1 , 8 2 , ..• se realiza de la forma esquemática indicada en la figura H-29. Es decir, se observarían en el siguiente orden: 81 - 8 2 - 8 1 - 8 2 - 8 3 - B2 - 8 3 ••. Si se necesitase realizar una red de mucha


66

precisión, se repetirían más veces los itinerarios indicados. a:=-----------~ '~'-:''....... ~ Una vez establecida la red de bases, el '1 \ : 1\ resto de los puntos de estación podrán refe1 1 1 1 \ \ rirse fácilmente a los puntos de la red, con 1, ~ ' 1 \ lo que todo el trabajo quedará perfecta' 11 ' 1 ' 1 1' 111 \ 11 \1 mente enlazado. En la práctica se acostum\ 1 ,,, ---\ 1' bra a volver cada dos horas a una de las J¡_ -----\ 1 __________ bases con lo que quedan perfectamente con4 ------~ - - - - - - 83 troladas (a efectos de deriva) las estaciones realizadas en dicho intervalo. Fig. 11-29 Siguiendo el proceso anterior se establece la red de bases en circuitos cerrados; una vez determinados los valores gravimétricos de los enlaces de bases (corregidos por deriva) se puede realizar un ajuste de la red por e1 método de mínimos cuadrados si los errores de cierre resultan apreciables. La distanci::. entre bases variará con las condiciones del terreno. Asimismo, debe tenerse en cuenta que la situación de las bases debe ser tal que el valor gravimétrico no varíe por posibles cambios de las masas circundantes (obras nuevas, lechos de los ríos, etc.) o inestabilidad de la corteza (presencia de fallas, etc.). La distancia entre bases suele ser de 10 a 15 kms en las prospecciones petrolíferas y mucho menor en prospecciones mineras. La red se suele relacionar, si es posible, con alguna estación de péndulo, de modo que siempre se puedan determinar los valores absolutos de la gravedad en todas las estaciones. (En España las medidas de péndulo han sido realizadas por el Instituto Geográfico y pueden servir además, como ya hemos indicado, para comprobar el gravímetro). B¡

------- -----

82

,,\ -------- ,,,

~

e~-:_

-_--.::~

El tiempo necesario para nivelar el gravímetro y realizar una lectura es gene~ mente inferior a cinco minutos. El número de estaciones observadas por dfa es muy variable, dependiendo de las condiciones topográficas de la zona, medios de comunicación y, asimismo, de las dimensiones de la malla de los ptmtos de estación. En condiciones favorables se puede alcanzar ~na media de unas 40 estaciones por día .

. En el caso de una prospección áe reconocimiento general con perfiles muy distanciados bastará observar cada perfil asimilando puntos determinados a una red de bases y procediendo de la misma manera que en la figura II-29, sólo que en sentido longitudinal. Corrección de la deriva instrumental

Recordemos que la deriva es la diferencia entre dos lecturas realizad'18 en una misma estación en un cierto intervalo de tiempo. Estas lecturas teóricamente deberían ser iguales pero no lo son debido a la infidelidad del gravímetro como ocurre con todos los instrumentos d<> precisión. Sus diferencias en los gravímetros modernos suele ser de algunas centésimas de miligal

67


por día. Por lo tanto las lecturas del instrumento deberán ser corregidas con los valores que obtengamos de la deriva, de tal manera que los valores corregidos se aproximen lo más posible a los que hubiéramos obtenido si todas las estaciones las hubiéramos realizado simultáneamente y con el mismo instrumento. Veamos cómo se corrige la deriva primeramente en una red de bases y a continuación en una estación cualquiera. 1) Corrección de la deriva en una red de bases.-Sea la red de bases considerada anteriormente (fig. Il-29); representamos en unos ejes las lecturas del gravímetro (1) en ordenadas y los tiempos correspondientes a dichas lecturas (t) en abcisas (ñg. II-30).

1

1

1 1 1

1

L

e,: 1

1

1 1 1

(8,)

:' _...q r r y.---r(i,) ~

¡

1

1

1

1 1

1 1

1

1

1 1

1 1

1

1

t1

t1

tj

t'2

t3

t;

t" 2

Fig. 11-30

14

t3'

t,4

Ti

t4

Tj

Tiempos (t)

En la figura se representan las variaciones de las lecturas del gravímetro en las bases B1 , 8 2 , 8 3 y 8 4 correspondientes a los tiempos sucesivos (t1 t 2 t; ... ). · Como hemos efectuado el enlace final, la última recta representa nuevamente las lecturas B1 en los tiempos T 1 y Tí. El problema de la corrección de deriva consiste simplemente en reducir las lecturas sucesivas 22 , 2i, 22 23 22' ... a los valores que tendrían si las hubiésemos realizado todas ellas en el mismo momento de la lectura inicial 52 1 , es decir, al tiempo t 1 (ordenada t 1 ). Para corregir la deriva se pueden utilizar diversos métodos. El más sencillo es suponer que la deriva varía lineahnente entre cada dos estaciones consecutivas efectuadas en cada una de las hases. Esta hipótesis es bastante aproximada ya que los intervalos de tiempo considerados son pequeños (generalmente no superiores a 30 minutos).


68

Un procedimiento de eliminación de Ja deriva sería simplemente reducir al origen t 1 cada una de las lecturas observadas. Por ejemplo, podremos calcular el valor correspondiente a la base B2 para los intervalor t 1 tí, t2 tí, t2 t2' Y t3 t3 · Para tL tí el valor de la lectura reducida al tiempo t 1 se obtendrá por interpol:tción lineal:

ru1álogamcnte para el intervalo t2

tí

º' L22 = x2

-

Q' 2 -

t2 -

2

2 (t2' - t¡ )

t2

y de la misma manera para los restantes intervalos considerados. !fallando la media de los cuatro valores encontrados obtendríamos el valor más aproximado de la lectura correspondiente a la hase B2 (22 )

= media de los valores hallados

Análogamente determinaríamos los valores (Q3 ), (R4 ),

...

etc.

Otro procedimiento mucho más exacto es utilizar el método indicado en Ja figura Il-30. Partiendo de la lectura inirial Q1 hallaríamos gráficamente la tendencia media de la deriva (representada {>or una ünea quebrada saliendo de !l 1 ) correspondiente a los intervalos de tiempo observados. Es decir, para el caso de la figura II-30 procederíamos de la siguiente manera: Partiríamos de Q1 con una recta .Q 1 A cuya pendiente sería la media entre ~ 1 Q\ y L1 Lí. (deriva media en B1 ). El punto A, así como los sucesivos B, C, O, corresponden a los puntos medios de los intervalos de solapamiento de las lec'turas (t2 tí ; t3 t2'; t4 t3' ... etc.). Desde el punto A se traza una recta AB paralela a la recta media correspondiente al intervalo 22 2;'; desde B la recta BC, media del intervalo .23 Q3' y así suce¡;ivamente. Estas rectas medias se hallan a la estima o por el procedimiento mínimos cuadrados. Una vez obtenida la quebrada 21 ABC ... , para hallar la lectura en 8 2 correspondiente a la ordenada en t 1 (es decir, para hallar la lectura en 8 2 corregida por deriva) bastaría trazar por los puntos Q2 , Q2 y .e;· rectas paralelas a la quebrada Q1 ABC... (o lo que es lo mismo desplazar í\ ABC ... paralelamente al eje de lecturas hasta que pase sucesivamente por Q2 .22 y Q;') con lo que obtendríamos tres ordenadas distintas en t 1 correspondientes a otros tantos valores de la hase 82 (221 ;

.221 y Q;'¡ ).


La media de estas tres lecturas

Q.21

69

+ Q21 + Q;'¡

nos daría el valor buscado. 3 Procediendo análogamente para las bases 8 3 , 8 4 corregiríamos por deriva las restantes lecturas. Este procedimiento es mucho más rápido y preciso. 2) Corrección de la deriva instrumental en un punto cualquiera.-Una vez corregida por deriva la red de bases, la eliminación de la deriva en un punto cualquiera se efectuará apoyándonos en Ja hase o bases con que hayamos enlazado, pues como ya indicamos anteriormente cada dos horas observamos una de las bases de la red (la de más fácil acceso próxima a la' última estación observada). Comparando las lecturas obtenidas en las bases con los valores determinados en el apartado anterior, determinaremos la deriva correspondiente al intervalo considerado. La corrección de las lecturas de las estaciones efectuadas en dicho intervalo se realiza simplemente por interpolación lineal. Indiquemos, por último, qt,1e cuando se realizan trabajos de mucha precisión se debe introducir la corrección lunisolar antes de efectuar la corrección por deriva instrumental. El efecto lunisolar se elimina con el empleo de tablas adecuadas. Cuando no se disponga de ellas se podrá determinar dicho efecto mediante sucesivas lecturas con un gravímetro fijo sobre un punto de la zona. El punto de estacionamiento del gravímetro fijo podría servir dt: base en la zona de trabajo, verificándose en él el cierre de todos los itinerarios realizados con el gravímetro móvil. Calibración del gravímetro

En las observaciones de gravímetro obtenemos unos valores que representan un cierto número de divisiones de la escala del instrumento. Estos valores deben convertirse en miligales determinando, por tanto, la equivalencia de la escala o constante del gravímetro. Para realizar esta calibración se emplean generalmente los siguientes métodos : 0 1. ) Hacer estación en dos puntos en los qt,1e conocemos con gran precisión la diferencia de los valores de gravedad. Este ha podido ser determinado de antemano con otro gravímetro bien calibrado o mejor con el péndulo. 2.º) Realizar observaciones a diferentes alturas de un edificio. Como sabemos el valor teórico que debe cambiar la gravedad con la altura (Corrección de Aire libre o de Faye) podemos igualar este valor a la diferencia de lecturas que obtengamos en el gravímetro. Deben de hacerse correcciones para la masa del edificio y los cimientos. Conocida de una u otra forma la diferencia de gravedad entre dos puntos se iguala a la diferencia de lecturas observadas.


70

Tolerancia máxima admisible en la determinación de la altitud y distancia horizontal de una estación Corno hemos visto anteriormente (lU.1.3.B): hay tres correcciones muy importantes (de Aire libre, de Bouguer .~ de Latitud), que ,depen~en de la po. · • horizontal y vertical de cada estac1on, por lo tanto sera muy importante la 81Cl00 d.d L .. , l d t precisión con que determinemos estas me 1 ~s. a prec1Slon con a qu e se e e~1 1 minen las altitudes es uno de los factores más importantes que contro an a exacbtud de un trabajo gravimétrico. Una diferencia de elevación de un centímetro representa 0,03 miligale::- en la corrección de ~ire Libre.' .'!"e es perfectamente detectable por el gravímetro. En consecuencia, la prec1S1on con que debemos obtener los datos de la posición horizontal y vertical dependerá de la precisión con que queramos obtener los datos gravimétricos. Veamos cómo están relacionadas ambas precisiones: Sea ± 89 la desviación media de una lectura úrúca del gravímetro y AH y AV las desviaciones medias de las posiciones horizontal y vertical del punto estación. F..stas desviaciones están relacionadas con la desviación del valor de la estación OG de la siguiente forma: 8G = V(8g) 2

+ (AH)2 + (AV) 2

En consecuencia, las desviaciones medias de las medidas de la posición horizontal y vertical no debían ser mayores que la desviación media de una lectura única del gravímetro. En las exploraciones petrolíferas de reconocimiento general la distancia entre estaciones suele ser de 1 km; la tolerancia máxima con un gravímetro tipo Worden determinado como se ha indicado anteriormente es de± 30 m de control horizontal y de solamente 1,5 cm/km en altitud. El error instrumental probable en las lecturas del gravímetro de los valores de (Jg es aproximadamente de± 0,01 miligal. Cálculo de la densidad del terreno En la corrección de Bouguer, para reducir la gravedad observada al nivel del mar, veíamos que el efecto de una capa infinita de altura h era 211'Khu siendo u la densidad media entre el nivel de la estación y el rúvel del mar. La corrección topográfica tiene en cuenta, asimismo, la densidad más superficial. Vemos, pues, que en las correcciones gravimétricas entra un factor desconocido que es la densidad. Si bien el valor de densidad a adoptar para la corrección de Bouguer en estricto rigor sería diferente del de la corrección topográfica, no obstante. es práctica común adoptar el mismo valor de Ja densidad para ambas correcciones. El problema es calcular la densidad u a adoptar, densidad que nunca se conoce exactamente si bien sabemos que oscila generalmente entre u= 2,3 (densidad


71

media de los terrenos sedimentarios) y a== 2,67 (densidad media de la corteza terrestre). Un método para determinar la densidad sería recoger muestras en superficie y hallar una media de la densidad de todas ellas; el procedimiento, aparte de ser muy pesado por el gran número de muestras que habría que tomar, es inexacto ya que la densidad de estas rocas superficiales está alterada debido a los agentes atmosféricos. Además la densidad de las rocas superficiales no corresponde generalmente a la de las rocas que inlcuye la corrección de Bouguer. Otro método que se ha ensayado es determinar la densidad de los testigos de los sondeos de la zona, pero este método tiene asimismo el inconveniente de que la densidad de una muestra no corresponde exactamente con la densidad de la roca, in situ, aparte de que, con frecuencia dichos sondeos escasean o no existen. En vista de lo cual se han ideado métodos indirectos de medir la densidad. Uno de los más conocidos es el método empleado por Nettlelon (Determinación de la densidad para reducciones de las observaciones gravimétricas - GeophysicsVol. l V -1939) que es el que describimos a continuación. Consiste en trazar un perfil gravimétrico de estaciones muy próximas a lo largo de un accidente topográfico (monte o valle). Obtenidos los valores relativos de la gravedad se hacen las correcciones de estos valores para distintas densidades con lo que obtendremos una serie de perfiles tales como indica la figura fl-31. 1111/tgalts

metros

z.o

440

.... ............

o

Perfil topográfico

'ºº

200

430

....

300

..... - ........

400

4ZO

...... ..... 500

. . ., . . "'°

410

600

Fig. 11-31

El criterio para elegir la densidad a adoptar es el siguiente: aquélla que proporcione los valores reducidos de Ja gravedad sobre una línea aproximadamente recta. En este caso la densidad elegida sería a== 2,4.


72

El método tiene la ventaja de su sencillez y el inconveniente de suponer que bajo el arcidente topográfico considerado no hay a nomalías de la gravedad debidas al subsuelo. Este inconveiúente se remedia utilizando el sistema que emplean en Fran_cia: con:;iste en hacer medidas análogas sobre perfiles cortos en un acéidente topográfico (fig. H-32). Se hacen tres medidas de la gravedad en ca2 da perfil gravimélrico y se busca como antes el valor de a que hace lineal la anomalía gravimétrica haciendo muchos perfiles gravirnétricos y hallando la media de las densidades obtenidas de ellos se encuentra el valor de a. Fig. 11·32

1 Este método tiene la ventaja de ser más exacto que el anterior fa que al hacer lo mismo en muchos lugares de la zona se podrán rechazar los valores de a anormales debidos, probablemente, a la presencia local de alguna anomalía geológica bajo dichos perfiles. 11-3.1. Interpretación Obtención del mapa de anomalías de Bouguer Al realizar observaciones en el campo medjmos las variaciones relativas de la romponente vertical del campo gravífíco terrestre. Los valores obtenidos, según hemos visto anteriormente, deben ser corregidos para tener en cuenta los siguientes factores: 1) Variaciones de la gravedad a lo largo del día producidas por los cambios de posición del sol y de la luna {efecto lunisolar o de las mareas) y por deriva instrumental.

2) Diferencias de altitud de las estaciones gravimétricas entre sí y con relación al plano de referencia (corrección de aire libre 0,3086 mgls/m., corrección de Bougucr = + 0,04185 a mgls/m y corrección topográfica). 3) Forma de la tierra: esferoide normal que da lugar a Ja corrección de latitud (la corrección se hace con tablas que dan el cambio de la gravedad con la latitud, tabulando la fórmula internacional de la gravedad indicada anteriormente. El valor de la anomalía de Bouguer As vendrá dado, pues por la siguiente expresión: As =grav. observada+ corr. mareas+ corr. deriva+ '

.

+ corr. aíre libre - corr. Bouguer + corr. topográfica - g0

°"'

siendo g0 el valor teórico de la gravedad al nivel del mar para la latitud considerada.

'{J

t.na ve:z corregidos los valores observados de la gravedad se presentan en un ma-

CAP. 11.· METODOS GRAV IMETRICOS

73

pa de anomalías de Bouguer) en el que están situadas todas las estaciones gravimétricas, trazando las curvas isoanómalas (curvas de igual valor de A8 ), generalmente a intervalos de 0,5 mgls. en prospección petrolífera. Cuando se requiere mayor detalle se trazan a intervalos de 0,2 mgls. Con el mapa de anomaüas de Bouguer empieza la labor más importante del geofísico que es la interpretación, de la que hablamos a continuación. Consideraciones generales

Veamos primeramente qué significa el mapa de Bouguer obtenido anteriormente y cuál es la información que nos puede suministrar. El problema de interpretación consistiría teóricamente en determinar la masa que produciría una determinada anomaüa encontrada con el gravímetro. Por el teorema de Gauss si V es el potencial gravífico, tendremos

f[ ~ ~

·ds=

4~ ~I

a dv

(a= densidad; v =volumen de la masa considerada). Por lo que la masa total que produce una anomalía puede calcularse partiendo de los valores del gradiente del potencial (av /oz) normal a la superficie que rodea la masa. Los valores relativos de la gravedad son en esencia, el gradiente normal del campo potencial, ya que cuando un efecto local pequeño se suma al campo principal de la gravedad la diferencia Ag de las magnitudes del campo entre dos puntos es la componente normal de este efecto local (fig. II-33). g1 = valor1 de la grav. en P1 (campo uniforme) AB =efecto local debido a (M) ~ =valor de la grav. en P2 • Si g1 es la fuerza de la gravedad en un campo uniforme y AB es el efecto debido a una masa local, la componente total será P2 B y la componente del efecto local sobre la nueva vertical P2 B será BC. Como g1 y g2 forman un ángulo muy Fig. 11-33 pequeño, en la práctica, el valor Ag observado coincidirá aproximadamente con BC por lo que podremos poner

JJ. Ag·ds=4~KAM en donde AM es el exceso de masa que produce la anomalía de la gravedad Ag.

74


Teóricamente el problema quedaría resuelto, pero en la práctica solamente se puede efectuar la integración f f .6.gds por métodos aproxímados. Veamos, pues. lo que podemos hacer para resolverlo. Las medidas de la gravedad no son sensibles a las variaciones de densidad verticales en tanto que sean constantes a lo largo de capas horizontales; sin embargo, cualquier variación horizontal en densidad causará una variación horizontal. en Ja gravedad (es decir, sobre las estaciones de la zona prospectada). Son precisamente eslas variaciones horizontales las que aparecen en un mapa gravimétrico; por lo que cualquier condiciór1 geológica que produzca una variación horizontal en la densidad, produciría asimismo, un cambio horizontal en la gravedad o lo que es lo mismo una anomalía gravimétTica que podría ser producida por: l) Un depósito mineral o simplemente un dique de densidad superior a la densidad media de las formaciones geológicas. 2) Un levantamiento de capas de diferente densidad producido por cualquier cambio estructural que dará lugar, asimismo, a una anomaüa gravimétrica cuya magnitud dependerá de los contrastes de densidades de las diferentes capas, así como de sus espesores, forma y profundidad. Sin embargo, no debemos tratar de traducir ni siquiera aproximadamente los contornos de las curvas isoanómalas en contornos estructurales, pues este punto de visla no es exacto como veremos más adelante. 'La limitación principal del método gravimétrico estriba principalmente en que los valores observados no son suficientes para definir la distribución de las masas que los producen. Por la teoría del potencial sabemos que la interpretación de los campos de potencial nunca es única, ya que siempre será posible disponer de una serie de distribuciones de masas que produzcan un mismo efecto gravífico. Por ejemplo, una masa grande de una determinada densidad y próxima a la superficie produciría una anomalía gravimét-rica semejante a la originada por una masa pequeña de gran densidad y a mayor profundidad. Por esta razón no es posible determinar la posición exacta y la forma de una masa anómala. Sin embargo, se pueden establecer límites superiores e inferiores de la posible profundidad. La interpretación gravimétrica puede ser cualitativa y cuantitativa. La cualitativa para determinar las anomalías existentes en la zona y su probable relación con estructuras del tipo anticlinal, sinclinal, domos, etc. La cuantitativa trata de determinar el volumen, masa y profundidad de las masas que producen las anomalías gravimétricas. Esta última interpretación se hace siempre dentro de ciertos límites. Ni que decir tiene que la interpretación final será tanto más aproximada cuanto mayor información geológica tengamos de la zona objeto de la prospección ya que ésta contribuirá a disminuir el número de parámetros en juego.

CAP.11.· METODOS GRAVIMETRICOS

75

Interpretación geológica

El mapa de Bouguer muestra Ja suma de todos los efectos debidos a todas las masas presentes tanto en profundidad como en superficie. Es decir, que el mapa de Bouguer mostraría la suma de los efectos de las rocas sedimentarias próximas, del basamento ígneo, e incluso del magma en el interior de la tierra. Sin embargo, los efectos de las masas anómalas muy profundas (así como los debidos a fas masas montañosas lejanas no incluídos en la corrección topográfica) estru'l muy atenuados debido a su gran distancia produciendo Jas variaciones amplias de las curvas isoanómalas, mientras que las estructuras sedimentarias próximas producen variaciones relativamente agudas y frecuentemente fuertes del campo gravífico terrestre. Por lo tanto en el mapa de anomalías de Bouguer ]as variaciones amplias serán debidas a contrastes de densidad profundos o lejanos, generalmente en el basamento, y las variaciones rápidas serán producidas por contrastes de densidad más próximos. De aquí podemos deducir el principal objetivo de la interpretación gravimétrica. a) La separación de los efectos de las masas profundas y someras. Los procedimientos para separar estos dos efectos son:

1) el cálculo del mapa residual, 2) el cálculo del mapa de segundas derivadas. Otros objetivos de la interpretación gravimélTica, como veremos más adelante, son: b) La definición de los efectos gravimétricos de las anomalías sedimentarias, determinando la probable profundidad y dimensiones de las estructuras interpretadas. Veamos a continuación cómo se calcula el mapa residual.

11-3.2. Cálculo de los mapas de anomalías regional y residual El mapa de anomalías de Bouguer podemos considerarlo como la suma de otros dos: 1) el mapa regional, debido al efecto de las masas profundas y lejanas (generalmente el basamento) y 2) el mapa residual debido a los efectos de las masas superficiales (estratos geológicos más pesados o masas más o menos densas que las rocas circundantes).

Eo prospección interesa hacer resaltar el efecto debido a las masas superficiales, eliminando o reduciendo al mínimo el debido a las masas profundas. Por ello se definf' corrientemente la anomalía regional como el efecto de todo aquello que no interesa al prospertor. La anomalía residual sería: Anomalía residual= Anomalía de Bouguer -Anomalía regional

o ilimplem('nle:


76

El cálculo de la anomalía regional AR es tan antiguo como el método gravimétrico y hu dado lugar a diversos sistemas de cálculo desarrollados o utilizados por las djferentes compai1fas prospectoras. Los métodos de cálculo son numerosos y más o menos científicos, por lo que el valor de un mapa reiidual en una determinada región dependerá del debido conocimiento del método empleado para calcularlo. Damos a continuación una serie de métodos para calcular el mapa regional. (Para una información más completa véase Agocs. Determinación de las anomalías residuales -Geophysics- Vol. XVI - 1951, de donde hemos tomado algunos datos).

"·ª·

Recordemos, por último, que el mapa residual se obtendrá simplemente como diferencia entre el mapa de Bouguer y el regional.

Bouguer

,, 10

8

A. Métodos gráficos. 1) Método de suavización de curvas isoanómalas (o método de suavización de contornos.

Supongamos representado , esquemáticamente, el mapa de Bouguer en la figura IJ.34 cuyas curvas hemos representado de trazo continuo y numerado arbitrariamente de 2 a 12.

Si suavizamos las curvas isoanómalas tal como hemos indicado en la figura obtendremos la tendencia regional de la zona (o lo que es lo mismo el mapa regio2 nal). Ahora bien, Ja diferencia entre uno y otro mapa nos dará las curvas cerradas Fig. 11·34 l y 2, correspondiendo a diferencias de 1 y 2 miligales si las curvas de 2 a 12 representan rniligales también. Obsérvese que hemos dibujado la anomalía residual simplemente haciéndola pasar por las intersecciones de las curvas de Bouguer y Regional, correspondientes a las diferencias 1 y 2. Hay otro sistema de realizarlo; sería simplemente restar de los valores observados en las estaciones (que son los que permiten por interpolación wbujar el mapa de Bouguer) los valores correspondient es a estas mismas estaciones obtenidas del mapa regional.


77

2) Método de los perfiles. Difiere solamente del anterior en el procedimiento de suavización utilizado. Supongamos por ejemplo, que trazamos un perfil 1 'l.. : 1 -:-.... _1 gravimétrico sobre un mapa de 1 1 1 't--' 1 -r--1 1 : 1 1 anomalías de Bouguer obtenido 1l 1' 1' 1' 1: simplemente como se obtiene 1 1 1 1 1 1 1 1 ' un perfil altimétrico sobre un 1 1 1 1 : 1 1 : mapa topográfico y sea éste el l.._r_..(_L_J --..J---- -representado en la figura II-35 ~Residual (que corresponde aproximadamente al LM de la figura U-34). Fig. 11-35 Hallando, a la estima, la recta LM que marque la tendencia general del perfil obtenemos el gradiente regional aproximado en esta dirección, que será constante por haber elegido una recta. (Para hacerlo de una manera rigurosa se determinaría la recta que más se ajuste al perfil empleando el método de mínimos cuadrados). El procedimiento consistiría simplemente en trazar varios perfiles sobre el mapa de Bouguer en la dirección del gradiente máximo (es decir, de la variación máxima de .t.g) y separados por distancias del orden de las anomalías esperadas. Se considera que en cada perfil el gradiente regional es constante (una recta) y de esta manera se van calculando los valores de la gravedad residual que permitirán dibujar el mapa de anomalías residuales. Se emplea, asimismo, el procedimiento de establecer de antemano una malla de perfiles en dos direcciones perpendiculares. Los puntos de intersección de los diferentes perfiles deben ajustarse para obtener en ellos el mismo valor regional. Los métodos gráficos son muy útiles para ver rápidamente los efectos regional y residual sobre un mapa de Bouguer pero tienen el inconveniente de la importaocia del factor personal en la realización de los mismos ya que su trazado es completamente arbitrario. 1

1

B. Métodos analíticos Precisamente para evitar este último inconveniente se emplean los métodos analíticos que, aparte de ser más precisos, proporcionan sistemas de cálculo independientes del observador. Los métodos analíticos son muy diversos. Nos limitaremos aquí a hablar de los más empleados. l) Método de las medias aritméticas.-Es uno de los más sencillos. Supongamos p.e., la malla de estaciones de observación de la figura II-36 en la que hemos trazado las curvas isoanómalas.


78

El método consiste simplemente en dividir la malla en figuras geométricas iguales (en este caso cuadrados de lado igual a tres veces la distancia entre cada dos estaciones consecutivas de la malla, supuesta esta distancia constante). En la figura se han marcado los cuadrados con líneas de trazo. Una vez hecha esta división se adopta como valor de la regional en el centro de cada cuadrado (A, B, C, D.. .) la media aritmética de los valores de todos los puntos de observación comprendidos en este cuadrado (en este caso 16 puntos). Con estos valores de 9A, g8 ... etc., se dibujada el mapa regional. Restando, como antes, de Jos valores' del Fig. 11-36 mapa de Bouguer los correspondientes del regional obtendríamos el mapa residual. Nótese que el valor de la regional en los pnntos A, B... depende de las dimensiones elegidas para el cuadrado ya que si éstas son muy pequeñas el valor de la regional se aproxima al valor observado y, por tanto, el valor de la residual tenderá a cero. Si las dimensiones son muy grandes el valor de la regional tendería a cero (ya que teóricamente el efecto de un basamento sobre una masa situada en el infinito tendería a cero) y el valor de la residual tendería, por tanto, al valor de la anomalía observada en el mapa de Bouguer. Para ello se debe elegir un área de puntos intermedia entre estos extremos. 2) Determinación por mínimos cuadrados.-Existen diversos métodos de determinación de la regional por mínimos cuadrados. El más sencillo es suponer que la anomalía regional AR varía en un plano, es decir, linealmente. Entonces con la hipótesis hecha : AR =Mx + Ny +e

y la anomaüa residual será:

La determinación M, N y C se hace estableciendo las condiciones para que la suma de los cuadrados de las desviaciones de la anomalía de Houguer, de la Regional (es decir, la Residual) sean mínimas. Y estas condiciones son:

l:R aR=O

aM

como R = A8

-

(Mx

l:RaR=O

oN

+ Ny + C), tendrf'mos

l:RaR=O

ac


l: R 1: R 1: R

79

3R M = 1: Mx 2

+ 1: Nxy + 1: Cx -

· L As x = O

3R

+ 1: Ny2 + 1: Cy -

1: As y =O

0

N = 1: Mxy

0

~ ac = 1: Mx + J.: Ny + 1: C -

( 1)

1: As =O

Tenemos, por tanto, en (1) tres ecuaciones con tres incógnitas M, N y C que nos permitirán calcular el valor más probable de éstas. 3) Método de Griffin.-El método de Griffin, uno de los más utilizados en prospección gravimétrica, consiste en definir la regional, como la integral, a lo largo de un círculo de radio arbitrario r, de todos los valores de la gravedad correspondientes a la circunferencia considerada. 211'

AR --

11T 2

1

As (r,8) d8

0

En realidad, como la función As (r, 8) nunca se conoce, se adopta un método numérico como es sustituir la integral por la media aritmética de un número finito de puntos situados en la circunferencia de radio r. En la figura Il-37 se han elegido seis punFig. 11-37 tos igualmente espaciados sobre la circunferencia de centro en O y radio r. Los valores de As se hallan simplemente por interpolación entre las curvas isoanómalas. De esta manera ARo

=

As i

+ As2 + ... As6 6

por tanto el valor de la regional en O es la media aritmética de los valores de As en los puntos 1, 2... 6. Ahora bien, como R0 = As 0 - AR 0 , si el radio elegido es r igual a O, la anomalía regional AR o será igual a la anomaüa de Bouguer en O, (As 0 = ~ 0 ) por lo que el valor de la residual R0 =O. Es decir, que la gravedad residual es cero cuando se elige un círculo de radio infinitamente pequeño. Por otra parte si escogemos r= oo entonces AR o =O y Ro= A 8 =Residual máxima, es decir, que la residual coincidirá con la anomalía de Bouguer cuando el radio elegido tienda a infinito. Ce estos dos casos estudiados (r =O y r = oo) se deduce que el valor de la residual


80

depende de las dimensiones del radio elegido. En pr?specci~n se acep ta como. n~r ma práctica el elegir radios del orden de. las anomaha: medias de la zona y, as1m1smo, del orden de las profundidades de dichas anomahas. En este método se adoptan, generalmente, disposiciones de punlos sobre la circunferencia que van del cuadrado al decágono (de 4 a 10 puntos). En realidad este método no es más que una aplicación práctica del método de mínimos cuadrados al caso de simetría circular ya que, si situamos el centro del círculo en el origen (o punto de intersección de mallas) tendremos x =O, y = O y las ecuaciones ( 1) se convierten simplemente en ~

C- ~ A 8 =O

o sea

que es la fórmula práctica que hemos aplicado en el método de Griffin. 4) Método de Saxov y Ny9aard.-Este método consiste, sucintamente, en calcular la anomalía residual empleando dos círculos concéntricos de radios r1 y r2 con centro en el punto en que se desea obtener el valor de Ja residual (fig. IJ-38). Determina el valor de las anomalías medias 9(r1 ) y 9(r2 ) en los dos círculos concéntricos y define la anomalía residual como R= -1:9(r1 )-1: 9(rz) r1

t,s

-

r2

En la práctica los círculos se reemplazan por poügonos (como en el método anterior) por lo que el valor de la residual sería: Fig.11-38

1 R =r --- r [ .!(9 n 1 (r¡) 2 1

+ 92

(r¡)

+ ... 9n

(r¡ l)-2(91 (rz) m

+ ... 9m

(r2l)

J

siendo m y n los números de puntos considerados en los círculos de radios r2 y r1 . Se puede demostrar que el método de Griffin anteriormente estudiado, así como el método de segundas derivadas que veremos más adelante son casos particulares de este método que presenta, además, las siguientes ventajas: 1) Al emplear dos círculos y obtener la media de los valores en cada uno de ellos se disminuye la influencia de los errores debidos al azar, ya que al sustituir el valor en el centro por la media de varios valores en la circunferencia interior eliminamos los posibles errores debidos a inhomogeneidades locales. Esto no se consigue con el método de Griffi11, en el que considerábamos solamente el valor correspondiente al centro del círculo o polígono. 2) Este método presenta con respecto al procedimiento de

.

""'

CAP. 11.- METOOOS GRAVIMETRICOS

81

mínimos cuadrados o al de Griffin la ventaja de que establecen una relación directa entre la anomalía residual y la profundidad de la masa que la produce (caso de un punto masa o esfera homogénea) destacando el efecto de la masa a una profundidad z = 2r = r 1 + r2 y disminuyendo el efecto de las masas a mayor o menor profundidad. Como final sobre los métodos de cálculo de la residual digamos que el método de mínimos cuadrados parece ser el menos ambiguo. Este método es mejor para quitar los efectos producidos por errnres al azar ya que, como las anomalías gravimétricas son reales y no casuales, no se perderán. Asimismo, es mejor que los restantes métodos analíticos porque al sustituir la variación regional por una superficie (plana o de orden superior) entran en juego en el cálculo, simultáneamente, todos los puntos observados. El método de interpretación de la segunda derivada El método de interpretación de la segunda derivada de la gravedad consiste en determinar, partiendo de los valores de la gravedad observados en el mapa de Bouguer, la segunda derivada vertical de la gravedad. Es decir, si tomamos unos ejes coordenados con el eje OZ en la vertical hacia ahajo, el problema será a2 g determinar - -2 .

az

El método tiene la ventaja de que señala mejor los cambios bruscos de la gravedad y, asimismo, que permite separar las anomalías gravimétricas compuestas (o sea, las debidas a la superposición de los efectos de varias masas próximas) en sus componentes separadas. El método de la segunda derivada es un método de mucho más poder resolutivo que los métodos anteriores ya que la doble diferenciación de g respecto a z tiende a hacer resaltar las anomalías más pequeñas y superficiales a expensas de las 29 más amplias y profundas de tipo regional. Con frecuencia el mapa de 2 ofrece

ª

az

una imagen más clara y exacta de los tipos de anomalías que interesan en prospécción petrolífera. Asimismo el método tiene diversos inconvenientes que indicaremos a continuación: 1) No se puede aplicar si las estaciones de la red están muy espaciadas. 2) Las observaciones gravimétricas se deben efectuar con alta precisión debiendo, por tanto. realizar con mucho cuidado la::; correcciones topográficas. 3) Las segundas derivadas no están rela1;ionaJas directamente con las estructuras que las causan, por lo que es muy difícil de entender la relación entre las masas del subsuelo y las segundas derivadas. Por ello la forma de una anomalía no se puede deducir del mapa de segundas derivadas.


82

4) í.omo las dnivada~ segundas decrecen con las potencias de la profundidad t.lr. las masas, las anomalíai; profundas quedan anuladas en el mapa de segundas derivadas. Si bien el método de segundas derivadas se viene intentando aplicar desde el afio 1930 por diversas compailías petrolíferas, solamente se dio a conocer después de la segunda guerra mundial. La primera referencia publicada sobre este método en Ja literatura de la geofísica aplicada se debe a L.J. Peters (La aproximación directa a la interpretación magnética y su aplicación práctica -Geophysics- Vol. XlV - 1949); en este artículo se presenta la bal!C matemática del método de segundas derivadas en magnetismo, comprendiendo, asimismo. la gravimetría como caso particular de aquél. Posteriormente Elkins (El metndo de interpretación de la segunda derivada Geoph. Vol. XVL - 1951) y Rosenbach (Contribución al cálculo de la segunda derivada a part·ir de los datos de la gravedad -Geoph.- Vol. XVIII - 1953) han hecho la aplicación práctica del método cada uno según su sistema. Explicaremos aquí el método utilizado por Rosenbach, que es más exacto y nos limitaremos a dar algunas breves notas sobre el método de Elkins. Cálculo de mapas de segundas derivadas 1) Método de Rosenbach. Sea en el plano Z =O el punto O, centro de una circunferencia de radio r, en el a2 que queremos hallar el valor de _g_2 . az y El método consiste simplemente en suponer los puntos g de la malla lo suficientemente próximos a O de modo que podamos expresar su gravedad por un desarrollo en serie. De esta manera y considerando los cuatro puntos de la figura Il -39 podremos escribir, de acuerdo con el desarrollo de McLaurin : 9 (r, 0) g(O, -rl

Fig. 11-39

g(O,r)=g 0

+(E2) r+_!_ ay o 2!

g(-r,O)=g -(ªg) ax

(::;)/21+ (~ x;)/3 + ... . ........ 3

+..!. 21

(Olsposlcl6n A)

(ª 9) (ªax9).

1

2

a y2 o

r2

2

r+.L

0

O

21

2

=90 + ( ag) r + ax o

o

(~) a y3 o

+-1 3!

..3

r-

+ ...

1 (ªa 9) o•r3 + 3.

r2 _ _ 1

3

X

3

•••

83


g (O,

-r}

=9o - ( -a9 ) ay

2

1 a 9) · +º 21 ( ay2 o r2 r

1 - 3T

(ªa y3 3

9)

o r3 + ...

sumando estas cuatro ecuaciones obtenemos :

:9(r)=4g0 +[~:~+~:~1r2 +~ 1 [~)+~;l

4 r +...

(1)

en donde el subíndice A indica la disposición de puntos adoptada. Ahora bien por la ecuación de Laplace é)2n ~

é)x2

2

2

0 0 + -0 9 == O + ay2 a z2

donde

-=.._;i

y si llamamos 9A a la media aritmética de los cuatro valores de la gravedad tomados en la circunferencia de radio r, 9A = ..l 9 (r), tendremos 4

=4go -( é)2i) az 0

4gA (r)

r2 + _2_. [ 41

ª4~ + 049_1

ax av4

r4 + ... 0

a2g) =-4 9A(r)-Qo+~ [ª4g+é)4g] r2 ( az2 o r2. 4l é}x4 é}y4 o

+...

(2)

por lo que si consideramos 9A (r) como función de r2 , el primer término del desa· rrollo en serie representará la inclinación de la secante AB de la figura lJ-40. Cuando r sea pequeño podremos poner:

-4 tg ª~ azg O z2

9A(r)

=-41ím 9A {r:-gº= (aa2r) z o r r~o

=-4

[ª

9A {r)

ó (r2 )

J

(3) r2

fórmula que, como veremos más adelante es similar a la de Elkins.

1

Fig. 11-40

La ecuación (2) muestra que para pequeñ.os valores de r (del valor de 1 km) el primer término se aproxima razonablemente al valor de la segunda derivada (que c-s lo que hace glkins si bien por distinto camino). J\ hora birn, como generalmente la segunda derivada no se puede aproximar para valores de r < 1 km., conviene elegir puntos sobre otras circunferencias, obteniE>mlo otras eruaciones semejantes a la (2), que nos permitan calcular un valor

m;í~ aproximado de

ª g, tomando más términos en el desarrollo en serie de dicha az 2

2


84

!I 11 (0, r)

g(~·

r

'{3)

g(' fl ·1) 11 (r, O)

o

o

Fig. 11-42

Fig. 11-41

Las disposiciones empleadas son la B ( 4 puntos) y la C (12 puntos), según se indica en las figuras Il-41 y 11-42. Como los puntos elegidos son simétricos respecto a OX y OY las derivadas de orden impar se anularán, como antes, al hallar la suma de los valores correspondientes a los puntos considerados. Desarrollando en serie tendremos para la figura II-41:

9

( 09 ) r r r ) 90 ( a 9 ) r ( v2, v2 :::: + ax o v2 + ay o v2 +

+ ..!... [ a2 92 + 2 a2 9 + a2 9] ~ + 3x

2!

9(-

...

_r, _r )=90 -(º9) _r + (ª9) _r + ax o V2 ay o v'2

+21

[

~ ax 2 -

2

a9 2 axay

rl + ~1 oy2 o 1 + ...

(--r ,-!._) = -(la) _r -(~) + v'2 v'2 ax o V2 ay o v'2 ...!_

90

1

+ 2i 9

ay2 o 2

v'2 v2

1

9

axay

[ªax~ + 2

9

2

2

(-r ,_-.!:_) =9o + ( ax09 ) _r -(ay V2 v'2 v'2

09 )

o

+-1- [ 2!

2

aay9 + aoy9) r 2 ax 2 o 2 + ... o

~+

v'2

a292 -2~ + a29] 2 ax

axay

e+ ...

é)y o 2

........


85

por Jo que la suma de Jos cuatro valores de la gravedad será ahora:

~

2 3 9) 9 (r) =4 9o - ( 3 z2 r2

4

4

4

9

6Í x23 3 v2 ] º r4 + ... º + 4'1(33 x4 + 33 v4] º r4 + 4!La 9

9

en donde el subíndice B indica, como antes, la disposición de puntos elegida. Asimismo, hemos reemplazado: 329 32 9 32 9 3x2+3y2 por -3z2

Si llamamos como antes 9 6 (r) a 96 (r) =~

4 4 9s(r)-90 1 [3 9 0 9] 2 6 [ o= - 4 r2 + 4 ! 3 x4 + y4 o r + 4T

2 3 9)

( a?

~ 9 (r) tenemos finalmente:

a

a x23 a9 y2Jo r2 + 4

...

[4]

Si aplicamos por último el desarrollo en serie para cada nno de los 12 puntos de la figura Il-42 (disposición C) y procedemos de la misma manera obtendríamos, análogamente: 2

3 9) 9c (r) - 9o 3 ( z2 o = - 4 r2 +2. 4 !

a

[ªa

4 9 3 9] x4 + y4 o r2

4

a

4

3 [ 3 9 ] + 4 ! a x2 3 y2 /2 +

Rosenbach aplica a la disposición de la fig. Il-43 los valores calculados en las anteriores ecuaciones; es decir hace el radio r igual a s en las disposiciones A

...

!f

y C y a~ en la disposición B. De esta manera, sustituyendo . s r sucesivamente por s, v'2, en las ecuaciones (2], [4] y [5] y limitándonos a los términos de las derivadas cuartas obtendremos un sistema de tres ecuaciones con tres incógnitas: 2 9) ( 3 z2 o;

a

(ºa

4

4 3 9) 9 x4 + y4 o

34 9

(

a

o x2 0 y2

/; = disposición A

y

)

• =

B

o=

e Fi~. 11-43

0

1 32 9 l, . .. . d el que podremos deducir el va or de z2 que es e umco que nos interesa.

3

[5]


86

Este valor resulta ser: s

a2g) ~

(az2 o

. 9c (s) -go 2 4 s2

4

( ) 9A S -gO

2. 4

s2

90

r.:: - 9o V2 L

(6)

s2 2

. . . dg a2 9 z una combinación lineal de las primeras aprox1mac1ones d (s2) 0 2 La fórmula [6] se calcula más fácilmente sustituyendo 9A 96 y 9c por sus valores correspondientes, quedando por último:

resultando

2

(

~ z~ )~ ~ [12 g ~ g (s)-4~g (~ )+ i t 9(s)] 0-

[7)

ya que

El método consiste simplemente. en calcular el valor de aº z~ partiendo de la fórmula [7 ], determinando los puntos correspondientes a las disposiciones A, B y C (que en general no coincidirán con puntos de observación) interpolando entre los valores correspondientes del mapa de Bouguer. 2

2) Método de Elkins. En resumen consiste en lo siguiente: Si conocemos el valor de la gravedad g (x. y, ol en el plano horizontal Z =O (fig. II-44) y O es el punto del plano en que queremos determinar

0 ~---+---y

9

podemos definir

la media aritmética g (r) a lo largo de una cir· cunferencia de centro en Oy radio r como hicimos en el método de Griffin:

g (r) =217r Fig. 11-44

a2 9 az2

f.,..

g (r, 1cp, o) dcp

0

Elkins demuestra que existe la si~iente relación entre g (r) y la segunda derivada deg en O:

a2 .l [ a z2Jo =-4

[dg(r)J d(r2)

r

~o

[8)

fórmula que es semejante a la [3] dada por Rosenbach, solo que en aquella gA representaba la media establecida previamente para 4 valores de g mientras que

87


g (r)

es una media de los valores continuos de Ja gravedad a lo largo de una circunferencia de radio r (media que Juego se sustituirá por la medía de unos cuantos valores sobre dicha circunferencia).

La fórmula [8] se inlcrprela como la [3] gráficamente ya que si situamos como antes en unos ejes coordenados los valores de 9 (r) con respecto a r 2 , la pendiente de la tangente a la curva g (r) en el punto correspondiente a r 2 =O

~ z~ 2

multiplicada por 4 y cambiada de signo nos dará el valor de En la práctica Elkins determina de la manera siguiente: a2 9

a z2 Sea una malla de longitud s (fig. Il-45) como no se conoce la función 9 en el plano Z =O, sustituye los valores g (s) por los valores medios hallados en una serie de circunferencias, tales como las indicadas en la figura, de radios s,

sVí v sv'5. Poni~ndo 9 (s) =g' (s) 4

-, g (s)

93 + 94 = + 92 + 4 91

1 mente 9 (sV2l = - 4 9 (sv'sl =

+

o

o

o

o

o

p',---0--......... '8, I

//

siendo

I

1

I

I

1o

1

1 1

', \

\

o

o.

,

/

s sv?

o

o

\ '

'

I

o

'

',

.r.'

o

,s

\

\

~

o

1 1

t

1

493 o ~g : o : \. ', / ' o.'.........---..:.v_,,.,,.P ,I '

\

/

1

1

1

o

I

I

:

//

\

','

y análoga-

91

y ,,--- --,

f

''

,,,----.,.,,

/'

'

o

o

~

/ p

o

o

----',o-, o --...... ____

o

,'/ ~o

_,;;'

o

o

o

o

9' (sv'Íl y o

9' (sv's). De esta

o

o

Fig. 11-45

manera y llamando g0 al valor oh· servado en O llega a la siguiente fórmula: 2

g]

=1_[449o+ a [ a z2 o 62 s2

l69'(s)-12g'(sv'Í) -489'(sVs)]

(9)

a2g

que es la fórmula práctica para calcular

a z2

La fórmula de Rosenbach es más exacta que la de ~lkins y separa mejor las distintas componentes de una misma anomalía. Como final incluimos un ejemplo de la aplicación práctica del método de segundas derivadas al caso de una prospección petrolífera, que hemos tomado del artículo antes mencionado de L. J. Peters (Geoph. Vol. XIV) (figs. 11-46 ) 11-47). Como se ve el mapa de !"Cgundas derivadas separa 3 estructuras dentro del <·:1m po petrolíft.ro.

88


a) Mapa de anomat(as de eouguer (1ntervalo=l m1llgal)

Fig. 11·46

b) Mapa de segundas derivadas (1ntervato=S,10·15 c.g.s.J Nota.-En trazos, limites del campo petrol(fero "Cement Fl•ld" OKl..AHOMA

Fig. 11-47

Consideraciones sobre la continllación analítica del campo gravífico terrestre.

Hablaremos a continua.,ion, sobre uno de los problemas más interesantes de la interpretación gravimétríca, como es la continuación analítica de los valores de la gravedad observada sobre un plano horizontal. La continuación del campo en profundidad puede aportar datos interesantes en los trabajos de interpretación. También mencionaremos una posible aplicación de la continuación del campo hacia arriba. La continuación analítica de los valores hacia abajo tiene algunas ventajas sobre los métodos de cálculo de la residual y de segundas derivadas, cuando se conoce la profundidad de la masa que produce la anomalía considerada. En una prospección gravimétrica realizada en la superficie del suelo sobre una estructura situada por ejemplo a 500 m de profundidad, el método de continua·

..._.

CAP. 11 .· METODOS GRAVIMETRICOS

89

ción hacia ahajo de los valores de la gravedad observados en superficie proporcionada un mapa que mostraría la anomalía gravimétrica como si la prospección se hubiese realizado a la profundidad de la estructura, quitando la influencia de todos los terrenos situados por encima de ella y .resaltando por tm1to, la anomalía considerada. Lo más importante de este método es que evita la atenuación producida por el inverso del cuadrado de la distancia y, por tanto, se observa la anomalía como si la estTuctura estuviera en la superficie, en cuanto a magrutud y poder resolutivo. La prolongación del campo medido hacia arriba podría tener interés para el cálculo de la anomalía regional, ya que si partiendo del campo medido en superficie se calcula el campo a la altura H de un plano bastante elevado (p.e. H = 12 km), las anomalías residuales decrecerían rápidamente y se eliminarían. Por esta razón creemos que el campo calculado a esta altura podría considerarse como la anomalía regional. El problema de la continuación de valores ha sido resuelto, desde el punto de vista teórico, por Peters en el artículo de Geophysics mencionado anteriormente. 11·3.3. Interpretación cuantitativa Hasta ahora los métodos de interpretación que hemos indicado trataban solamente de separar las distintas anomalías y de definirlas en términos de posibles anticlinales, sinclinales, domos, masas de mayor o menor densidad que las rocas circundantes... etc. En este apartado trataremos de la interpretación cuantitativa que persigue: en prospección petrolífera determinar el tamafio y la profundidad de las posibles trampas; en prospección minera determinar, principalmente, la masa que produce una determinada anomalía. La interpretación cuantitativa se basa en el primer caso en la co:tnparación de la anomalía obtenida con la producida por cuerpos de forma previamente establecida. Si ambas coinciden para nna determinada forma, profundidad y distribución de densidades, ésta sería una posible solución; sin embargo, pueden existir otras distribuciones de masas, a diferentes profundidades, que produzcan la misma anomalfa y únicamente la ulterior información geológica haría posible la obtención de la soluéi.ón más probable. La interpretación cuantitativa en este caso es indirecta ya que trata de asimilar las anomalías encontradas a las producidas por cuerpos de la índole de los que puedan ser hallados en la zona objeto de la prospección. Por ello no se pod.rá intentar hacer una interpretación cuantitativa sin un conocimiento geológico previo de las condiciones aproximadas de las profundidades de las masas, densidades en juego, forma y tamaño de las masas a esperar ... etc. Los procedimientos de interpretación serán: 1) Comparar los efectos observados con los de cuerpos de formas geométricas sencillas (esfera, rilindro horizontal... etc.)


90

2) Comparar los efectos observados con los calculados para cuerpos de forma cualquiera. En prospección minera generalmente, se busca la masa que produce una determinada anomalía. En este caso la magnitud de la masa se puede determinar como una solución única, siempre que se conozca el contraste de densidad del mineral que vaya buscándose. Sin embargo, la solución de este problema se sale del programa de estos puntos y por lo tanto no lo estudiaremos.

r

A continuación veremos los efectos gravíficos producidos por cuerpos de formas geométricas sencillas y, como final, hablaremos del cálculo de los efectos producidos por cuerpos de forma arbitraria. Efectos gravíficos de cuerpos de formas geométricas sencillas

Como hemos indicado anteriormente uno de los métodos de interpretación en gravimetría es comparar las anomalías obtenidas del mapa gravimétrico residual con el efecto producido por cuerpos de formas geométricas sencillas enterrados en el subsuelo. Esta comparación puede dar una orientación sobre la forma real y la profundidad de las masas enterradas. Por ello es conveniente estudiar el efecto producido por masas de forma geométrica 5encilla tales como la esfera, el cilindro horizontal, la capa horizontal infinita de espesor constante y la capa horizontal semi-infinita de espesor constante o falla. No entraremos en el rigor matemático de las demostraciones que pueden deducirse simplemente considerando el efecto gravífico de un elemento infinitésimo y extendiendo su efecto al cuerpo considerado mediante la integración correspondiente. Observemos que siempre consideramos la componente vertical de la gravedad y que la densidad
La esfera.-Sea (fig. II-48) una esfera de masa m y densidad a (o contraste de densidad), situada a la profundidad z bajo el punto o. Puede demostrarse que el efecto de esta esfera sobre la unidad de masa colocada en un punto cualquiera de la superficie, p (x, o) es el mismo que el que resultaría suponiendo la masa de la esfera concentrada en su centro C. Por tanto: m

g= k?"

siendo r::::: e p Fig. 11-48

"''

'· 11.· METODOS GRAVIMETRICOS

91

La componente vertical será: 9z

z

z

= g cos o=g r =km r3

ahora bien, como m = ~ 1T R3 a, resultará 47í R3 a 9z =k

z

3

que dará 9z en gales, cuando z, x y R estén expresados en centímetros.

x =O y llamándola 90 tendremos:

9z será máxima cuando

90 = 9zmb. x k 9z Si. representamos la curva-=[

9o

(1 ) 2 ] z

1+ ~

41T R3 a

312

3z2

. ' de z X b en func1on o tenemos l a curva

que hemos indicado sobre la figura 11-48. Calculando la distancia horizontal LM entre sus puntos de inflexión observamos que resulta ser igual a la profundidad de Ja masa

zX = l ; x = z

Por tanto bastará representar la

curva~: para obtener

LM, que será del orden

de la profundidad del centro de la e~'era. Un domo salino puede repres tarse esquemáticamente por una esfera (fig. 11-49). S lo que en este caso la anomalía sería negativa ya que, generalmente, los domos de sal son menos densos que los terrenos que les rodean. Fig. 11-49

El cilindro horizontal

Se puede demostrar que el efecto de un cilindro horizontal de radio R, enterrado a la profundidad z sobre la masa unidad colocada en un punto P (x, o) fig. II-50, es equivalente al que resultaría si tuviese su masa concentrada en el eje y que este ~fecto es: 2 9z = k m z siendo m la masa por unidad de X P(x,O)

,2

longitud. Por tanto m = resulta: 9z

= 2 1T k a R2

1T

R2 a, de donde

z

2

2

+ x2

. 9z . , S1 representasemos como anteriormente 90

•

Fig. 11-50


92

curva que sólo depende de

z ya que: X

9z

90

1

=1 + ( ~

r

i

en función de obtendríamos una curva parecida a la anterior sólo que algo más achatada. Calculando la distancia entre sus puntos de inflexión, ésta resultaría 1, 154 veces la profundidad z del eje del cilindro. Un anticlinal alargado horizontalmente puede ser representado por un cilindro tal como el de la figura IJ-50. Efecto de una capa infinita horizontal de espesor constante h

Puede demostrarse análogamente que su efecto es 9z =2 1r k a h y que por tanto resulta independiente de la profundidad de la capa (fig. Il·Sl). Como hemos visto anteriormente esta fórmula se aplica en la corrección de Bouguer.

e

Efecto de una capa finita horizontal de espesor h o efecto de falla 'h

__J _

Fig. 11·51

Nettleton ha calculado una fórmula aproximada para el caso de la fig. ll-52, cuando el espesor h es pequeño en relación con la profundidad z. Dicha fórmula es: 9z

arctg.

~)

___;==-- ¡. curva que es la de la figura representada en

_ _ _ _ _ ___¡___

_ _ _ _ _ _....;,....--,-, -x_ _ _ x -a::._J-_ _ _~ /

=2 k a h (~-

/

Fig. 11·52

función de~· Para x =O; g2 = 1T k ah, es decir la anomalía sería la mitad de la cdrrespondien¡• te al caso anterior. · El efecto de una falla será acusado en el mapa de anomalías por el estrechamiento rápido de las curvas isoan6malas.

Efectos gravíficos de cuerpos de forma cualquiera. Gratículas

Cuando queremos estudiar el efecto gravífico de cuerpos que no corresponden a formas geométricas sencillas, como las anteriores, se utilizan métodos gráficos de cálculo ya que los métodos analíticos son muy difíciles de aplicar para formas irregulares. Uno de estos métodos gráficos consiste en la utilización de gratículas que son unos ábacos formados por una serie de radios vectores partiendo del origen y cor· tados, bien por arcos de circunferencia concéntricos con el origen, bien por una

93

CAP.11.· METODOS GRAVIMETRICOS

serie de rectas paralelas equidistantes (fíg. II-53). Las pequeñas unidades di' árf',a así obtenidas representan un efecto gravífico determinado (y por tanto conocido) sobre el orígen de la gratícula. El modo de operar sería tel siguiente: 1) se dibuja una sección de la masa para la que queremos calcular el efecto gravífico, 2) se sitúa el gráfico transparente (gratícula) encima, con el origen en el punto en el que queremos calcular el efecto deseado y 3) se cuenta el número de unidades de área (o compartimen-

x o~....-...----------

/

,/

,./~::./'

,"'

tos) que quedan dentro de la sec- z, ~~,=~~l~;:=:=J ción del cuerpo considerado. Como z 1c:' /' " 2 cada compartimento representa un d G determinado efecto constante sobre la componente vertical de la grave- z Fig. 11·53 dad, el efecto total vendrá dado por el número de compartimentos inclufdos en la sección de la masa supuesta multiplicado por una constante, que depende de la escala empleada y de la densidad del material cuyo efecto se está estudiando. La gratícula más corriente es la que está preparada para operar sobre secciones verticales, con la tercera dimensión, supuesta infinita, perpendicular a Ja gratícula. Si la tercera dimensión es realmente mayor que cuatro veces las otras dos, el error es pequeño, si es menor hay bastante error, por lo que se deben hacer las correcciones convenientes. Veamos como se calcula una gratfcula de dos dimensiones, es decir suponiendo la tercera din'ensión (que vendrá dada por el rumbo o dirección del cuerpo geo· lógico) muy g!'ande respecto a las dimensiones de la sección vertical. Consideremos una masa formada por la secció11 abcd situada en el plano XZ y con su dimensión mayor paralela al eje OY (fig. Il-53). Este cuerpo queda definido por los planos Z = Z 1 , Z = Z2 y los planos que pasan por el origen formando los ángulos cx 1 , y cx1. con el eje OX. Es fácil demostrar que la atracción producida por una lámina de área ds, de espesor dz, subtendida por un ángulo sólido dw es dg == k o dw dz. Ahora bien, como los ángulos sólidos y plano correspondientes están ligados por la siguiente relación: dw da dw = 2 dcx ; quedará: dg = 2 k a dcx dz 41/T = 211' La intersección de los planos cx 1 • a 1 , Z 1 y Z2 define un prisma elemental


94

de longitud infinita en función de las variables a, z y de la sección recta da dz.

Por lo tanto:

g=2 kffadadz Cuando a (contraste de densidades) es constante en el área considerada tendremos: [1J

Sise tratase de una capa horizontal infinita (a 2 =1T; a 1 =O) de espesor constante d = Z2 - Z 1 , obtendríamos el valor de la corrección de Bouguer: g=27Tkad~42ad

Con la expresión [1 J se puede construir una gratícula con una serie de líneas radiales y horizontales que dividan el subsuelo en trapecios de igual atracción vertical. Por ejemplo, representamos en la figura II-54 la gratícula de Skeels, en la que a 2 -a 1 =constante:

Fig. 11-54

Este gráfico se sitúa encima de la sección vertical del cuerpo supuesto, cuyo efecto gravífico vertical queremos obtener. El procedimiento para realizar una interpretación sería el siguiente: a) Se dibuja el perfil gravimétrico obtenido del mapa residual. h) Se dibuja, a una escala determinada, el perfil de un cuerpo de dos dimensiones que pueda producir un efecto parecido al del perfil gravimétrico. c) Se mueve la gratícula sobre las diversas estaciones del perfil a estudiar, superponiéndola sobre el cuerpo considerado, y se estima la atracción vertical


95

para cada estación, contando el número de compartimentos que quedan dentro de la sección esludiada. Dicho número se multiplica por el valor gravífico de cada compartimento, obteniendo así el efecto gravífico total sobre cada una de las estaciones del perfil. Se dibuja el perfil gravimétrico resultante. d) Se compara el perfil gravimétrico real con el obtenido en el apartado e); si su ajuste es satisfactorio se considera el cuerpo supuesto como una posible solución. e) Si no hay ajuste se modifican la forma, profunclidad y densidad hasta encontrar el debido acoplamiento. Es importante recordar que la solución no es única por lo que debe elegirse aquel ajuste que esté en mayor acuerdo con la información que tengamos sobre la geología de la zona. 11-4. Ejemplo de trabajo gravimétrico en Inca (Mallorca)

Con este trabajo realizado por el Departamento de Geofísica del IGME, con intervención del autor, se pretende la determinación de las estructuras que puedan ser más interesantes para el alumbramiento de aguas subterráneas. El trabajo se realizó en la zona de INCA (Isla de Mallorca).• La isla está afectada por los plegamientos alpinos y puede dividirse topográficamente de NO-SE, en tres regiones paralelas y distintas. 1) Una cadena de montañas a lo largo de la costa NO, relativamente altas y de constitución preferentemente caliza. 2) Otra cadena en el SE de configuración más suave. 3) Entre Jos dos sistemas, una zona deprimida cubierta por formaciones terciarias. En esta última zona, se encuentra la del estudio. Justificación del empleo del método gravimétrico

En la zona a investigar, se puede considerar, que todo el paquete de estratos secundarios y terciarios, hasta el Burdígaliense inclusive, que se plegaron durante la última fase estairica, tienen una densidad media que sobrepasa en más de 0,4 la densidad media de las capas más modernas. Existen pues contrastes de densidad suficientes para la aplicación del método y no es una zona muy abrupta donde la topografía pudiera introducir errores que pudieron enmascarar las anomalías que nos interesan. Trabajo de campo

El Departamento de Geofísica, tiene la norma de trabajar con gravedades absolutas, pero no existía una base precisa en Mallorca. Por tanto, se enlazó Mallor· ca con la hase existente en Valencia en la puerta de la iglesia de Nuestra Señora del Monte Olivet y haciendo hase en lnca, en un punto que coincide con la Base de nivelación de alta precisión que existe sobre un escalón de la torre de la iglesia


96

recloral de Inca. Hechas las mediciones le correspondió a este punto una gravedad de 980.194,59 miligales. Se eligió una red de puntos a distancias relativas de unos 250 m. Se procuró volver cada hora sobre un punto que ya se hubiera leido, para corregir la deriva instrumental. El total de puntos distintos observados fue de 1690. Se efectuó el trabajo con un equipo Worden normal de 0,01 miligales de sensibilidad. Trabajo de gabinete A partir de los datos de campo, se ha calculado la gravedad en todos los puntos por aplicación de la fórmula:

Siendo: G 1 =gravedad conocida en la base de nivelación G2 =gravedad por determinar en el punto estación L 1 =lectura en la base de nivelación L2 = lectura en el punto de estación k =constante del aparato

y posteriormente se le aplica la corrección del mar y 2) de Bouguer. Gó = G

~ombinada

+ H (0,3086 -

1) por reducción al nivel

0,0421)

en donde: Gó= gravedad corregida G = gravedad sin corregir H

=densidad media de la superficie del terreno que se tomó como 2,3

No se realizó corrección topográfica porque la zona en estudio está situada en una gran planicie. El valor de la gravedad normal de cada punto se ha calculado de: G0 = 978049 ( 1 + 0,0052884 sen\? - 0,0000059 sen 2 2cp) siendo:

..

"""'

G0 = gravedad normal cp =latitud de cada punto La anomalía obtenida es por tanto: A =Gó- G0


97

11-4.1. 1nterpretación de los resultados Del estudio geológico de la zona, hemos supuesto que el conjunto de capas modernas, no ha sufrido alteraciones importantes y por tanto las anomalías gravimétricas, representarán la fotografía interna o plegamientos de las calizas de la región, que son abundantes y más densas que los horizontes superficiales. (figura II-55). De la interpretación geológica del mapa de Bouguer (fig. II-55) se deduce la existencia de un sinclinal cuyo eje tiene dirección NE-SO. Hacia el NO se manifiestan en la misma dirección contornos de fuerte gradiente que hacen suponer la existencia de fallas o pliegues invertidos. El cálculo de la anomalía regional en cada punto se calcula por:

g (r) = 2~

12,.

P (r, ¡p) d;p

en la que para su resolución hemos empleado el método de plantillas. Para la elección de la plantilla adecuada para obtener adecuadamente el mapa regional, se tuvieron en cuenta los siguientes aspectos:

1) Considerando los datos de los sondeos disponibles de la zona, vemos que se puede esperar una profundidad de los tramos superiores del Secundario del orden de 2000 a 3000 m. 2) Estudiando la anomalía A 1 (fig. Il-57) y suponiendo una masa esférica, el valor del punto de inflexión y el valor' en el origen g(o) proporci?nan una estimación de la profundidad de la masa. • En este caso resulta r 1 = 1100 m y como la anomalía máxima se produce cuande Z = 2 r 1 deducimos una profundidad de aproximadamente 2000 m. Se determinó una retícula sobre el mapa de Bouguer que se transformó en octágono, cuyos vértices están a 2000 m de distancia del centro. '\,

Se aplicó la ecuación a los vértices del octágono: . 1 Z=a[(91 (r,)+92 (r,)+93 (r,) ... +gs (r,)]

El mapa regional nos muestra: (fig. II-56) a) Que el sinclinal central, ya descubierto anteriormente y cuyo eje es Santa Eugenia, 'Benialí, Zona sur de Inca, continua en profundidad por debajo de las formaciones secundarias. h) Que se manifiesta una elevación de fondo, con gradiente de 1 miligal/km en la zona Oeste (Santa Maria, Portol, Marratxi). Tiene dirección ~E-NO, y por tanto perpendicular a las líneas tectónicas generales. c) Otra elevación con 0,9 miligal/km de gradiente en la zona SE (Ruherts,


98

Lloret de Vista Alegre y Pina), también perpendicular a Jas líneas tectónicas generales. (fig. D-56). Restando los valores del mapa regional, de los de Bouguer, obtenemos el mapa residual:

R=G-Z Del estudio de este mapa residual se dedujo: a) Que como Ja densidad media del Secundario es superior que la de las formaciones mas modernas, se nos marean los afloramientos de Lias en la anomalía A,, {+ 4,5 miligales), así como las del afloramiento liásico y oligocénico en la anomalía A3 ( +3,2 miligales) lo que nos orienta en la marcha del Secundario. Al E. de Costitx, también existe un afloramiento Jurásico, que no ha marcado una anomalía positiva bien delimitada por falta de datos gravimétricos suficientes. b) La anomalía A 4 (+ 3,3 m) hace suponer una mayor proximidad del secundario a la superficie. Las anomalías negativas A 5 (- 2,4 miligales) y A6 (- 3,9 miligales) corresponden a zonas en que el Secundario forma sinclinal y pueden constituir lugares interesantes como probable paso de aguas subterráneas. e) Aparece también la anomalía A 1 H 4,9 miligales), que no quedaba claramente determinada en el mapa de Bouguer. Es sugestivo su flanco de Levante para aguas subterráneas.

11-4.2. Conclusiones 1) La región de los mínimos gravimétricos, constituye una cubeta hidrogeo1;1gica, con salida de aguas hacia el Suroeste. 2) Tanto f'n el mapa de _!3ouguer como en el Residual, se manifiesta la franja de mínimos, dt> dirección NE-SO. De la observación de los mapas de Bouguer y Residual sr drduce que el sinclinal debe producirse desde el techo del Burdigaliensc, hasta el Sc•rundario.

3) Las anomalías A 6 y As podían servir de punto de partida, para una futura cOmfJkmcntaria por el método eléctrico.

invcsti~1wión

4) El flanto d1• 1.rvantc dr la anomalía Marratxi-Portal, debe también ser estudiada ('O d<'lallc con sondeos <'léctri<'OS, ya que se alimenta de agua por el sinclinal NE.SO dr Santa Eugenia y por otro sinclinal aproximadamente SE-NO, que pu-"
.. .

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*

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DIRECCION GENERAL DE MINAS INSTITUTO GEOLOGICO Y MINERO DE ESPAÑA

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DIRECCION GENERAL DE MINAS INSTITUTO GEOLOGICO Y MINERO DE ESPAÑA

MAPA GRAVIMETRICO DE CONJUNTO REGIONAL

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Escala gráfica

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39

103

plRECCION GENERAL DE MINAS 1NSTITUTO GEOLOGICO Y MINERO DE ESPA~A

MAPA GRAVIMETRICO RESIDUAL o 35, 5

- ZONA DE INCA -

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F1g. 11- 57

capítulo 111

métodos magnéticos

111-1. Historia El método magnético de prospección tiene de parecido con el método gravimétrico, en que ambos buscan anomalías causadas por cambios de las propiedades físicas de las rocas subyacentes, construyen mapas similares y emplean fundamentalmente técnicas de interpretación muy parecidas. Sin em15argo, el método magnético es más complicado en su interpretación, ya que los efectos de dirección o sea, inclinación y declinación, tienen especial importancia. En el método gravimétrico cuando se trabaja con gravímetro, que es hoy lo normal, solo se mide la magnitud en el sentido de la vertical. La historia del método magnético nos revela la lentitud de su desarrollo , desde las primeras ideas y métodos de geofísica pura, hasta la práctica de la prospección de hoy. Hace mucho tiempo los chinos descubriPron las propiedades notables de la oiedra imán y dicen que alguno de sus generales la usó para guiar a sus tropas a la victoria a través de la niebla. Los cruzados divulgaron el conocimiento de esas propiedades y los navPgantrs fueron mtoncrs capaces de conducir sus barcos dP noche o ba10 un ri<'lo nublado; su uso permitió a Colón aventurarse en el viaje hacia PI 0Psle Pn buscrt d1>l nu<'vo Mundo. Posteriormente, el Dr. Gilbert, físico de la reina lsabPl de lngwtPrra, afirmó que la UPrra era un imán y publicó su gran trabajo científico "De Magneté "; pero hasta cerca de la mitad dPl siglo XIX, esas propiedades magnéticas no fueron utilizadas para el d<'scubrimiPnto d<' mirina.lPs de hierro y fue en 1843 cuando Von Wrede descubrió esas posibilidades. En 1875 Thalen escribió el libro titulado Sobre Pl uso de las mediciones ma14ni-ticas "" Pl drsettbrimi<'nto dP minerales. En 1BB9 Nordenstron expresó con asombro, que no eran conocidas fuera de Suecia las grandes ventajas de la aplicación de los instmmentos magnéticos en la práctica minera. Symith, de Harvard, hizo descubrimiento!- magnéticos en EE.UU. a prin105


106

cipios de siglo. En 1904 Haanel escribió: Sobre la localización y examen de minerales magnéticos por mediciones con el magnetómetro. Este trabajo lo publicó el Gobierno del Canadá. Hoy, la brújula y los diferentes tipos de variómetros son instrumentos de extraordinario valor para el Ingeniero de Minas. 111-1.1. Generalidades sobre el magnetismo

La tierra se comporta como un gran imán y la dirección e intensidad del campo magnético varía considerablemente de un punto a otro de la superficie de la misma. Si se sitúa una pequeña aguja imantada, capaz de girar alrededor de un eje vertical, en un lugar cualquiera no señalará en general hacia el polo Norte geográfico, sino hacia otro punto llamado polo Norte magnético. La dirección hacia donde señala la brújula, define el meridiano magnético en el punto: el ángulo formado 11or éste y el meridiano geográfico se llama declinación y se representa por la letra d. La declinación varía de un punto a otro de la superficie terrestre. A la componente horizontal de la fuerza del campo magnético terrestre en cualquier punto se la designa por la letra h. El valor del campo en general se expresa en oersteds y es como veremos más adelante, la fueria medida en dinas, ejercida sobre la unidad de polo magnético en el punto dado. Los dos polos de un imán presentan comportamientos opuestos. Existe una analogía, entre los polos magnéticos y las cargas eléctricas. El polo magnético que setiala hacia el Norte terrestre (es atraído por él), : se denomina polo norte o polo positivo y el que señala hacia el Sur terrestre, polo sur o polo negativo. Estos dos polos no se distinguen en nada al actuar sobre el hierro no magn~tico, así como las cargas eléctricas no se distinguen al actuar sobre cuerpos descargados. Un imán, es pues un dípolo magnético a semejanza de los dípolos eléctricos, pero existe una diferencia radical enlTe ellos; en un dípolo eléctrico podemos separar las dos cargas que forman el dípolo, obteniéndose así dos cargas libres, mientras que si un imán lo dividimos, obtenemos dos imanes cuyos polos tienen la misma intensid<•d que los polos del imán primitivo. No existen, por lo tanto, polos wagnéticos libres. Designamos por p la intensidad del polo magnético. Las intensidades de los dos polos de un irná11 son siempre iguales en magnitud , pero de signo contrario: polo norte (+ p) y polo sur (- p). Sise considera un imán de gran longitud y muy fino en las proximidades de uno de los polos, se puede despreciar Ja influencia del otro. Tenemos, aproximadamente, corno un polo magnético aislado. Ley de las acciones magnéticas

Coulomb observó que, ro11 barras magnéticas muy largas (aproximación del polo magnético aislado), la fuerza de repulsión entre los extremos del mismo

GAP. 111.· METODOS MAGNETICOS

107

signo, es inversamente proporcional a los cuadrados de las distancias. Llegó así a la conclusión de que se trataba de fuerzas newtonianas, y por tanto, se les pueden aplicar las leyes que rigen estas clases de fuerzas: F = C ~en expresión escalar o

F= C p~' r r

en expresión vectorial

donde: p y p' ==intensidad magnética de cada polo r ==distancia entre los dos.

r =vector de posición del polo sobre el que actúa la fuerza F, respecto del otro. C = constante de proporcionalidad que depende del medio en el que estén situados los polos (fig. III-1). Unidad de intensidad magnética

p

p'

F

Se define como unidad de intensidad mag- ••--_-r----•lllJlo~·-----1~• nética (unidad de polo), la intensidad de dos polos magnéticos que a la distancia de 1 cm, Fig. 111·1 se repelen con la fuerza de 1 dina. El sistema c.g.s. ampliado en esta unidad se conoce por c.g.s.e.m. Campo magnético

Si consideramos_un polo magnético aislado, de intensidad p, se define como campo magnético H, la fuerza que experimenta un polo magnético positivo de intensidad unidad, debido a la presencia en el espacio del polo magnético considerado. Su expresión será por tanto:

en expresión ~scalar Ó vectoriaL El vector r, serán en este caso el vector de posición del punto del espacio¡ en el que estudiamos el campo magnético respecto al punto ocupado por el poJÓ p origen del campo. Por tanto, si se trata de un polo positivo, los vectores de campo son divergentes, y si es negativo, convergentes. La unidad de campo magnético, en el sistema c.g.s.e.m. es el Oersteds que se define como el campo creado por un polo magnético de intensidad unidad a 1 cm de distancia. En Geofísica se utiliza como unidad el Gamma, -y, que corresponde a 10-s Oersteds, ya que el Oersteds resulta una unidad demasiado grande para Geofísica, donde las anomalías que encontramos son corrientemente de unas decenas de 'Y·


108

Potencial magnético

El campo magnético H, creado por un polo magnético, puede darse por la expresión: H = -grad V;

-

H = - grad ~xpresión

siendo V

=Er

ya que

(P) r ::: - p grad r1 p (- r(3 =-

r)

= p (3

esta última de la cual nos servimos para definir el campo magnético

H. Siendo V el potencial magnético. Momento magnético

Ya hemos dicho que los polos magnéticos no se encuentran libres. Se encuentran formando dobleles o dipolos. Se define como momento magnético de un dipolo el vector M =p r siendo r el vector de posición del polo magnético positivo respecto al negativo (fig. III-2).

M

+P

Un dipolo elemental, tendrá un momento magnético también elemental. dM=pdQ=pdr

Fig. 111-2 Q

=distancia entre polos =r

Es usual en Física, considerar la materia como continua y para su estudio considerar elementos de volumen dv. ~ cada volumen elemental le corresponderá un momento magnético elemental d M. Intensidad de Imantación La intensidad de imantación se define por la expresión: - d ÑI J= d V donde d ÑI es el momento magnético elemental del elemento de volumen d v. Es por lo tanto el momento magnético por unidad de volumen. De aquí se obtiene la expresión, tan frecuente en Magnetismo: dÑl=Jdv que es similar a la expresión ad v utilizada en Gravimetría.

l'otencial Magnético creado por un cuerpo imantado En primer lugar veamos el potencial creado en un punto, por un dipolo ele· mental (fig. III-3). El potencial creado en Q por el polo positivo (+ p), situado en A, será:

109

CAP. 111.- METODOS MAGNETICOS Q (x,y,z)

De igual forma, el creado por el polo negativo (- p), situado en B será~ _

V

e

=-Ere

El potencial creado por el dipolo será la suma de los potenciales: p rA

p re

( re-rA ) rA . re

Fig. 111-3

dV=V +V = - - - = p - A

e

Por ser la distancia AB =d Q, infinitamente pequeña, tenemos que: rA = re=r

y

re - r A = d Q cos ()

Nos queda por tanto: dV = p

-

ya que d Q

•

dQcose = r2

pdQ·r dM·r r

=

3

--3-

r

rr = d Q cos ()

Para hacerlo extensible a un cuerpo imantado, tenemos que considerar, como antes dijimos, la materia constituida por volúme~es elementales dv, a los que le corresponde un momento magnético elemental dM (fig. IIl-4). El potencial creado en un punto será, por tanto, la suma de los potenciales correspondientes a cada volumen elemental ~{ff

__

d M -r

V P --

-r3V

y como d M=J d v, resulta:

Vp =

f[[ ]r~r

dV

V V

Considerando

+ (/3 -

y)

ahora que

T + h - z) k,

r = (a -

xl T + Fig. 111-4

resulta que

=gradA +ypodemos escribir: Vp=

Jff. J. V

grad.A

r1

dV

110


y como:

. (rJ) 1 . - + - (

dlVA

J • gradA

=-¡;dlVA j

r1)

tenemos que:

V,=J[f fa.O)dv-JJJ ~div. ]d, y

aplicando el teorema d: ~~¡t:~~§jf"~:::] dv

donde la primera integral se extiende a la superficie exterior del cue:-po imantado y la segunda al volumen limitado por ésta. La expresión J · ds puede sustituirse por:

J. d s = tJ · ñ) d s = a d s donde ñ es ~ normal exterior a la sup erfi~e, d s el módulo del vector superficie elemental d s, y a la imantación superficial J · ñ = J 0 • Haciendo, por otra parte, p = -divAJ, resulta:

v=ff %ds+

lJI ~dv

Si consideramos un cuerpo uniformement~ magnetizado (J =cte) , suposición frecuente en Geofísica, resulta que p =-divA J =O y por lo tanto:

v=JI%ds 111-1. 2. Comportamiento magnético de la materia Susceptibilidad K

Al someter una sustancia a un campo magnético H, ésta se magnetiza. Adquiere una intensidad dP imantación J proporcional al campo exterior aplicado. Se tiene por tanto: J=K H

donde la constante de proporcionalidad K, recibe el nombre de susceptibilidad

magnética. Para analizar el fenómeno magnético en la materia, hay que considerar que

·'

CAP. 111.· METODOS MAGNETICOS

111

está formada por cargas eléctricas positivas y negativas en movimiento. Tanto los protones en su movimiento de spin nuclear, como los electrones en sus movimientos orbitales y de spin, pueden considerarse como minúsculos imanes (dipolos). Se presentan tres fenómenos magnéticos en la materia al someterla a un campo exterior: a) Di.amagnetismo. Que consiste en una variación del radio y de la velocidad de giro de las cargas de los átomos, con lo que varía el momento magnético de éstos, de forma que esta variación se opone al campo magnético exterior de acuerdo con la ley de Lenz. Este fenómeno lo presentan todos los átomos, pero solo se aprecia en aquellos en los que el número de electrones es grande y están dispuestos con una simetría tal, que el momento magnético del átomo es nuJo. Las sustancias que presentan el di.amagnetismo se llaman diamagnéticas y son por ejemplo, la sal común, el bismuto, la anhidrita, etc. El resultado de este diamagnetismo es que el campo magnético es menor en el interior de estos cuerpos

(fig. ill-5) y tenemos k (susceptibilidad)
Fig. 111-5

e

+

Fig.111-6

k> o.

El fenómeno del Paramagnetismo depende de la agitación térmica de las moléculas y por lo tanto de la temperatura. El coeficiente de imantacíón x, que es igual a

~ siendo k la

paramagnéticas:

susceptibilidad y d la densidad, resulta ser para las sustancias

e

x=--

T-8

donde C es una constante de proporcionalidad y 8 la temperatura de Curie, a In que deja de presentarse el paramagnetismo y es constante para cada tipo de .~usta n cia.


112

Como ejemplo de sustancias paramagnéticas se pueden citar el perclorato y sulfato de hierro, platino, aluminio, etc. c) Ferromagnetismo. Que se presenta solo en el estado sólido en el que las fuerzas interatómicas son lo suficientemente grandes como para producir un paralelismo de los momentos atómicos de un conjunto de átomos próximos, que forman los llamados recintos de Weiss. Son estos recintos los que se ordenan al someterlos a un campo exterior, en un fenómeno similar al paramagnetismo. El valor de la susceptibiüdad de estos materiales es mucho más alto que para los paramagnéticos, y además depende de la historia previa del material. Entre estas sustancias se encuentran el hierro, el acero, la fundición, el cobalto, el níquel, la magnetita, la ilmenita, etc. 1nducción Magnética - B

se ve que p = - div} hace el papel de la densidad de carga. for otra parte, el Teorema de Gauss, establece que el flujo del vector de campo H, a través de una superficie cerrada S, que limita un cierto dominio v, es igual al producto de 47T por la suma de las masas interiores a la superficie. Por tanto, podemos escribir:

.íI

H· dS=

.DI

div Hd v =4•

JI[

p d v=-4•

.DJ:

(div J¡ d v

Resulta por tanto que el flujo a través de una superficie cerrada de (H + 411' J) es nulo. Nos interesa por lo tanto definir el vector Inducción Magnética B, como: B == H + 411 J Permeabilidad µ

Anteriormente hemos visto que J = k H y sustituyendo en la ~xpresión que define la inducción B, resulta:

8 := ¡::¡ + 41T 1 = R + 41T k H= ! 1 + 41T kl R= µ ¡:¡

' ...... .


donde µ

113

= (1 + 47r k) recibe el nombre de permeabilidad.

Como ya se ha dicho anteriormente, para las sustancias diamagnéticas k O con lo que µ > 1 y para los cuerpos ferromagnéticos k era muy elevado en comparación con los paramagnéticos, y por lo tanto, lo mismo ocurre para la permeabilidad. Magnetismo remanente. Ciclo de Histéresis

Los cuerpos ferromagnéticos tienen la propiedad de que una vez imantados conservan cierto magnetismo (magnetismo remanente), al cesar el campo inductor. · En efecto, tomemos una muestra de un cuerpo ferromagnético y sometámosla a un campo inductor que puede ser un electroimán en el que podemos variar la intensidad de campo H en magnitud y en signo, pero no en dirección; hagamos variar progresivamente el campo inductor H y midamos al mismo tiempo la inducción producida B (esta última se puede medir con un galvanómetro balístico). Si ponemos en unos ejes coordenados H en abscisas y B en ordenadas, obtendremos una curva (fig. III-7). La curva parte del origen O; conforme B vamos aumentando H, 8 va aumentando primero lentamente, luego muy rápidamen- 1 A te y por último muy lentamente hasta el punto A en que la muestra queda imantada hasta la saturación (en este punto la intensidad de imantación J es la mayor posi- --:-;H:------f-:.:+-1-----ble); si disminuimos ahora gradualmente H el campo H hasta el valor céro se observa que los valores de B no coinciden con los anteriores sino que siguen otra curva AC por encima de la anterior; para el valor de H = O se obtiene un valor de la inducción 8 = b, que es lo que se llama magnetismo Fig. 111·7 remanente. Si ahora invertimos el campo ( es decir el sentido de la corriente en el electroimán) y le vamos dando valores progresivamente crecientes, llegamos al punto D de la curva en el que la inducción se hace cero. El valor del campo H para este punto es lo que se llama campo coercitivo. Si seguimos dando valores mayores al campo, llegamos al punto E, que correspondería al valor de saturación (con campo negativo); por último disminuyendo hasta cero llegaríamos a F y aumentando nuevamente el campo (valores positivos) llegaríamos al punto A con lo que habríamos completado un ciclo de histéresis. En realidad, las cosas no suceden así, ya que en el primer ciclo de histéresis, la curva no saldría simétrica y no llegaríamos a los puntos E, F y A, pero sorne-


114

tiendo la muestra a varios ciclos de histéresis se llega a obtener una curva perfectamente simétrica. (Hagamos notar que en el ejemplo propuesto H y B tienen la misma dirección, si cambiásemos la dirección de H al mismo tiempo que variamos su magnitud, los fenómenos serían mucho más complicados). Este magnetismo remanente de los cuerpos ferromagnéticos es muy importante en prospección magnética ya que en general, las anomalías magnéticas se deben a la cantidad de minerales ferromagnéticos (magnetita, ilmenita y pirrotina, principalmente) que contienen las rocas. Este ferromagnetismo suele enmascarar el débil para o diamagnetismo de los demás constituyentes de la roca.

Las rocas han adquirido un magnetismo remanente sometidas al campo magnético terrestre; ahora bien, como a veces las rocas muestran magnetismo remanente que no ha sido producido por el campo actual de la tierra (ya que su dirección contrasta notablemente con la del campo magnético terrestre), se deduce que el campo magnético terrestre varió a lo largo de los tiempos. Como el ferromagne· tismo desaparece bruscamente al llegar a una cierta temperatura crítica o punto de Curie (que para la magnetita, p.e., es de 578 grados), se deduce que las rocas ígneas adquirieron el magnetismo remanente sometida~ al campo magnrtico existente en aq1.iella época., una vez que se enfriaron por debajo del punto de Curie; el estudio del magne tismo remanente de las rocas puede dar valiosa información de las variaciones del campo magnético terrestre a lo largo de los tiempos geológicos; éste es el objeto de una ciencia relativamente moderna: la paleomagnetometría. Sin embargo, en prospección magnética se suele admitir que la imantación de las rocas corresponde aproximadamente al campo magnético actual, supuesto que en la práctica suele bastar para la interpretación, ya que la dirección del magnetismo remanente en las rocas suele diferir poco de la del campo magnético actual (no suelen diferir en más de 15°).

111-1.3. Medición de la susceptibilidad magnética de las rocas La medición de la susceptibilidad magnética de las rocas puede hacerse en el la· boratorio con un "~edidor de susceptibilidadPs que, en esencia, consiste en un puente de inductancia. El aparato se ajusta a cero antes de efectuar la medición; cuando se pone la muestra pulverizada de la roca cuya susceptibilidad se quiere medir, se introduce una inductancin cuyo valor se puede medir por el método de cero, llevando el galvanómetro indicador a las condiciones primeras de equi-

librio. En la literatura geofísica se describen también otros sistemas para medir la '" susceptibilidad de las rocas in situ. Los valores de la susceptibilidad se miden en unidades cegesimales. Recork= = dM 1 dando que: H dv H

I

/

CAP. 111.- METODOS MAGNETICOS

115

la unidad cegesimal de susceptibilidad se define como la de un cuerpo cuya unidad de volumen adquiere, en un campo unitario, un momento magnético unidad.

Tabla de susceptibilidades de las rocas. Indicamos a continuación los valores de la susceptibilidad magnética de algunas rocas y mineri:ues, tomados de las tablas de Heiland y . , d t t. Medidor de susceptibilidades magnéticas . h L Birc . a mayona e es as suscep ibilidades se han medido en un campo magnético algo mayor que el terrestre. Los valores se expresan en unidades cegesimales. Magnetita ..... . llmenita ..... ._. Pirrotina Franklinita ..... . Granito ....... . Diorita Gabro

0,3 a 0,8 Oersted O,135 Oersted 0,125 Oersted 0,036 Oersted (28 a 2.700) · 1~ Oersted 46,8 a 10-6 Oersted (68,1a2,370) · 10-6 Oersted

Arenlsta ....... 16,8 · 10-6 Oersted Dolomía ....... 14· 10-6 Oersted En el vacío . . . . . O Oersted Calcita pura..... -1 · 10--6 Oersted Sal común ..... -1,3· 10-6 Oersted Grafito ........-10· 10·5 Oersted

Otro método de obtener la susceptibilidad de las rocas es el propuesto por Slichter que atribuye el magnetismo de las mismas a su contenido en magnetita y obtiene la susceptibilidad multiplicando el porcentaje de magnetita por la susceptibilidad de esta, tomada como 0,3 unidades c.g.s. (Slichter toma este valor por ser el que encuentra para la magnetita finamente diseminada). De esta manera se obtienen buenos valores de Ja susceptibilidad. En prospección magnética es corriente, al hablar de las anomalías, dar su equivalente volumétrica en contenido de magnetita. Las rocas sedimentarias tienen usualmente susceptibilidades bajas (del orden de O a 50 · 10- 6 unidades c.g.s.) y las ígneas y metamórficas tienen susceptibilidades mucho mayores (de 0,001 a 0,005 unidades c.g.s.). Es decir, que la susceptibilidad de las rocas ígneas y metamórficas es unas 100 veces mayor que la de las rocas sedimentarias; de aquí nace uno de los campos de aplicación del método magnético: la prospección petrolífera, ya que del estudio del mapa magnético de una zona se pueden sacar importantes conclusiones sobre la marcha estructural del basamento (asociado a rocas de gran susceptibilidad). 111-1.4. Magnetismo terrestre

Llamaremos h a la componente horizontal del vector campo magnético terrestre H, y Z a su componente vertical. Existirá la relación H2 = h2 + Z2 • Así mismo llamaremos I a su inclinación con respecto al plano horizontal y D a su

TRAT AOO DE GEOFISICA APLICADA

116

declinación o ángulo que forma la dirección de la componente h con el meridiano Geográfico del lugar (fig. III-8). X Norte . . - : : , . . - - - - - . - - - - - - - geográfico

o

!J

l

Fig. 111·8

Sí nos fijamos en el campo magnético en un punto de la superficie terrestre, resulta que este varía con el tiempo. Esta variación se presenta periódicamente y para su estudio es necesario analizar el campo magnético terrestre en su conjunto. Se ve que este campo terrestre se descompone en dos campos principales: a) Campo interno: Es el preponderante, pues viene a ser un 97% del total. Este campo presenta una variación secular que resulta ser de B'Y por año, y cuyo mecanismo no es aún conocido. Este campo interno es, a su vez, Ja resultante de dos campos distintos: l) Campo Geomagnético: que representa un momento magnético tan grande que no se puede justificar por los elementos ferromagnéticos de la corteza, dado que los elementos terromagnético del núcleo están a una temperatura superior a la de Curie y han perdido su carácter de ferromagnéticos. La justificación que se pretende dar es la rotación de grandes cargas eléctricas en el magma, aunque queda la duda del comportamiento de los materiales de Fe-Ni, que componen el 1 núcleo, a las grandes presiones a que están sometidos. 2) Campo cortical: que es debido a los elementos de la corteza y es el que interesa analizar en Geofísica, pues las anomalías que presenta, al pasar de un punto a otro, nos permitirán conocer la desigual repartición de los materiales sobre la corteza terrestre. b) Campo Externo: Este campo se supone producido por corrientes inducidas en la ionosfera, al desplazarse esta con respecto al campo terrestre. El desplazamiento de la atmósfera, se debe principalmente al movimiento ascensional de convección, por calentamiento diurno solar y a las mareas atmosféricas que por tanto dependen de la posición de la luna y del Sol. Este campo externo es solo un 33 del campo total y a él se debe la periodicidad diaria del campo terrestre, al reflejar las variaciones repetitivas de las posiciones del Sol y la Luna.

.

~·


117

Por otra parte, la emisión solar no es homogénea y en ciertas ocasiones se produce con mayor intensidad, dando lugar a perturbaciones irregulares en el campo magnético terrestre, que se conocen con el nombre de tormentas magnéticas. 111-1.5. Efectos de los cuerpos magnéticos En magnetometría, como en gravimetría, es interesante estudiar los efectos magnéticos de cuerpos de forma sencilla, al objeto de, en la interpretación final, intentar asimilar la anomalía observada a alguna forma geométrica conocida. Las cosas son más complicadas en magnetismo ya que hay que considerar dipolos que simultáneamente atraen y repelen y, así mismo, la dirección de imantación, que puede ser cualquiera. Otra dificultad proviene de que desconocemos en que prop0ción el magnetismo de la masa es inducido o remanente, aunque en la práctica se considere todo como inducido. A continuación indicamos una serie de casos sencillos de cuerpos de forma geométrica en los que estudiaremos la componente vertical del campo magnético producida por los mismos. Caso de un polo Consideremos el caso teórico de un polo negativo de masa P, enterrado a una profundidad z (fig. III-9) y veamos cual sería el perfil magnético que originaría la componente vertical del campo magnético producido V.

+x

-X

X

l

r -p Fig. 111-9


118

V= H cosa= H ~r

siendo H la intensidad del campo total producido. Ahora bien, como H = ~, (µ = 1) tendremos:

y-~-

r3 - (x2

Pz

+ z2)3/2

La gráfica de V es la indicada en la figura IIT-9. Caso de un dipolo vertical Si tuviéramos un polo positivo, enterrado a una profundidad z', su efecto sería análogamente:

V'

-P z' (x2

+ z'2)3/2

por lo que el efecto de un dipolo vertical sería la suma de los valores de V y V' hallados. La gráfica de la componente vertical del campo producido por un dipolo puede verse en la figura III-10.

V del polo negativo

V rotultant'I

z'

Fig.111-10

Nota: Hemos supuesto que el dipolo se ha imantado en el hemisferio Norte, por lo que el polo negativo estará más alto que el positivo. Como el negativo refuerza el campo terrestre, su efecto es positivo.


119

Teorema de Poisson Sabemos que el potencial gravimétrico Vg en un punto, es un potencial newtoniano y viene dado por:

donde k es la constante de gravitación universal y a la densidad. La expresión del potencial magnético Vm es:

JJl J.~

Vm =

dv y como grad, (})

=- ~ (fig. UI-11) •esulta. P (x,y,z)

Vm=-..DIJ grad, (})dv Si suponemos que tanto la densidad como el vector intensidad de magnetización J son constantes en todo el volumen v, y calculamos el producto escalar de J por el gradiente del potencial gravimétrico, gradp V 9 , resulta:

Fig. 111-11

-

J · gradp V9 = k a Vm Llamando ahora ñ al vector unitario en la dirección de J, podemos escribir:

= k a V m , y de aquí: a v ka V 9 = ~ =an J

J (ñ · gradp V9 )

_

n · grad

p

lo que nos muestra que el potencial magnético V m es proporcional a la derivada, en la dirección de Ja intensidad de magnetización J, del potencial gravimétrico: J aV 9 V=-·m ka an La componente vertical Z, del vector campo magnético la expresión: 3 Vm J a2 V 9 J a 9z -- az - k'Oazan- ka an

z- ----

H,

vendrá dada por

-------

ya que:

Si suponrmoi' que la magn1·tización J, c·s vertical (srgún

a z), resulta:


120

J a 9z Z=---k a az que es la expresión de la que hacemos uso a continuación. Según este teorema, el mapa de anomalías magnéticas de la componente vertical es proporcional al mapa de primera derivada deJa componente vertical de la gravedad, siempre que la polarización (Imantación J) pueda considerarse uniforme y vertical. Caso de una esfera Sea una esfera homogénea enterrada y polarizada verticalmente en el campo magnético terrestre (fig. III-12). Su efecto podemos calcularlo por el teorema de Poisson, ya que según vimos en gravimetría:

9z =

41T fa R3 z 3 -(z_2_+_x2_)_3/-2

por tanto: J ogz 4trR 3 J 2z 2 -x2 V==- fa· 3Z =--3-· (x2 + z2) s12 resultando una curva del tipo indicado en la figura III-12. Caso de un cilindro horizontal indefinido Para el caso de un cilindro horizontal podemos razonar sobre la figura anterior, suponiendo que el cilindro es normal al dibujo.

Fig.111-12

Por gravimetría sabemos:

9z =27T fa R2 Zz : X2 por tanto:

V=-~ . o9z = 21T R2J fa

az

z2 - x2 (z2 + x2) 2

La curva tiene una forma parecida a la de la esfera. Efecto de un cilindro vertical Hay otro sistema de estudiar el efecto producido por un cuerpo limitado por dos planos, admitiendo que el rfecto magnético debido a la distribución de

;


121

imantación en su volumen, es el mismo que el producido por la distribución superficial de las cargas magnéticas localizadas en los planos superior e inferior. De esta manera se puede estudiar el efecto producido por un cilindro vertical tal como el de la figura lll-J3, obteniéndose una curva como la que se_,_indica;

X

z,

J__ _ __

z,

l

--------·---

+ Fig. 111·13

• en efecto, suponiendo los polos magnéticos distribuidos sobre sus superficies superior e inferior, como el campo magnHieo vertical por rada una de ellas en un punto es proporcional al ángulo sólido subtendido por la superficie desde el punto, tendremos: V = K J (w 1

-

w 2 ) = K J [ 21T (1 - cosa) - 21T ( 1 - cos o: 1 ) ]

cuya gráfica es la indicada, sirndo a y a 1 los án~uloi; plano~ corrrspondient es. El valor máximo de V se obtiene para el punto corrr:;pondicntr al eje del cilindro (x = 0) y vale: Z¡

Z2

Vmb. =27TKJ [ ..jzr + r2 - ..j z~ + r2

]


122

Dique De modo semejante (fíg. lll-14), en el caso del campo magnético vertical originado en la superficie por un dique vertical de potencia t y longitud infinita, se llega a la fórmula:

V máx.= 2 K J t ( }.-

~)

siendo z 1 y z2 las distancias verticales, mínima y máxima, de la masa magnética al magnetómetro. Todas las mencionadas fórmulas son aplicables en el caso de medirse Ja componente vertical. Para el caso de int<'nsidad total del campo, como en el método aeromagnético, hay que tener en cuenta la inclinación de la aguja magnética.

111 -1 .6. Componente horizontal de la intensidad Del mismo modo que anteriormente hemos medido la componente vertical que origina un cuerpo enterrado, vamos ahora a determinar la componente horizontal a que este cuerpo da lugar.

Fig. 111-14 -.rr.=~rJ:=:m:.=7Tll""77T="iil='7m¡:¡::¡ .1

Si consideramos un polo aislado (fig. lTI-l 5) a una profundidad Z, la intensidad del c<:1mpo magnético se manifiesta en un punto C de la superficie según la dirección BC. cos

B

ª == rX

Luego la componente horizontal a que da lugar dicho polo aislado es:

F19. 111-15

p X p X X =fi . -¡:-= (x2 + z2)3/2 Por tanto, esta componente es función de la distancia horizontal. En el caso de tener un dipolo, siendo z 1 la profundidad del polo negativo

y z2 la del positivo, la componente total es la diferencia de las lativas a cada uno de los polos: X=

Px V(x2 +zj) 3

Px V(x 2 +zi) 3 >•

component~ r é-

•

CAP. 111.· METOOOS MAGNETICOS

123

111-1.7. Influencia de una masa inclinada Cuando en lugar de un simple dipolo tenemos una masa ínplinada, las anomalías superficiales a que esto da lugar se hacen mucho más complejas, pues la resultante de> la influencia de ambos polos varía con su inclinación y longitud. La figura lll-16 muestra el campo vertical resultante de un imán o dipolo que tiene cierta inclinación.

campo debido al polo negativo

Fig. 111-16

lgualmenle ocurre con la componente horizontal y la figura III-17 nos da idea de los campos debidos a ambas componentes, vertical y horizontal para unos dipolos con diferentes inclinaciones.

111-1.8. Influencia ae la inclinación magnética Como la inclinación magnética terrestre varía desde Oº en el Ecuador a 90° en los polos, habrá que tenerla muy en cuenta en nuestras interpretaciones. En efecto, en cada punto de la superficie terrestre el valor total de la componente magnética será la resultante de la componente del campo terrestre con la del cuerpo magnético polarizado. Esto complica mucho la interpretación y ha dado lugar, como hemos dicho, a estudios muy detenidos realizados entre otros por Vacquier ( ~·). Este ha compuesto unos modelos correspondientes a imanes de forma prismática y horizontalmente de sección rectangular, en campos magnéticos terrestres con inclinación de Oº a 90° o sea en cualquier latitud de la tierra Comparando los modelos con la forma aproximada de la masa en cuestión, podemos llegar a resultados muy satisfactorios en la interpretación de nuestros mapas magnéticos, como veremos en el Capítulo del Método Aeromagnético.(Ver ' modelos de Vacquier) y en el ejemplo de Justificacióo Aerornagnética en Mar bella.

( *) lnterpretation of aeromagnetic maps por V. Vacquier, Steenland, Henderson y Zietz.

\

124


componente vertical

componente horizontal

comPOnente vertical


componente verticat


+ Fig. 111-17

CAP.111.- METODOS MAGNETICOS

125

111-1.9. 1nterpretación de los mapas magnéticos En cuanto a la interpretación d e los mapas magnéticos, ya hemos dicho que es complicada, debido a las muchas incógnitas que aparecen siempre en cada problema, incógnitas que hay que deducir hiputéticamente y de acuerdo con datos adquiridos geológicamente, que es poco discreto en la práctica de la prospección teorizar demasiado. Pero los procedimientos empleados en el método aeromagnético, que en realidad debían ser algo diferentes, se pueden aplicar en cualquier caso y lo veremos en el capítulo correspondiente.

La diferencia está, que en el m~todo de superficie descrito se mide o la componente vertical que es lo normal en nuestras latitudes o la horizontal, que sería la más adecuada en el Ecuador o ambas cuando queremos hacer una prospección de mucho detalle, cosa poco corriente. En el método aeromagnético se mide la componente total del campo en la dirección en que ésta es máxima. Ya se verá como la regularidad y continuidad de las líneas isogammas nos permiten calcular un mapa ele segunda derivad a, del que se pueden deducir interesantes conclusiones, sobre todo en cuanto a la forma y dimensiones de las masas. Sin embargo, podemos decir que los métodos aplicados, cuando se mide la intensidad total, son entre ciertos límites aplicables cuando se mide solo la vertical, sobre todo si aplicarnos un factor de corrección teniendo en cuenta la inclinación magnética del lugar. 111-2.

Instrumentos empleados en la prospección magnética Balanza magnética de Schmidt:

Vamos a entrar ahora en la descripción de alguno de los aparatos usados en los trabajos de prospección magnética, y que se dedican a Ja medición de las variacio· nes deJ campo magnético, en cualquier punto de la superficie terrestre. Estos se llaman variómetros y son aparatos con los que se mide la componente horizontal H o la vertical Z, del campo magnético terrestre. El más conocido d e estos instrumentos es la hafanza magnética de Schmidt, que es prácticamente igual al construido por Ja casa Askania y universalmente empleado. Consiste en un.imán apoyado sobre unas ágatas y pivot ando cerca del centro de su masa, en forma tal que el pequeño desequilibrio gravimétrico se compense con la correspondiente componente magnética. La figura Ill-18 nos da idea de la forma de este imán, en el modelo que mide la componente vertical. Está constituido en realidad por dos finos imanes ele acero al tungsteno de forma rómbica, unidos entre sí por un b loque de aluminio ele forma cúbica. Este cubo de aluminio r.stá provisto de dos cuchillas de cuarzo, seg(m se ve en la figura IJI-18 de modo que el conjunto se asemeja bastante a una balarw.a de precisión. Puesto que la sensihilidad depende de la distancia entre el centro de gravedad


126

del sistema y el punto de apoyo, los tornillos T 1 y T 2 , que van provistos de tuercas y contratuercas de plata, varían dicha sensibilidad. Sobre el cubo de aluminio hay un espejo circular E que refleja la luz en forma tal que permite observar las variaciones del imán. El sistema óptico consta de un pequeño plano exterior próximo al ocnlar, que puede regularse de modo que refleja la luz solar a través de una ventana de cristal esmerilado para iluminar una placa de refleFig. 111-18 xión colocada i 45°. El rayo de luz atraviesa entonces otra placa con una escala graduada, desciende a través del sistema óptico, siendo reflejada por el espejo E de la balanza y regresando a través del ocular al ojo del operador, a una placa fotográfica o a una célula fotoeléctrica que envía su :señal a un registrador (fig. III-19), según se use el aparato para prospección o para obtener un registro continuo de las variaciones diurnas. El instrumento está provisto de doble envoltura con objeto de disminuir los efectos térmicos externos.

Célula fotoeléctrica diferencial

Registrador

'

1' • 1 1 '

~ Fig. 111-19

'

. .....

127


Debajo del centro de gravedad de la balanza puede disponerse un imán vertical que ha de compensar las anomalías demasiado grandes, que harían que la ~auja se salga de la escala. Es regulable la distancia a que se puede colocar este imán y se lee fácilmente sobre una escala que lleva dicho soporte, permitiendo conocer el valor de la compensación (fig. IlI-20). Independientemente lleva una brújula con la que se determina en cada estación el meridiano magnético y una vez verificada esta operación, el soporte se fija de modo que la balanza quede encajada en su dirección.

El modelo que mide la componente horizontal es en todo similar al anterior a excepción de que la balanza magnética está en posición vertical como en la figura UI-21. En esta balanza que se llama horizontal, el imán compensador se sitúa igualmente debajo pero en posición horizontal. Inductor terrestre El inductor terrestre se utilizó en un principio por Weber para la determinación de Ja intensidad y la dirección del campo magnético terrestre y posteriormente se ha perfeccionado hasta el punto de ser hoy uno de los aparatos con los que se mide más exactamente la inclinación y declinac_ión de ese campo magnético. En esencia, el aparato constituye una bobina de hilo de cobre montada en forma tal, que su eje puede tomar cualquier posición en el espacio. Esto se hace por medio de una suspensión tipo Cardan. Dicho eje está situado en el plano de las espiras (fig. lll-22).

Imán

Regla graduada

A esta bobina se la hace girar, funcionando entonces como una pequeña dinamo cuyo Fig. 111-20 campo magnético es el terrestre, produciéndose en ella una corriente inducida excepto cuando el eje de rotación es paralelo a las líneas de fuerza del campo terrestre en cuestión. La corriente que se induce rn dicha bobina se mide por un galvanómetro sensibilísimo. Sean n el núrnero de espiras, R la resultante del campo magnético termstre, r la resistencia total drl circuito y a el área de una espira, tendremos, haciendo A= na, que si la bohü1a da una vuelta con su eje de rotación perpendicular a R, el galvanórrwtro acusará una carga:


128

a'

b' Fig. 111-22 Fig. 111-21

La sensibilidad del galvanómetro es de orden de 1 mm de la división de la escala por 10-s amp. La inclinación del camoo m~ético se mide haciendo girar la bobina con su eje de rotación en el meridiano magnético; variando la inclinación de este eje hasta conseguir que el galvanómetro no acuse paso de corriente ya que en este caso las espiras de la bobina no cortan ningún flujo magnético y no habrá por tanto corriente inducida. Si hacemos girar la bobina con su eje de rotación en el meridiano magnético en posición horizontal, el galvanómetro nos acusará un paso de corriente proporcional a la componente vertical Z; si le hacemos girar con su eje de rotación también en el meridiano magnético, pero en posición vertical la corriente será ... proporcional a la componente horizontal. Conocidos H y Z sabemos que se puede calcular la componente total del campo magnético terrestre. Y

Magnetómetro de Torsión

l ' n nu<'vo rn~netómetro inventado por Haalck y construido por la casa Aska-

129


nia, fué presentado al Congreso de Geofísica (EAEG) de Hamburgo en mayo de 1956. Este aparato tiene la particularidad de la sencillez, poco peso, poca fragili dad, muy manejable, compensado de temperatura y, por todo ello, wan rapidez opt>ratoria.

Se trata de un instrumento para la medición de la componente vertical y consta en líneas generales de lo siguiente (figs. III-23 y IIl-24). 1

15

15

16

Fig.111-23 Fig. 111-23 Estructura fundamental del magnetómetro de torsión: l Y 2.- Hll~ de torsión 3.- Porta-sistema en forma de U 4.- Clrculo de torsión 5.- Olvlsl6n del clrculo 6.- Botón de •Juste 7.- Anteojo de autocollmaclón 8.- Sistema magn6uco 9.- Espejo de IUZ 14.- Tornillo para nlvelacl6n aPro)(lmada 15.- Tornlllos para nlvelacl6n definitiva 16.- Botón de •UJeccl6n de lm,n.

Un pequeño imán (8) está suspendido formando cuerpo con dos hilos delgados metálicos (1) y (2) en tensión. El eje de giro del imán lo forman ambos hilos. Sus extremos van unidos a un chasis (3) en forma de U que va sujeto a un sistema de engranajes (4) que permite hacer girar el conjunto alrededor del mismo eje. La rueda principal tiene una escala graduada circularmente (5). Con el botón (6) se puede hacer girar el sistema, con lo que se producirá un momento de torsión en el hilo que sostene el imán, por su tendencia a orientarse en el campo magnético.

Fig. 111-24

Magnetómetro de TORM

130


Con un anteojo (7) se puede observar la posición del imán. El aparato se nivela fácilmente. La torsión del hilo sirve como elemento de medida. Cuando se va a efectuar una medición se hace girar el sistema magnético hasta llevarlo a su posición horizontal variando con ello la torsión del hilo (método de cero). El ángulo de giro del bastidor se convierte así en medida directa de la intensidad vertical. El eje del instrumento se debe orientar hasta el Norte, pero solo próximamente pues entre amplios límites le afecta muy poco el no hacerlo. Tiene un dispositivo de sujección automática para el transporte. Tiene un campo de medida directa de unas 65.000 gammas y su apreciación es de 2,5 gammas.

111-3. Método aeromagnético Generalidades

El principio del magnetómetro electrónico se descubrió en Austria hace unos 40 afios, pero hasta bastante después no nació la idea de montarlo en un avión. Primeramente se utilizó para la detección de sühmarinos desde el aire y después de la 11 Guerra mundial, su uso se desarrolló rápidamente para la busca de minerales magnéticos. Es conveniente llamar la atención sobre las aplicaciones principales del método que son: Primero, para el descubrimiento de minerales magnéticos como son la magnetita, la pirrotina y la cromita entre otros. En segundo lugar para preparar nuevas zonas en busca de posibles yacimientos petrolíferos, antes de la aplicación de procedimientos más caros. Esto es debido a que el método aeromagnético permite calcular la profundidad del basamento respecto a la altura de vuelo que es conocida y por lo tanto determina la magnitud de los espesores sedimentarios que es un dato del mayor interés para las posibilidades petrolíferas de una zona. Por lo tanto, el método se ha convertido actualmente en el primero que debemos aplicar al iniciar una investigación de hidrocarburos, cuando se trata de zonas vírgenes o poco conocidas geológicamente. La tercera y última aplicación del método, es que puede ser muy útil como ayuda para el levantamiento del mapa geológico de una región. En circunstancias fa. vorables, se puede interpretar mejor la geología con la ayuda de un buen mapa aeromagnético.


131

Diferencias esenciales entre el magnetómetro aerotransportado y los sistemas de tierra

La construcción de este magnetómetro, mucho más sensible que los corrientes y totalmente electrónico en su modo de operar, sin movimientos mecánicos

de sus elementos de medida, ha permitido cambiar totalmente hasla los fundamentos de una prospección magnética_ Para empezar, ha permitido que, en lugar de leer punto tras punto corno se hace sobre el suelo, produciendo un perfil discontinuo, por mucho que acerquemos las estaciones, obtener uno continuo, volando a 250 lon/h de velocidad. Antes, la sensibilidad excesiva del instrumento, resultaba un estorbo, puesto que un clavo enterrado o un canto rodado más magnético, situado cerca del aparato, podía afectar mucho las lecturas. Hoy se t.Tahaja con magnetómetros que tienen una sensibilidad de hasta 0,03 gammas y se vuela a la altura adecuada a cada problema geológica o al tipo de anomalía esperada. El método aeromagnético elimina, al volar lejos del suelo los errores que proceden de esos pequeños disturbios muy locales, que afectarían mucho a poca distancia del aparato pero nada a 150 o más de 1000 m de altura, como se vuela actualmente. Por otra parte el nuevo sistema permite hacer el mapa magnético de zonas pantanosas, selvas vírgenes o desiertos y zonas incomunicadas, cuyo trabajo por tierra sería, si no imposible, al menos muy penoso y lento y por tanto, muy caro. Corrientemente la sensibilidad de los magnetómetros aéreos es de 0,03 a 1 gammas, mientras que con los corrientes de tierra no conviene pasar de una sensibilidad de 5 a 10 gammas por las razones indicadas. En resumen, que la estabilidad y sensibilidad del mag .etómetro aéreo ha conseguido que este método supere mucho en resultados a los obtenidos desde tierra, sin que ésto elimine Jos métodos clásicos de suelo, para determinar con mayor exactitud los limites y condiciones de un yacimiento. Añadiremos aún, que existe además una fundamental diferencia entre las mediciones del suelo y las aéreas. En las primeras, suele roed.irse únicamente la componente vertical. En las aéreas se mide la componente total en la dirección del prnpio campo magnético y el instrumento está provisto de un servofuecanis-mo, por el cual el elemento medidor se mantiene siempre paralelo al vector magnético. Las anomalías registradas asi, son por tanto, las resultantes entre las locales y las del campo terrestre y tienen la dirección del vector magnético. En las latitudes altas (Polos), donde la inclinación se aproxima a 90° la componente vertical representa sustancialmente el campo magnético total y las diferencias obtenidas · entre los valores total y vertical son pequeñas. Cuando se trabaja cerca del Ecuador, las diferencias son muy grandes y hay que tenerlas en cuenta a1 interpretar los resultados.

132


La altura de vuelo en una prospección magnética varía según su propósito En prospección minera, lo ideal es volar a una altura constante sobre el suelo, lo que hace fácil comparar las anomalías de líneas consecutivas; suele ser de unos 150 m o menos si es posible, con separación de

~ km.

En prospección petrolífera es distinto. Se investigan los efectos de rocas del basamento enterradas bajo miles de metros y un cambio de unos centenares de metros en la altura del vuelo no cambia sustancialmente la resolución. También se debe volar lo suficientemente alto como para evitar las influencias de lineas eléctricas, fábricas y otros motivos de efectos magnéticos de superficie. Por ello, la altura del vuelo en este caso suele ser de 1000 m y más sobre el terreno. Se aconseja evitar variaciones de altura mayores de 200 a 500 m para lo que, si es preciso, se debe dividir la zona en bloques de alturas distintas. El vuelo se hace a constante altitud barométrica y a una velocidad lo más regular posible. Hay una regla en prospección petrolífera: la separación de las líneas de vuelo no debe ser muy superior de la profundidad (esperada) del basamento. La razón es que la anchura de una anomalía, medida a la mitad de su máximo, representa aproximadamente, la profundidad del cuerpo perturbador. Por ello, si la separación de las líneas es del orden de la profundidad del basamento, al menos una línea caerá próxima a la zona del máximo y, por tanto, revelará dicha anomalía claramente. Historia y desarrollo del método aeromagnético El primer intento de usar un magnetómetro aéreo se debió a Edehnan, que en 1910 ideó una balanza magnética vertical para ser utilizada en un globo. Después siguieron otros intentos, con mejor éxito que consistían en inductores terrestres del tipo de bobina de péndulo y giro estabilizados, del tipo de las brújulas usadas en navegación aérea y marítima, pero su sensibilidad era muy baja. Fue Víctor Vacquier quien en 1940-41, trabajando para Gulf Development Cd. perfeccionó un sistema de bobina detectora magnética de) tipo de saturación, muy sensible, tambien conocido como de Jauln de flujo, este instrumento formaba el corazón del MAD (detector aéreo magnético) que era un magnetómetro de submarinos. Su sensibilidad ya era grande y podía medir campos tan débiles como de 10-s oersted (1 -y). La primera prospección con este instrumento.. se realizó en abril de 1944 en Pensylvania. El primer magnetómetro de precisión o resonancia nuclear fue desarrollado en 1955 por Varian Associates. .Lo~ magnetómetros más recientes son los magnetómetros de absorción óptica, pnnc1pal.mente los que utilizan vapor de rubidio, de helio o de cesio.

133


111-3.1 . 1nstrumentos empleados en la prospección aeromagnética 1) Magnetómetro de precesión o resonancia nuclear

El primer magnetómetro de precesión o resonancia nuclear fue desarrollado en 1955 por Varian Associates. Este magnetómetro tiene su ftmdamento en el movimiento de precesión dr Larmor. Un gra11 número de núcleos atómicos, tienen un momento magnético, por giro sobre su eje de sus cargas nucleares. El núcleo de hidrógeno, constituido por un protón presenta esta propiedad. Si tomamos una muestra de agua, los oxígenos que entran a formar parte de ella, no presentan momento magnético, y se puede por tanto considerar la muestra, como un conjunto de protones. Se somete la mu~stra de agua a un campo magnético, producido por un bobina, mucho más intenso que el campo magnético terrestre y perpendicular a él, orientándose los momentos magnéticos de los protones, al cabo de un cierto tiempo, de acuerdo con este campo artificial. Si hacemos desaparecer este campo magnético, los protones tenderán a orientarse en la dírección de campo magnético terrestre. pero no lo harán instantáneamente, sino en un movimiento de precPsión amortiguado, según el principio del gíroscopo. Esta precesión, se realiza con una velocidad angular w = '}'p H, siendo '}'p la relación entre el momento magnético y el momento cinético del protón, y H la intensidad del campo magnético terrestre. Por tanto, esta velocidad angular w, es proporcional a la intensidad del campo magnético terrestre hP = 26,7513 ± 0,0002). El movimiento de precesión supone una variación del flujo magnético en la muestra, y por tanto , en una bobina en torno a ella. Se generará en esta bobina una fuerza electromotriz de frecuencia ;; y se puede realizar la medida, contando el número de impulsos en un tiempo determinado, que viene limitado por el amortiguamiento de la precesión.

El magnetómetro funciona según el esquema de la fig. IJJ-25. Para evitar el amortiguamiento de la precesión, la bobina BE produce un campo alterno de frecuencia igual a la de precesión, con lo que esta entra en resonancia, adquiriendo el fenómeno mayor amplitud. La bobina receptora BR produce una f.e.m. proporcional a la frecuencia de la oscilación y es esta f.e.m. la que se lleva al sistema de medida y registro.

z

X

Fig. 111-25


134

11) Magnetómetro de absorción óptica

Se puede decir que es también un magnetómetro de resonancia nuclear o precesión, pues sólo se distingue de estos en La forma especial de medir la frecuencia de precesión. Para la medición de esta frecuencia, utiliza el fenómeno de la inestabilidad óptica, que presentan los vapores de rubidio , helio y cesio. El funcionamiento de este equipo, puede esquematizarse como se ve en la figura Hl-26.

¡Hb fuente lumlnosa

~

/ 'J'\'\

polarizador

[;]

bobina Generador

Ho receptor (célula fotoeléctrica)

Comparador

Fig. 111 -26

Cuando entran en resonancia la frecuencia de la precesión y la frecuencia de la bobina, la intensidad luminosa, recibida por el receptor óptico, se hace mínima. Un equipo electrónico detecta este mínimo y hace que el generador trabaje a Ja frecuencia de resonancia. 111) Magnetómetro discriminador de flujo

Se ha utilizado en aeroplanos, remolcado por un barco y sohre el suelo. También se le conoce como reactor de núcleo saturable. Tiene su fundamento en e l fenómeno de saturación de un circuito magnético. Este circuito magnético ha de estar constituido por un material altamente magnético de forma que en presencia del campo magnético terrestre Uegue a la saturación. Este circuito magnético tiene un arrollamiento primario conectado a una fuente de alimentación senoidal (corriente alterna). En ausencia de un campo magnético externo, debido al fenómeno de saturación, la onda de tensión en unos devanados secundarios, arrollados por separado en cada una de las columnas (fig. fH-27) presenta armónicos de orden impar. En presencia de un campo exterior, d punto de funcionamiento se desplaza

135


Fig. 111-27

Fig. 111-28

(fig. lll-28) ya que en una rama se sumará el campo magnético terrestre y en otra se restará. Aparecen por tanto armónicos pares, cuya amplitud es muy aproximadamente proporcional al campo magnético exterior (fig.111-29). Para medirlo, se pueden seguir varios procedimientos:

a) Con una bobina exterior, crear un campo magnético que anule el efecto del terrestre y medir la intensidad que circula por esta bobina. b) Se puede conectar las bobinas secundarias en oposición y la tensión en sus extremos será solamente la resultante de los armónicos pares, ya que los impares se neutralizarán. Un sistema dectrónico rectifica y amplifica estos armónicos y por lo tanto tendremos una señal continua proporcional a la amplitud de éstos. 111-3.2. Equipos empleados

Para mayor facilidad de descripción, y como ejemplo haremos someramente Ja de un equipo de la Hunting Group empleado hace bastantes años por el autor de estas líneas en el Sahara. Consta el equipo de campo de lo siguiente: Un avión de dos motores de 500 HP cada uno apto para volar a 160 millas por hora. En él van instalados los siguien tes instrumentos: El magnetómetro (montado en la cola). El registrador correspondiente. El radio-altímetro con su registrador sobre cinta de papel y la cámara fotográfica conectada con el magnetómetro, que nos ha de dar la posición exacta del avión sobre cada punto del terreno. El personal consta de: Un piloto j efe del equipo Un operador del magnetómetro Un operador del radio-altímetro Un navegante


136

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tiene términos en "sen"

(1T+X) ~no tiene términos pares

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Fig. lll-29

. ....

/\d<·más forman parle del equipo de campo un calculador y un mecánico <¡11<· qu<"
El magnetómetro de bobinas de flujo

Este- magrwtórn<'lro es tolalmente clectrónico y está construido en el Canadá

CAP. 111.- METOOÓS MAGNETICOS

137

por la P.S.C. y es similar al de la Gulf Oíl Co. con la diferencia de que no va colgado de un cable, como este último, sino que va montado en la cola del avión, por lo cual hay que compensar los efectos de la masa de éste. Esto se hace con unas barritas de un metal de gran permeabilidad magnética, pero de muy poca retentihilidad (Mu-metal o Permaloy) y que se ponen adecuadamente a ambos lados del magnetómetro. Esta operación de compensación hay que hacerla cada .vez que se llega a una nueva zona en la forma que veremos más adelante. El magnetómetro propiamente clicho está montado sobre un sistema Cardan y está dispuesto de forma tal que se orienta automáticamente para medir la componente total del campo magnético, en la dirección en que éste es máximo en cada punto del recorrido.

El instmmento tiene tres elementos detectores llamados bobinas de flujo; dos de ellos de posición, sirven para orientar al tercero según el campo magnético total. Las dos primeras bobinas, que son gemelas, envuelven una barra de metal permaloy de forma que se compensen las corrientes producidas por el campo magnético que las induce.

La tercera bobina o bobina secundaria está de forma que, una vez ori~ntada en la dirección del campo, dará la meclida de éste, ya l.{Ue el potenci-a.l inducido será proporcional a la fuerza del campo magnético en que se mueve. Con est e dispositivo electrónico se llega a una sensibilidad de 1 a 2 gammas. La estabilización se consigue que sea muy buena gracias a dos pequeños servomotores síncronos desfasados, que accionan los ejes de la suspensión Cardan sobre la que va montado. el magnetómetro. La medición del campo se hace oponiéndole un campo magnético artificial hasta anular el terrestre. El campo artificial se produce por medio dt> una hohin~ por la que se hace pasar una corriente que es precisamente la que se mide, pues será función de la intensidad del campo que engendra. En estas concliciones podemos obtener un registro continuo de las variaciones . del campo terrestre que pretendemos medir por medio de un potenciómetTo registrador. Para Ja referencia perfecta de las observaciones del magnetómetro al plano, se emplea un sistema de registro múltiple. Consiste en que, mientras en una banda se marcan las indicaciones magnéticas, en olra se registra la altura y al mismo tiempo. una cámara giroscópicamente estabi&'.tada, impresiona fotográficamente una estrecha franja del terreno sobre el cual se vuela. Con ello se pueden confrontar con gran exactitud los detalles de la superficie para clihujar sobre el mapa fotográfico el recorrido del avión. Con los datos magnéticos obtenidos en gráficos continuos para cada uno de los perfiles volados se dibujan las curvas isogamas que componen el mapa magnético. 111-3.3. Forma de realizar los perfiles Un procedimiento es el siguiente: supuesto que los perfiles han de realizarse,


138

Fig. 111-30

por ejemplo, de 500 en 500 m, 1a zona se divide en 4 rectángulos (fig. JII-30). Para cada uno de estos sectores se determinan sobre el terreno dos puntos características, próximos a cada rectángulo y que sean fáciles de localizar desde el avión. Hecho esto, los vuelos se hacen en forma tal, que para cada perfil se · parte de un punto de control (Tie point) y se pasa después de realizado el perfil, por el otro de control. Esto se hace de manera que no haya más de 15 minutos de control a control. Este sistema que es indispensable en el método aeromagnético, sirve para evitar la corrección diurna, además de correcciones por toda clase de derivas debidas a temperatura y otras razones instrumentales no determinables. En efecto, en un vuelo de 10 a 15 minutos que es lo corriente entre dos puntos conocidos, se puede considerar la deriva debida a la variación diurna como rectilínea y, por lo tanto, se puede repartir proporcionalmente a los tiempos para cada punto del recorrido. De esta forma se consigue una apreciación a la que no se llega con el procedimiento de tierra, de leer al mismo tiempo con un magnetómetro fijo y con otro móvil sobre la zona a prospectar. 111-3.4. Influencia del avión

Como el magnelómetro está montado en el mismo avión, la influencia perturbadora que ejerce éslc, varía según el campo magnético normal de la zona y según d ángulo de colocación del avión. La operación de contrarrestar este efecto consiste en lo siguiente (fig. Cll-3 l): 1° - Se busca 1:on n·corridos de prueba una zona llana magnéticamente o sea Si11 anomalías (Magnctómclro y rf'gistrador en marcha). En (-'lla S<' <'rnpieza d vudo Sur-Norle de un minuto de tiempo. Se vrrá Pn t>l ~ál'ic·o que ha habido una pequeña variación (l 7 gammas por rjcrnplo). Esto r·s normal cuando se vuela S-N siendo lla~w la zona.

....

139

CAP. 111.- METOOOS MAGNETICOS

2º - Se sigue describiendo un cfrN

culo de unos 3 km de diámetro. (En el gráfico se manífestará una anomalía del orden de 40 gammas, efecto de la influencia del avión a diferentes ángulos con el campo mag· nético).

2º

3º - Se continúa volando hacia el Norte, se vuelve al Sur y se cruza el circulo en dirección Oeste-Este. (En esta dirección no habrá anomalía apreciable). 4º - Una vez hecho ésto, se pegan

exteriormente a cada lado del magnetómetro y con esparadrapo especial, sendas barritas de metal Permaloy.

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1º

E

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....

s

Fig. 111-31

5° - Después de un par de tanteos se consigue, que con las barritas puestas, se produzca sólo una anomalía inferior a 10 gammas en el recorrido circular. Como los recorridos han de ser rectos, los errores de dirección que se pueden cometer afectarán muy poco y no habrá que preocuparse de este efecto en toda la zona. 111·3.5. Corrección diurna

Como hemos dicho, una de las principales ventajas del método aeromagnético es que ha hecho cambiar el concepto de la corrección diurna. Antes se trabajaba en la zona con otro magnetómetro fijo en el que se iban haciendo lecturas cada 10 ó 15 minutos, valores que habían que sumar o restar de los obtenidos con el magnetómetro móvil sobre el terreno. Hoy, t eniendo en cuenta que en ese tiempo, la variación diurna es muy pequeña y grande la velocidad del avión se prefiere volver a cada 10 ó 15 minutos sobre una de las bases cuyos valores han sido comprobados repetidamente entre sí a lo largo de toda Ja prospección. Así resulta que las diferencias de valor entre dos puntos base, será la correspondiente a 10 ó 15 minutos de variación diurna (o más bien de deriva total del instrumento por los diferentes conceptos). Esta diferencia habrá que sumarla o restarla a los valores del recorrido magnético, efectuándolo en la misma forma que se hace con la deriva de cualquier otro método geofísico. 111-3.6. Tempestades magnéticas

Próximo a la zona

d~~

trabajo se estaciona en tierra un magnetómetro corriente


140

del tipo Askania, que opera automáticamente durante todo el vuelo del avión. Este, al registrar las variaciones del magnetismo terrestre o diurna, registra igualmente cualquier posible tempestad magnética. En el caso de producirse, todos los perfiles volados durante el tiempo que haya durado la tempestad se considerarán como deficientes y tendrán que ser repetidos. 111-4. Valor y dirección del campo magnético terrestre

Tanto para determinar con cierta exactitud la situación de una masa como para calcular sus dimensiones y su profundidad, nos apoyaremos en módulos y fórmulas que dependen de la latitud y longitud del lugar o más concretamente, que son función de la inclinación y declinación de la aguja magnética. Para determinar estos valores, se recurre a ciertas tablas crue en este caso nos dan para cada latitud y longitud la inclinación y declinación de la aguja magnética. De acuerdo con estos valores, se pueden aplicar los modelos de Vacquier. Para el conocimiento de los valores absolutos del caro po magnético terrestre, lo que consideramos también de cierto interés pero no indispensable, ya que la interpretación se funda en valores relativos, se parte de estaciones magnéticas conocidas. Supongamos que una de ellas sea Tamanrasset (Africa Occidental Francesa), la otra Helwan (Egipto) y que nuestra zona está a los 30º latitud Norte y 15° de longitud Oeste; ésta nos ha suministrado los siguientes datos:

Tamanrasset Helwan

Latitud

Longitud

Intensidad total en 1943

+ 22°48'

+ 5°32' (E) + 31°30' (E)

36,759 gammas 41,289 gammas

+ 29°52'

En 1953 aumentó la intensidad total en + 244 gammas. Aproximadamente nuestra zona con 30° de latitud está a la misma latitud que Helwan: 29° 52', veamos la diferencia por longitud. De Tamanrasset a Hclwnn hay 31°30' - 5°30' = 26° y de intensidad 41,289- 36,759 = 4530 gammas. Si en 26° disminuyen en 4530 gammas en l 0 disminuye 174 gammas y como de Helwan a nuestra zona hay de 31°30' E a 15°0= =46° 30', supone una disminución de:

46°30' x 174 =8091 gammas o sea que el valor de la intensidad total será 41289 - 8091 =33198 en 1943, y en 1953:

33198 + 144 = 33442 gammas, con un error de± 200 gammas 111-4.1. 1nterpretación

Aunque son muchas las deducciones a las que se llega en una interpretación magnética, hay que tener cuidado de no dar demasiado valor a los resultados cuan-

-

CAP. 111.- METODbS MAGNETICOS

141

titativos. Sin embargo, en estas páginas queremos dar a conocer someramente este tipo de inlerpretacioncs para tener una i
Vamos a enumerar a continuación una serie de métodos de interpretación, en su mayor parte basados en resultados experimentales y éslos varían de tal forma, cuando se cambia de problema, de terreno o las diferentes características de las mismas, que no daremos más que una somera idea. 1) Peter ha calculado la profw1didad de una masa por el siguiente procedimiento (fig.Ill-32)

Está basado en la suposición de que se trata de una masa de contactos verticales y longitud infinita y además que está unif ormementemagnetizada verticalmente. La línea A es la tangente en el punto de inflexión de la curva.

La línea B es la que forma un ángulo de inclinación mitad que el de A. Las C y D son las tangentes a la curva paralelas a B: Pues bien, la distancia horizontal S entre los dos puntos de tangencia es función de la profundidad h en la siguiente forma:

A

V

11-32


142

s =1,6 h si el espesor t del dique vertical y h son magnitudes similares. "losotros hemos empleado otro método de acuerdo con sugerencias del Profesor Bruckshaw de la Royal Mining School de Londres y de los resultados de nuestra propia experiencia. Profundidad= d · k en la que d es la distancia horizontal según Ja máxima pendiente entre dos curvas isogammas determinadas y k un coeficiente que varía según las características magnéticas de la zona. Para explicar mejor nuestra fórmula, véase la figursi. Ill-33. En ella A es la anomalía máxima de la masa en cuestión. Los dos niveles elegidos son: el que está

o,ZA 0,2 A

A

A

d

0.4 A

0,4A

Fig. 111-33

0,2A bajo el punto de máxima intensidad o anomalía positiva y el que está a 0,4A sobre el punto de mínimo valor o anomalía negativa. Entre esos dos niveles mediremos la distancia mínima d en el plano horizontal, que en el corte vertical de la figura representa el valor a que corresponde la máxima pendiente. Este valor d, multiplicado por el coeficiente k nos da la profundidad aproximada del polo positivo de la masa. Luego, por comparación con valores obtenidos para masas conocidas o aflorantes, hemos llegado a la conclusión de que en general varía el valor de k entre 1 y 1 ,4. 2) Vacquícr y otros colaboradores ( *) han desarrollado un procedimiento Lasaclo en la comparación, con unos modelos teóricos del mapa de anomalía uhtcnido. Utiliza también el mapa de segunda derivada de la anomalía, mos· ( *) lnterpretation of Aeromagnetic Maps by V. Vacquier, N. Steenland, G. Henderson e l. Zietz.

-


143

trando preferencia por <"ste método para la obtención de la sección recta. Estos modelos representan el efecto magnético debido a prismas rectangulares, de altura infínila, de lados verticales y con la tara superior horizontal. Introduce como parámetros en los modelos de inclinación del campo magnético y el rumbo de la sección recla del pri&ma respecto al Norte Magnético, dando así lugar a gran número de modelos. Utiliza unos parámetros medidos sobre el mapa de la anomalía y de la segunda derivada, como Indices de Profirndidad. Un ejemplo de estos parámetros se puede ver en la figura Hl-34. Estos parámetros se han elegido siguiendo los criterios NM T

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INTENSIDAD TOTAL t.T/I (C.G.S.)

Fig. 111-34

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éft.T t.I CURVATURA~

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(B'i¡O'enel lado Este)

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.. TRATADO DE GEOFISICA APLICADA

144

de distancia entre curvas de curvatura máxima y m~ima y el contorno de curvatura nula. Vacquier comprueba que estos Indices dP Profundidad dan una medida con un error del 10% de la profundidad de enterramientos. Incluimos también dos de los modelos, a título de ejemplo (figs. III-35 y III-36). 3) El Bureau of Mineral Resoures ( *) ha desarrollado recientemente un proce-

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V

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Mapa de curvatura o de s.egunda Derivada ~ Hoja de Intensidad total 1-+ lncllnacl6n 30°- Intervalo de la mana=profundldad del cuerpo magnético

...

. .......

Fig. 111-35 (*) J.K.C. Moo 1964. Geophysical Prospecting Vol.XIII, N.º 2, June 1965. Analytical Aeromag·

netic Interpretation the Inclined Prism

145

CAP. 111.- METOOOS MAGl\IETICOS

•

Mapa de Intensidad total Inclinación Joº - Intervalo de la malla= profundidad del cuerpo magnético Dirección= N Joº E (Mag.)

Fig. 111-36

dimiento similar al de Vacquier, pero mucho más completo, ya que supone un prisma inclinado y llega a la determinarión de la profundidad de enterramiento de la anchura y del ángulo de buzamiento del prisma con respecto a la horizontal. Parte de datos obtenidos en el perfil de la anomalía (fig. lil-37) determina los parámetros:

lx 2 -x 1 1 lx3 -x 1 1

t:.=----

146


eje positivo

Fig. 111-37

o= lxb - xal p

= X3 1

Xmáx.1

y de éstos, calcula otros parámetro~ intPrmedios mediante ábacos. El resultado final viene en función de esto..s parámetros intermedios.

4) Baranov (*) desarrolló en 1957 un procedimiento de interpretación que es quizá el más aplicado actualmente. Este método ha recibido el nombre de Reducción al polo y parte para su estudio del teorema de Poisson:

v =-J_av k o an

9

m

Creando un psPudo-potPncialgravimétrico U tal que: J U =ka V9 , <'On lo cual

V=~ m 3n

......

Este psPudo-pot<'ncial gravimétrico sería <'L crl'ado por el cuerpo en estudio, supuesto con una densidad tal, que hiciese: (*) Baranov 1957. Geophysics Vol.XXII. N. 0 2. April 1957. A new Method for lnterpretation

of Aeromagnetic Maps: Pseudogravimetric anomalies.

147


• J

-=1

ka

Por lo tanto, el método consiste en la conversión de la anomalía magnética en una anomalía pseudo-gravimétrica equivalente. Para ello desarrolla un método para transformar el mapa de anomalía magnética (en general del campo total) en un mapa de primera derivada del campo pseudo-gravitatorio, llegando a una expresión para el uso con un ratículo, de la forma: g' = T 0 sen 1+ ¿ cxk /3; T (p 1 wk)

donde T 0 es el valor de la anomalía magnética en el polo del retículo; cxk unos coeficientes que dependen del rumbo wk, respecto al Norte magnético; {3¡ unos coeficientes que dependen de la distancia p 1 al polo; T (p, wk), el valor de la anomalía magnética en un punto del retículo, dado por p, y wk. Tanto cxk como {3 1 dependen de la inclinación 1 del campo magnético respecto a la horizontal. Un ejemplo de este retículo para 1 = 45° se puede ver en la figura ITI-38. Norte magnético

(Norte ge0gr~fico)

t

ir,= •0.05739

I 1 I

lt3= +0,70475

Fig. 111-38


148

En la figura fll-39 se ve la transformación de un mapa de anomalía magnética en un mapa de primera derivada del campo psrudo-gravimétrico. 5) Koulomzine, prismas inclinados de la Imantación, la superposición de

La Montagne y Nadeau (*)han desarrollado un método para de profundidad y longitud infinita considerando la dirección J, cualquiera. Demuestran que el perfil normal al dtqui>, es dos perfiles, uno simétrico y otro antisimétrico.

Desarrollan varios métodos de obtención de estos perfiles simétrico y anINTENSIDAD MAGNETICA TOTAL

N

M

PSEUDO-GRAD I ENTE GRAVIMETRICO

...

"°¡;,\

Fig. 111-39 (*) TH. Koulomzine, Y. La Montagne and A. Nadeau Geophysics. Vol. 35. N. 0 5, October 1970.

New Methods for the Direct Interpretation of Magnetic Anomalies Caused by Inclined Di· kes of Infinite Length.


•

149

tisimétrico, y el método de interpretación se fija principalmente en el perfil simétrico. 6) La C.G.G. emplea sus propios métodos de interpretación, que en líneas generales se puede deducir del ejemplo de P!ospección aeromagnética que insertamos al final de este método llamado Investigación aeromagnética en Marbel/.a. Segunda derivada

Una buena interpretación suele necesitar mapas de segunda derivada, por eso hablaremos un poco más de ellos. Son muchos los procedimientos que se pueden aplicar para obtener un mapa de segunda derivada o de curvatura, como ocurre en gravimetría, pero damos a con: tinuación uno clásico que recomienda Vacquier para el método aeromagnético. Sobre papel transparente se dibuja una retícula equivalente a 150 m a la escala del plano horizontal, siendo 150 m la altura de vuelo. Dicha retícula se sitúa sobre el plano en la dirección N-S magnético. Sean A, B, C, etc. los valores que correspondan a los vértices de la retícula:

A-B-C O -T0 - E

F-G-H El valor de la segunda derivada correspondiente al punto central T0 puede ser:

W=~(3T-4T 1 +T2 ) T

= 4 T 0,

siendo:

T1 = R + S y T2 = M + N

y M= A+ C

N= F

+

H

R = D +E

S=B+G Para un cálculo más práctico de esta fórmula, podemos poner: W=

~ ( 12 T

0-

4 (O

+ E + B + G) + (A + C + F +

H))

Los valores obtenidos para W se van anotando en el lugar correspondiente a T 0 de la retícula y con estos nuevos valores se han trazado las nuevas curvas que nos dan el llamado mapa de curvatura o de segunda derivada del primero. Igualmente se podrían haber empleado otras fórmulas como la de Griffin.

.. 150


Potencia de una masa en profundidad

Para la potencia de una masa en profundidad se puede emplear el método siguiente, que sirve tanto para prospecciones de superficie como aéreas. Se hace la medición sobre el suelo (o a la altttra conocida) buscando el lugar donde la anomalía sea máxima. Luego se repiten las mismas lecturas sobre una plataforma a una altura H (fig. Ill-40) sobre el suelo (por ejemplo 3 ó 4 m). Llamemos h al la dimensión vertical, incógnita de la masa y O a la profundidad de la parte más alta que suponemos conocida (o deducida) y r ala relación de las dos lecturas a diferente altma V~ que es mayor que la unidad. Entonces resultará:

(O+ H) (O+ H + h). VH = =O (D

+ h) ·V

o lo que es igual:

(O+ H) (O+ H + h)

=

= r · D (O+ h) D

de donde se puede deducir la potencia vertical h. El método de suelo solo se emplea para pequeños problemas muy locales. Cálculo de la susceotibilidad de las masas:

No es nada corriente el intentar el cálculo de la susceptibilidad de una masa desde el aire, pues lo corriente es partir de una medición directa de Fig. 111-40 la susceptibilidad de los minerales o rocas cuya extensión, profundidad u otros datos pretendemos determinar. Sin embargo, veremos a continuación como, basándonos eu ciertas hipótesis se puede llegar a determinar este dato entre límites que puede ser de gran utilidad conocer. Para empezar nos basamos en la superficie horizontal calculada para la masa y en una dimensión vertical que no esté en desacuerdo con los conocimientos geológicos que tengamos; supongamos que admitimos qu<> tiene 100 m en esa dirección. Supo~amos además que el grado de susceptibilidad es totalmente inductivo para facilitar el cálculo. Admitamos que la susceptibilidad de la masa en cuestión rs homogénea. De acuerdo con estos supuestos, el cálculo se hace de la siguiente forma: Por deducciones geológicas de acuerdo con la forma superficial de la masa, admitimos que se trata
151

CAP.111.· METOOOS MAGNETICOS

•

aplicaremo'> pa.i;a cada caso las fórmulas que se deducen de las de Nettleton (1). Para un dique: (fig. III-32). V= 2 ·Kk·H· t

(J_Z1 _J_) Z2

donde: V == anomalía máxima t

= potencia horizontal del dique

H == 0,332, campo magnético terrestre

Z 1 = distancia mínima al magnetómetro Z 2 == distancia máxima al magnetómetro Para valor de V se aplica la diferencia máxima a que ha dado lugar cada masa sobre el mapa magnético y, como los demás valores se suponen conocidos de acuerdo con las hipótesis establecidas, por lo tanto, se puede despejar el valor de la susceptibilidad k. Hay que tener aquí en cuenta que el valor de k que se obtiene es un valor medio de la masa en cuestión como si fuese homogénea y nuestro criterio geológico nos deberá ayudar mucho en cuanto a la proporción probable de masa realmente magnética y de masa no magnética. Por otra parte, y esto es lo más interesante a tener en cuenta, es fácil comprobar que el considerar a la masa de solamente 50 m de potencia vertical, por ejemplo, a considerarla como infinito verticalmente pasa el valor obtenido por estas fórmulas para la susceptibilidad de 4 a 1 y entre deducciones normales variará de 3 a 1. Por lo tanto, en el caso de obtenerse susceptibilidades altas como en el de los yacimientos de magnetita, serán suficientes los valores obtenidos para asegurar que nos encontramos o no ante minerales de interés. Para un cilindro, la fórmula es la siguiente (fig. III-13): V== Kk · H (W 1 -W?.)

función de los ángulos sólidos W1 y W2 de las circunferencias superior e inferior del cilindro en cuestión. La fórmula se convierte en: V= Kk · H [27r (1-coscx2 }-271' (1-coscx1 )] V = Kk . H 27r (cosa - cos a1) = ==

2 7r Kk . H [

z1

-

Z2

Vzt + r2 Vz~ + r2

]

(1) Gravity and Magnetic Calculations. Geophysics 1942 por L.L. NETTLETON.

162


Mapa de Intensidad total

Escala: 1: 25.000

Fig. 111-41

CAP. 111.· METOOOS MAGNETICOS

153

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Escala= 1 : 25.000 Mapa de curvatura correspondiente al anterior (flg. 41)

Flg. 111-42

En la que a 2 y a 1 son los semiángulos máximos correspondientes a las citadas circunferencias y r sú radio. Las demás consideraciones son las mismas que para el dique. Para una esfera, la fórmula es la siguiente: R3 J Rl V=838--=838-H·K

'

zl

'

zl

En la que R es el radio y z la distancia del centro a la esfera del magnetómetro. 111-4.2. Ejemplo de mapas magnéticos Las figuras IIJ-41 y UI-42 dan los resultados magnéticos de Intensidad Total y Segunda Derivada o Curvatura de un trabajo aeromagnético realizado por eJ autor m iando sobre el Sahara.


154

En el mapa de Intensidad total se> prf'cisan bastante bien ambas masas descubiertas, lo que se confirma con mayor garantía en el de Curvatura, pero en otros casos es imprescindihlc cslr segundo mapa para determinar hien la forma y dimensiones. Las masas resultaron ser afloran tes, se!!;Ún S<' había deducido de acuerdo con la altura df' vuelo y la interpr('tación de estos mapas. Ejemplo de prospección:

111-5. Estudio aeromagnético en la región de Marbella ( 1) 111-5.1. 1ntroducción El lnstilulo Geológico y Minero de España (JGM E) realizó en 1969 un reconocimiento magnético en üerra, en la región de Marbella. Una rnina de hierro (magnetita) está actualmenle en rxplotación entre Marbella y Ojen en el contacto de las formaciones de gneis y dolomías. lndicios de níquel y cromo han sido descubiertos en el macizo ultrabásico al Este de Ojen. Los perfiles magnéticos ejecutados a lo Largo de las escasas carreteras y caminos existentes en esta región montañosa han mostrado, la existeneia de varias importantrs anomalías magnéticas en relación posible con unos lentejoncs de magnetita o zonas de interés minero en las rocas pcridotíticas.

A continuación de esta prospección, el lGME, confió a la Compagnie Generale de Gcophysique el estudio aerornagnético de la región. La zona investigada, de una superficie total de 140 km 2 , fue cubierta por 450 km de perfiles. Además, tres perfiles dr reconocimiento co1t un tola] de 100 km fueron cjef'utados más al Norte, entre Monda y Carratraca. Las mediciones fueron rl'alizadas con un Pquipo C:.S.F. alta sensibilidad permitiendo el registro analógil o y num~rico df'I campo total.

El procesado dr los datos fué realizado en la Central Numérica de CGG en J\lassy. 111-5.2. Condiciones de ejecución de las mediciones 1) Medios puestos en obra

Personal y medios aeronáuticos

- l piloto - l mecánico en tierra - 1 helicóptero tipo alou.tte lf Astazou Personal y medios geof(sicos

- 1 jefe de misión - 1 operador - 1 calculador

'

.

(1) El trabajo ha sido realizado por los equipos de CGG, con la interpretación de Mr. Olivo Y con la supervisión de D. Francisco Esteban y del autor de este libro.


155

- l magnetómetro CSF a vapor de cesio con su registrador analógico y digital. - l cámara Cameflex para el control de la navegación. - l sonda altimétrica con su registrador analógico. 2) Documentos obteniq_os en el transcurso de cada vuelo

- l film Came/le:r:-35 mm donde aparece el paso exacto del helicóptero.

- 1 registro digital del campo magnético en vuelo a razón de un valor cada segundo. - 1 registro analógico continuo de este mismo campo magnético.

- 1 registro de altitud. 3) Condiciones de vuelo

La zona estudiada está situada sobre un macizo montañoso muy accidentado y las condiciones de vuelo han sido dificilísimas, al límite de las normas de seguridad. La ausencia de carreteras o caminos perpendiculares a las líneas no ha permitido guiar el helicóptero desde tierra. Los fuertes desniveles (cerro del Lostomar 1270 m; minas del Penoncillo, 200 m) se han traducido por variaciones de velocidad de vuelo importantes y por grandes dificultades para mantener una distancia constante respecto al suelo, 150 m teóricos. El trazado de los perfiles ha sido efectuado sobre fotografías procedentes de una cobertura aérea realizada en 1957. Estos clises presentan localmente muy fuertes distorsiones que no han permitido la realización de un fotomosaico. Cada fotografía ha sido ajustada individualmente sobre una triangulación Istan-OjenMonda concordante con el mapa al 1/50.000. El plano de posición definitivo está presentado a escala 1/25.000. Las cuatro líneas de reconocimiento Sur-Norte, voladas a la misma altitud que el estudio y efectuadas entre los pueblos de Monda y Carratraca, están presentadas a rscala 1/50.000. 111-5.3. Tratamiento mecanográfico de los registros digitales

Las frecuencias proporcionales al campo magnético están inscritas en código fBM sobre una cinta magnética y leidas por un lector de cinta.

El ordenador 360 recibe por una parte una colección completa de los datos digitales de vuelo y por otra parte los datos relativos a las intersecciones de los perfiles. Una primera etapa del programa de cálculo de los valores consistirá en definir la diferencia obtenida entre los valores sobre las líneas y las transversales, sumar estos intervalos y en cakular otra vez una diferencia después de haber aplicado dos traslaciones sucesivas sobre las líneas y transversales. Estas diferencias serán a continuación tnnseritas automáticamente por La operadora Calcomp.

156


1) Análisis y ajuste definitivo de las intersecciones

Este ajuste se efectúa normalmente, punto por punto, y consiste: - en descubrir los errores debidos, bien sea al mal punteado, bien sea a una mala identificación de los datos. - en reducir los intervalos demasiado importantes o no lineales. Para ello se hará variar la intersección de 1 segundo en más o en menos (variación que se puede admitir fácilmente por el balanceo del helicóptero), - en definir la compensación que se aplicará a cada intersección para obtener - un valor definitivo común sobre las líneas y sobre las transversales. 2) Cálculo de la residual

Las compensaciones sirven para el cálculo de los valores definitivos en cada nudo. Obtenidos estos valores, se pasa entonces a Ja última etapa del programa de cálculo de los valores residuales, es decir: - entrada en ordenador de los datos digitales vuelo. - entrada de las intersecciones relativas a cada perfil, - cálculo d e la residual, - elaboración de la lista de los valores residuales cada dos segundos.

Trazado de las curvas de isogammas El t razado de las curvas ha sido realizado manualmente sobre un fondo transparente a escala 1 /25000. El intervalo entre las curvas varía de 1 a 50 gammas. 111-5.4. Características principales de la interpretación de los documentos magnéticos a) Reseña de algunas fórmulas básicas 1) Fórmulas generales

Las estructuras cilíndricas (o a dos dimensiones) ocasionan anomalías cuya amplitud es: 2 •

sen ' (- T cos2 T =--. 1 sen 2 1'

1.,

+ T 2 sen 2 1··¡

( 1]

donde:

= inclinación del lugar i'

indinación aparcnle, definida por: tg

o.p =

., 1

tg i =-cos '{)

[21

ángulo
T, = nrnplitud dl· la anomalía al polo T~"" a111plil11d tle la anomalía a 45° magnéticos (estructura Este-Oeste).

157


2) Influencia del buzamiento

Un filón de inclinación aparente i', de anchura e= 2 a e inclinado con un ángulo algebraico P con la vertical, crea la misma anomalía de campo total que un filón vertical de anchura ecos P con una inclinación: i" = i'

+~2

f3]

3) Influencia de la orientación de la estructura

La intensidad real de las anomalías se obtiene multiplicando la intensidad media por un factor de corrección igual a: sen2 i' D=-sen2 i con: .,

tg

1

tg i

= cos
4) Influencia de la imantación remanente y del campo magnetizador

Si se llama: - H al campo total, - H; al campo que existe efectivamente en la estructura, - Hd al campo desmagnetizador,

resulta por definición:

La imantación J de la estructura es la suma de la imantación remanente Jr y de la imantación inducida J 1 = K H1:

La susceptibilidad magnética K y la imantación remanente Jr están supuestas constante en la estructura. En la práctica, las anomalías observadas resultan de l.a influencia combinada del buzamiento, d" la irnantación inducida, de la imantación remanente y del campo desmagnetizador (este úlljmo es tanto más importante· cuanto Ja concentración en magnetita es más fuerte y los filones más próximos los unos a los otros). El estudio de estos diferentes factores es complejo y se puede admitir una infinidad de combinaciones razonables. No obstante, cualquiera que sea la importancia relativa de estos diferentes efectos, los ábacos CGG proporcionan en todos los casos:


158

- la anchura e =2 a de la estructura, - la profundidad del techo bajo el nivel del suelo, - la inclinación aparente, - la imantación aparente. b) Caso particular del estudio

1) Cuadro magnético del estudio

El estudio se situa en el hemisferio magnético Norte con una inclinación aproximada de 52°. La intensidad media del campo gammas en el centro del estudio.

m~nético

total es aproximadamente de 42600 '

2) Influencia de la inclinación sobre la forma teórica de las anomalías

Según [1] y [2], se puede escribir: T

=A2

(-T1 cos2 i'

+ T2 sen2 i')

con: sen 2 i A 2 = --., =cos2 i (cos2 i.p + tg 2 .1) sen 2 1 Para i = 52°, la inclinación aparente variará de la manera siguiente:

= 15°

j'

=

30° i' 45° j' = 60° j' = 75° i'

= 52°56' = 55°52' = 61° 02' 68°37' = 78°24'

3) Forma teórica de las anomallas

Las estructuras magnéticas sometidas al solo campo inducido dan lugar a las anomalías teóricas presentadas sobre las figuras IIl-43a111-45 adjuntas: - las anomalías correspondientes a una estructura vertical limitada o infinita hacia abajo tienen una parte positiva un poco más desarrollada que la parte negativa, - los contactos o fallas poniendo en presencia unas formaciones de imantación diferentes se traducirán por anomalías casi enteramente negativas o positivas. 4) Imantación inducida e imantación remanente

......

Ninguna medición de imantación sobre muestras ha sido realizada para este estudio. No obstante, los trabajos detallados efectuados sobre importantes yacimientos han mostrado que la imantación remanente es a menudo preponderante

159


EJEMPLOS DE ANOMALIAS TEOR ICAS i = 54º

/

Estructura 1nf1nlla hacia abaJO (dyke)

---------------------~---

'

1

~

1

1 1 1 1

1 1

1

s

1

1

N

Fig. 11143

cuando se lrata de formaciones ricas en magnetita. Además, la dirección del campo remanente varía y puede oponerse o añadirse a la dirección del campo inducido. Por consiguiente, es probable que la forma de las anomalías m(lgnrtiras medidas no corrPspo11da a las f ormns teóricas di' anomaUa$, por lo que resulta Ja inclinación de la imantación diferente de la inclinación del campo terrestre local. Además, la intensidad de estas anomalías será amplificada o disminuida según la orientación, la dirección y la intensidad de la imantación resuJtantc.

160


ANOMALIAS SOBRE LAS MINAS DEL PEÑONCILLO (PERFIL 29)

~

iil ~

8 ~

..

~ lL

..

E "2 .,

ti:

s

,,..

!!

..

ii1

t

7, 14 ·-y/cm

Fig. 111-44

5) Las interferencias entre anomaf{as

Estas interferencias se producen cuando las estructuras magnéticas son demasiado próximas. En general, es entonces imposible precisar la profundidad y la imantación de una tal estructura. Cuando dos estructuras son muy próximas, causan bajo el plan de vuelo una sola anomalía y la imantación calculada no representa tan sólo más que una media abarcando un conjunto de rocas magnéti-· cas y de rocas neutrales.

..


161

ANOMALIA 04 (PERFIL 35)

.!! ;¡

(Interpretación esquemática) .

..o

E e

~

.:r. .

e ~ E o

¡

.!!

~

• w 1

1 1 1

1 1

1

N

1

s

1 1

~Suelo 29 'Y/cm

~

L

1/ 29,000

89 Fig. 111-45

6) Modo de interpretación cualitativa

Un estudio cualitativo necesita mucho cuidado y preparación, en particular para colorear de manera apropiada el mapa del campo total, así como para tr:,zar minuciosamente los ejes positivos y negativos de las anomalías. Estos ejes co· rresponden al dibujo de los puntos de intersección de las tangentes de inflexión trazadas sobre los flancos de las anomalías de los perfiles del gradiente vertical. Estos elementos permiten por una parte, situar con la máxima precisión los ejes de las estructuras m8t,anéticas durante el período del estudio cuantitativo, y por otra parte trazar las disrontinuidades magnéticas cuya determinación es esencial para la interpretación. Estas discontinuidades son principalmente puestas en evidencia por los desplazamirntos de los ejes anomálicos y por los gradientes magnéticos que presentan correlaciones sobre grandes distancias. Dichas disconti-

162


nuidades corresponden la mayoría de las veces a accidentes tectónicos que afectan el horizonte magnético o a los contactos entre formaciones geológicas de im\mtación diferente. Otro aspecto de la interpretación cualitativa es la delimitación de las unidades magnéticas. En este modo de interpretación se tiene en cuenta sobre todo del r.~tilo magnético, es decir del nivel magnético débil o elevado, de la frecuencia de las anomalías, de su forma, de su anchura, de su intensidad y de su orienta· ción. El conjunto de estos factores permite definir diferentes zonas con caracteres magnéticos homogéneos, o unidades magnéticas, que corresponden muchas veces a unidades geológicas bien diferenciadas desde el punto de vista estructural o petrográfico. 7) Modo de interpretación cuantitativa La interpretación cuantitativa ha sido realizada ~on ayuda de los ábacos CGG I.T.I. (Intersección de las Tangentes de Inflexión). Para una anomalía suficientemente bien definida, lo que es bastante raro en este estudio, estos ábacos proporcionan:: - Ja anchura de la estructura, - la profundidad de su techo, - la inclinación aparente, - la imantación resultante. El último parámetro no puede ser calculado más que en el caso de los compartimientos infinitos hacia abajo; en el caso de las estructuras de espesor limitado, la interpretación es tributaria de una hipótesis más sobre este espesor. En la fig. lll-49 han sido anotadas las profundidades del techo de los horizonte1> magnéticos, así como la intensidad medida de las anomalías. En efecto, como ya se ha visto anteriormente, el cálculo de la imantación resultante de los compartimientos infinitos hacia abajo es tan sólo posible cuando las anomalías medidas son suficientemente definidas (débiles interferencias entre anomalías). En el cuadro de este estudio, sólo se equipararán las intensidades de las estructuras, lo que basta para seleccionarlas desde el punto de vista minero. 111-5.5. Interpretación a) Cuadro geológico

Una buena interpretación de los resultados del magnetismo necesita el conocimiento de la petrografía de las formaciones geológicas de la región estudi~da. Esta última puede dividirse en dos zonas: .. 1) Zona Oeste (Sierra Blanca)

En la Sierra Blanca, al Oeste de la carretera de Marbella a Monda, se dispone de pocos datos geológicos. Según los trabajos de M. Blumcnthal y la nota de M. José Baena (visita a la mina el Penoncillo), la sierra Blanca constituye un


163

gran anticlinal con Jos flancos abruptos. Las formaciones afloran tes son mármoles a }os que rodean esquistos cristalinos. En la zona aJta aparece el asomo de las pizarras que puede interpretarse como el núcleo anticlinal. Al norte de Ojen, existe una penetración de pizarras cristalinas dentro del macizo marmóreo, que puede interpretarse como un pliegue Este-Oeste, o como una gran falla. La mina El Penoncillo se presenta como un lentejón de roca skarnica magnética dentro de un conjunto anfibólico y gneisico que se intercala en el borde del macizo marmóreo. Estos lentejones anfibólicos son muy frecuentes en los límites de la masa marmórea, pero no en la zona central. El lentejón del Penoncillo sigue un rumbo general de N 20° E, buzando las calizas internas 70° - 80°, y las externas 40° o menos. Lo observado parece indicar una relación entre las rocas anfibolíticas intercaladas en Jos bordes marmóreos, y dichas masas de rocas magnéticas. De todos modos hay que tenel" en cuenta, que también se han encontrado dichos enriquecimientos dentro de las serpentinas, pero normalmente cerca de un lentcjón de dolomías cristalinas. 2) Zona Este (macizo ultramáfico de Ojen)

Los conocimientos geológicos son más precisos en esta zona gracias al estudio de A. Hernández-Pacheco del cual se resume a continuación Ja nota E.st1J,dio Petrográfico y geoqu(rnico del macizo ullramáfico de O¡rn. El macizo peridotítico de Ojen es el segundo en importancia de los numerosos ai1oramientos ultramáficos que caracterizan a la zona. Las rocas peridotiticas hicieron intrusión a través de las formaciones metamórficas del Bético de Málllga tanto en su tramo inferior (gneis) como intermedio (dolomías). La intrusión no parece que ejerció metamorfismo de contacto apreciable sobre estas rocas encajantes, ya afectadas previamente por un metamorfismo regional intenso. Petrológicamente el macizo de Ojen está formado por toda la serie de rocas ultramáficas, desde dunitas hasta pirosen.itas. La distribución de los distintos tipos es completamente irregular dentro de él. Todas ellas han sufrido una serpentinización intensa. En el macizo de Ojen existen mineralizaciones de níquel, relacionadas con los procesos de cristalización de los materiales ultramáficos. b) Horizontes magnéticos

Los elementos geológicos mencionados anteriormente permiteu precisar las formaciones geológicas que podrán ocasionar anomalías del campo magnético. Estas anomalías tendrán dos orígenes principales: - los lentejones de magnetita así como las formaciones anfiholiticas; pero si magnetita y anfibolita están en rontacto, la fu1·rtr. anomalía ocasionada por la magnetita hará poco visible Jos efectos debidos a las anfibolita~. - las rocas ultrabásicas (serpentinas). Unas anomalías podrán producirse bien


164

sea en el interior del macizo ultrabásico en las zonas de muy alta C01lfentrac100 de elementos básicos, bien sea en el borde del macizo en contacto con una roca menos magnética (gneis, dolomía).

el Resultados obtenidos La interpretación de las medidas magnéticas está facilitada en la fig. III-49. En este plano, además de las curvas de isogammas están dibujados, los afloramientos geológicos según el mapa geológico que figura en anexo de la nota A. HernándezPacheco. La base topográfica de este mapa geológico proviene, al igual que para el estudio geofísico, de las fotografías aéreas. Habida cuenta las importantes distorsiones que aparecen sobre las fotografías aéreas, es probable que el ajuste de las fotografías sea diferente entre el estudio geológico y el estudio geofísico. El trazado geológico puede por consiguiente tener alguna imprecisión. 1) Zona Oeste (región Ojen-lstan) En esta región, las anomalías son relativamente poco numerosas y las curvas de isogammas han sido a menudo trazadas cada gama. Dos grupos de anomalías solamente merecen atención. En primer lugar, al Norte de Istan, en el borde Oeste del estudio, las anomalias A 1, A2, A3 y A4 no son definidas más que por sus extremidades o ríen tales, pero permiten suponer la presencia más al Oeste de una serie de estructuras magnéticas que podrían traducir la existencia de un macizo ultrabásico. La anomalía A 1, en la proximidad de l stan, está recortada por los perfiles con un ángulo de 60°. Está pues muy mal definida y podría además corresponder tan sólo al borde Este de una importante anomalía. Por consiguiente, hay que expresar las más grandes reservas en cuanto a la posición de la estructura tal como está representada sobre el mapa. Más al Norte, las estructuras magnéticas están mejor definidas, las más fuertes intensidades correspondiendo a A2 (95 gammas). Los indicios de profundidad señalan cuerpos magnéticos aflorantes o poco profundos. El segundo grupo de anomalías se situa en la parte central de la Sierra Blanca. La estructura más interesante es sin duda B2, la cual ocasiona una anomalía de 40 gammas, pese a que la altitud de vuelo en esta región haya debido ser elevada ha<;ta 320 metros encima de la superficie del suelo. Esta estructura 82 está en la proximidad inmediata de una antigua mina, al Sur del Palacio de Juanar. El cuerpo magnHieo es subaflorante. La anomalía B 1 tiene una intensidad más pequeña dr.l ordr.n dr. 17 gammas; su orientación es Sureste-Noroeste y los perfiles la recortan muy mal. Parece, según el aspecto de las curvas isogammas, que el origen dt• la •:structura B1 sea un contacto en lre dos formaciones de imantación diferente. La~ rnrvas isogammas ponen por otra parle en evidencia un cierto núrñoro de 1·011laf'los o fallas <·uya orientación más frecuente es Suroeste-Noreste.

E11 r:
2) Zona Este ~t· opotw a lu ;1,u11a Ü<':-lf' por su estilo ma~nético , rn unión con la presencia

CAP. 111.· METODOS MAO'NETICOS

165

del gran macizo ultrabásico. Las peridotitas y serpentinas no son los únicos horizontes magnéticos posibles y se estudiará en primer lugar las estructuras situadas en el borde de la carretera Marbella a Monda, al contacto de los gneis y dolomías; estas estructuras están en efecto situadas en la misma situación geológica que el yacimiento de magnetita de la mina del Penoncillo. d) Anomalías O

La mina del Peñoncillo es responsable de la anomaüa O 1. Esta última presenta una intensidad máxima de 105 gammas al paso del perfil L29; al Suroeste, la intensidad no es más que de 20 gammas sobre el L27 y es probable que esta línea se situe ya al exterior del cuerpo magnético. Hacia el Este se dispone tan sólo de las mediciones realizadas a lo largo del perfil transversal T105, el cual indica una intensidad del orden de 140 gammas, así como la presencia probable de una segunda anomalía de un centenar de gammas a 300 metros aproximadamente más al Este. Es evidente que la posición precisa y la extensión de estas estructuras no pueden ser definidas más que por un estudio en tierra muy detallado. Más al Norte, las anomalías 02 y 03 presentan características comparables: las dos están orientadas Norte Sur y compuestas por una parte Oeste negativa y una parte Este positiva. Desgraciadamente ninguna de ellas está atravesada por un perfil Este Oeste (a excepción del T104 que recorta solamente la extremidad Sur de 02). Por consiguiente, no se puede tener en cuenta más que las curvas isogammas. Las intensidades son del mismo orden y sobrepasan 120 gammas. No cabrian dudas en clasificar 02 y 03 entre las anomalías de mayor interés, si la existencia de una línea eléctrica de alta tensión paralela a la carretera, no hiciera dudar de su origen geológico. Se aconseja pues la ejecución de algunos perfiles magnéticos sobre el suelo, perfiles orientados Este-Oeste, que permitirán resolver est e problema. En efecto, la anomalía ocasionada por una línea eléctri ca será muy bien caracterizada por su estrt>chez. Si al lado de esta perturbación se mantiene una anomalía cliisica, habría qur estudiarla entonces detalladamente porque podría indicar la presencia d<" magnetita. Al 1orle de Ojen, la e.structura 04, tirne, en cuanto a ella, un origen geológico cit>rlo. E!rpreta f'll ;;u nota !<'. Jove Baena, como correspondientt>s a un plif'gue Este Oeste o a una gran falla. Al Este de 04, se nota la existencia de un imporlaHtf' graclic•nte de 200 gammas, casi Norte-Sur, que no puede corresponder al conlal'lo ¡!:Jl<'is-peridotita pu~sto que este gradiente se hunde hacia el Este. El at•ciclente 1rf'ol6!!ico situado parakl.amente a este con., '"' tacto podría explicar su origc11 ,:;i furi:;" mineralizarlv. J'ero no hay qur olvidar la presencia en esta zona lle la ya citada línl'a cJf.clritti, paralt>la al gradirnte mag· néticu .


166

La anomalía 05 es la más intensa de toda la zona (400 gammas) pero también, quizás, la más compleja. El eje positivo de la anomalía atraviesa todas las fonnaciones geológicas presentes en esta región: gneis y dolomías al 'lort<', peridotita..,__ al Sur- Cabe pues la posibilidad de que eicislan varias estructuras, que pasan desapercibidas pot ser las intensidades magnéticas muy pequeñas. Si se añade a esto, las perturbaciones posibles de la línea elfr_trica al Este de la carretera, no se puede concluir mác; que en la necesidad de un estudio detallado en tierra. Sin embargo, se puede ya admitir que esta estructura, por su posición respecto a la geología y por sus características magnéticas, presenta el más grande interés para la investigación de una mineralizaóón de hierro. e) Anomalías E

Estas anomalías están ligadas a la presencia de un macizo ultrabásico e indican bien sea una concentración de minerales básicos en el interior de este macizo, bien sea el contraste de imantación creado sobre los bordes del macizo por el contacto con formaciones gnéisicas de imantación más débil. Sobre el borde Sur de los afloramientos de peridotitas, el contacto con los gneis está señalado por un importante gradiente magllético E1. Este contacto geológico se desvía hacia el Norte en la parte central del estudio donde el saliente de los gneis se traduce entonces por la anomalía E3. No obstante se ve que E1 prosigue a través las formaciones gnéisicas con una más débil amplitud (20 a 50 gammas), lo que hace corresponder E 1 con un contacto débil. Esto corrobora la hipótesis de F. José Baena. Es posible que una mineralización esté ligada a este accidente. Las investigaciones en tierra deberían ser realizadas en la parte Este, entre los perfiles 50 y 59, donde la anomalía presenta una intensidad máxima de 300 gammas aproximadamente. Se puede notar que E 1 se interpreta con una inclinación aparente muy débil del orden de 15° (fig. 111-49) debida sin duda al fuerte buzamiento del contacto. En cuanto a la anomalía E3 citada anteriormente, está muy mal definida por causa de las interferencias en esta zona con E 1 y E3. Se observa no obstante que su posición respecto al contacto gneis-serpen6na está desplazada hacia el Sur; prro como ya se Ita dicho, el lrazado de la geología en nuestro mapa es poco preciso y no puede tcnrr más que un valor indicativo. Al Norte de E1, Ja anomalía E2 le es sensiblemente paralela. Corresponde igualm1•ntr a un gran accidt>nte Suroeste-Noreste que empieza cerca de la mina del Penoncillo. Las inknsidadrs medidas son en general más débiles que para E1. La más grande amplitud anomálica se sitúa sobre la línea 43 donde alcanza aproximadamrnt<' 200 gammus. Por consiguient~, se aconseja en esta zona la investigación de una posibk mineralización. Sr notará que según el estudio geológico, E? po· dría igualmentr traducir un contacto entre peridotitas al Sur y una zona serpetrti11izada ¡¡} Nortr. En la partr Non•ste del estudio, abarcando las anomalías E4 y E7, aparecen f1wr11·;; inlrrfcrrncias rnlrr las m10maJías, y Ja interpretación cualitativa se revela 11111~ ddirada. ~o obstanll' se puede pensar que E4 se relaciona geológicamente

167


N 457

s ¡'#15°

F19. 111-46

con E2 (conlacto pcridotita-serpcntina ? ), y que E5 (100 gammas) corresponde a una concentración d<' mineraks básicos. La anomalía E6 (160 gammas) c•s de pequeña cxlrnsión y sobr<' todo muy mal definida al igual qu<' la anomalía E7. Pero csla úllirna, siluada en el borde de la zona investigada y cuya extensión más al ~ste sr desconoC(', indica una intf'nsidad df' 450 gammas. Su csludio dctaUado cn la proximidad dd perfil L55 presenla pues un gran intcrés para la búsquc·da de las mineralizacionrs ligadas a las rocas ultrahá-;icas.


168

E3

j

INTERFERENCIAS ENTRE ANOMALIAS (PERFIL 46)

ES

j

141 Fig. 111-47

f) Perfiles de reconocimiento Monda· Carratraca (Fig. 111-50

Estos perfiles hacen resaltar principalmente dos zonas de anomalías. La más meridional se sitúa en la proximidad de Monda. Esta anomalía G es compleja.y_se compone en realidad de tres anomalías interferentes, orientadas Este Oeste. La más intensa alcanzando 250 gammas aproximadamenk. No sr dispone de algún dato geológico y por consiguiente no SI' puede hacl'r una hipótl'sís sobre la naturaleza de las estructuras magnrticas. Hay que notar, no ohslant<', que la fotografía aérea indica la presencia a algunos ecntenar<'s de metro:; al Este, de un im-

CAP. 111.- METOOO MAGNETICO

169

portante dique circular intrusivo. Este o quizás otro más cerca y no visible en la fotogr:-tfía podría ser el origen de las anomalías. Al Norte, a las proximidades de Carratraca, la segunda zona H se compone de una serie de anomalías interferentes que parecen proseguir al Este de Carratraca. La frecuencia y la intensidad de estas anomaüas llevan a comparar este estilo magnético con el del macizo ultrabásico de Ojen. Esta zona, que corresponde según la fotografía aérea a una región montañosa, podría pues corresponder a un macizo de peridotitas. La estructura magnética H 1, la más intensa con 160 gammas, puede presentar un interés minero, ya que esta zona corresponde a una antigua mina de niquel. 111-5.6. Conclusiones El estudio aeromagnetomé·trico al Norte de Marhella ha permitido apreciar las posibilidades mineras de esta r~gión. En la zona Oeste, que cubre la Sierra Blanca, las estructuras magnéticas relacionadas con yacimientos de magnetita son muy raras, y solo la anomalía 82 cerca de~ Palacio de Juanar, merece que se la preste atención. Sobre el borde Oeste del estudio, al Norte de Istan, una serie de anomalías corresponde a la franja Este de la Sierra Real; pero no se puede afirmar nada sobre el origen de estas anomalías porque no existe algún dato geológico. El borde Este de la Sierra Blanca se caracteriza al contrario por numerosas anomalías, cuya posición geológica comparable a la de la mina del Peñoncillo incrementa el interés. Pese a que la presencia de una linea eléctrica a lo largo de la carretera Marbella - Monda haya podido perturbar las mediciones y hasta crear anomalías (02, 03 ? ), las estructuras 04 y 05 merecen una atención particular y se aconseja su estudio detallado sobre el suelo. En la zona cubierta por el macizo ultrahásico, el mapa magnético pone principalmente en evidencia los contrastes de imantación de los gneis y de las peridotitas (contacto E1), así como los de las peridotitas con las serpentinas (contactos E2). E1 y E2 corresponden a verdaderos accidentes que pueden ser relacionados con diversas mineralizaciones. Las zonas de mayor interés se sitúan entre los perfiles 50 y 59 para E1 y sobre el perfil 43 para E2. En el interior del macizo de peridotitas, la anomalía E7 con una intensidad de 450 gammas, corresponde sin duda a una concentración de minerales básicos. Debería ser estudiada en prioridad (magnetismo, geología, geoquímica). Los perfiles de reconocimiento entre Monda y Carratraca han hecho l.fesaltar los zonas de anomalías magnéticas. La más septentrional traduce quizás la presencia de formaciones ultrabásicas (siendo la anomalía H1 la más interesante), mientras que en la proximidad de Monda, las anomalías G pueden estar en relación con diques cuya naturaleza geológica se desconoce. La localización en tierra de las diferentes estructuras magnéticas no será fácil en ciertas zonas, porque las fotografías aéreas son de calidad muy mediocre y pre-

170


'

sentan importantes distorsiones. Ya en el curso del estudio, la ejecución de los vuelos ha sido muy dificultada por la imposibilidad de orientarse en ciertas zonas sobre las fotografías aéreas. Cualquier proyecto de investigación aeromagnética debería ser pues subordinado, en lo sucesivo, a la existencia de una cobertura fotográfica aérea más perfecta.

.

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......

171

pl RECCION GENERAL DE MINAS INSTITUTO GEOLOGICO Y MINERO DE ESPAÑA

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AEROMAGNETICO ZONA ·DE MARSELLA MAPA DE CURVAS

ISOGAMMAS

REFERENCIAS PLAN DE VUELO:

CAMPO RESIDUAL:

Altura de vuelo aproximadamente (distancia constante) 500'

Intervalo entre curvas 1. gamma N.º horas

5·10 gammas - - - - -

Línea de vuelo e indice de referencia ---O--50· 100 gammas - - - - -

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Escala gráfica

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Mediciones y análi sis realizados por la DICIEMBRE 1.969"

COMPAGN IE GENERALE DE GEOPHYSIQUE 50, rue Fabert - PARIS 7eme

4 km.

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• l)IRECCION GENERAL DE MINAS 1NSTITUTO GEOLOGICO Y MINERO DE ESPA~A

ESTUDIO

AEROMAGNETICO

ZONA DE MARSELLA

CAMPO RESIDUAL:

PLAN DE VUELO: Altura de vuelo aproximadamente (Distancia constante) 500

Intervalo entre curvas:

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-+- _._.

Eje de la anomalía negativa -

--

Eje probable de la "estructura" mag· nética--Intensidad de la anomalía magnética en gammas 12 'Y Profundidad aproximada de la "estruc· tura" en metros

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Anomalía con su número - Discontinuidad magnética GEOLOG IA Fallas o contactos - - --

Dolomías

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Pcr1dot1tas Y serpent111as

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Mediciones y anáhs1s realizadas por la COMPAGNIE GENERA LE DE GEOPHYSIOUE Diciembre 1.969 50, Rue Fobert - PARIS 7eme

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OIRECCION GENERAL DE MINAS INSTITUTO GEOLOGICO Y MINERO DE ESPAÑA

ESTUDIO AEROMAGNETICO PERFILES MONDA - CARRATRACA REFERENCIAS Eje de la anomalía positiva - - - Eje de la anomalía negativa - - - Intensidad de la anomalía magnética en gammas - -

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Mediciones y análisis realizadas por la

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Tiempos dobles V

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• • •

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'

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4

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6

7

8

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Perfiles de la misión: S. 3030 Perfiles de la misión: S 3040

Eje sinclinal Eje anticlinal

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GEGEGESA

...

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367'

367

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GEGEGESA

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1

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.

Sinclinal

+A .;"" 750 ...........

640

•• ••••• •••• •••• •••••••• •••••

Perfiles de la misión: S. 3030 Perfiles de la misión: S. 3040

-

. . . .·. .

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DP: 550 m.

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GEOLOGIA

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620 615

630

635

11

645

.,.

371

t;IEPSA

;3040

. . . . . .. ..

ISO PACAS 925

925

. . .. . ' .. . .

..

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' . . . . . . .. . . . . . . . . ... . ' .....

...

Tiempos dobles entre los

HORIZONTES 4 bis

V

5 bis

8

9

DP: 550 m. Escala gráfica

o

2

3

4

5

. 6

7

0--0-0-0

Perfiles de la misión S. 3030

• • • •

Perfiles de la misión S. 3040

/O Km. -" .

.

·. ": :" ' <~ ·: ~~:

640

.... . ..' ... . .. .. .. . .... . . . . . . . ~

M+ m+ /

-'

Eje de máximo espesor

.-".'-.

Eje de mínimo espesor

7~0"' Curva isopaca y su tiempo en milisegundos

-----cr--

Accidente

GEGEGESA 635 615

640

capítulo IV

métodos sísmicos

IV-1. Nocion(mologia IV-1.1. 1ntroducción Aunque la ~ismología como disciplina científica data desde hace algo más de un siglo, la mayoría de los conocimientos científicos que ha proporcionado sobre la estructura interna de la tierra, se han conseguido en los últimos cuarenta años. Sin embargo, al principio todo el estudio de los terremotos se deben a los cien· tíficos del siglo XIX entre los que se encuentran: Ricker, Hooke, Wieschert, Milne, Galitzin, Mercalli, Lieberg, Montessus de Ballore, Enrique Abella, entre otros. También el Observatorio del Ebro bajo la dirección del sabio Padre Romafiá, ha recopilado y estudiado datos de gran interés entre los que se encuentran el nú-· mero de terremotos habidos en Espafia desde 500 años antes de J.C. hasta nues· tros días. Su total suman cerca de 400 seismos ( *). Como los estudios de sismología han formado la base de los métodos sísmicos de prospección hemos creido conveniente dar unas ideas generales sobre dicha ciencia. Sismología.-La sismología es la ciencia que trata de los terremotos y·de los fenómenos relacionados con ellos. En este aspecto incluye el estudio de las causas de los terremotos, la localización de los mismos, el estudio de las ondas que se reciben de ellos y los instrumentos de registro que se emplean. Terremotos.-Un terremoto o sismo es un movimiento o una serie de movimientos transitorios y repentinos del terreno, originados en una región limitada de la corteza terrestre, que se propagan desde su origen en todas direcciones. (*)El autor de este libro hizo en 1938 un informe científico sobre el terremoto de Santander en el verano de dicho año. En él hizo los cálculos para determinar epicentro e hipocentro del mismo, así como un mapa con las líneas isosistas producidas en la zona. 183

184


En general, el término terremoto se asigna cuando su causa es natural, aunque también se habla de terremotos artificiales cuando son provocados por el homhre. La causa de los teuemotos se atribuye a movimientos de reajuste originados por la producción repentina de esfuerzos dentro de la tierra. En este sentido se distinguen: a) causas de origen tectónico: fracturas y fallas, plegamientos; b) causas de origen volcamco: explosiones debidas a presión acumulada, fenómenos de cristalización, intrusiones magmáticas; c) causas producidas por impacto: explosiones superficiales, caída de meteoritos, caída de masa rocosas en pendientes. Los terremotos del grupo a) se llaman terremotos tectónicos y son los más frecuentes. Los ter.remotos se registran en observatorios sismológicos, repartidos por toda la superficie de la tierra. Los distintos registros que se obtienen muestran ondas t{Ue han atravesado más o menos profundamente la tierra, dependiendo de la distancia; del estudio del camino recorrido por estas ondas en el interior de la tierra se pueden obtener valiosas informaciones acerca de la estructura interna de nuestro planeta. Existen otros movimientos de la corteza, mucho más débiles, causados por el tráfico de automóviles, trenes, oleaje, caída de lluvia o por el viento; estos movimientos se llaman microsismos. Otra de las causas de los microsismos puede ser la presencia de fuertes gradientes de presión sobre las aguas someras. Foco o hipocentro.-Si bien el terremoto se origina en una regi6n limitada de la corteza terrestre, usualmente se considera como producido en un punto que se llama foco o hipocentro, cuya situadón geográfica y profundidad se calculan a partir de los registros del sismo obtenidos en varios observatorios. De los estudios de los sismólogos se deduce que, en general, el hipocentro se encuentra a p9cas decenas de kilómetros de profundidad, dentro de la corteza terrestre, o en la base de la corteza. Epicentro.-Se llama epicentro a la proyección del hipocentro sobre la superficie terrestre. Distancia epicentral es la distancia del epicentro de un terremoto a la estación de observación, medida sobre la superficie terrestre. También se suele expresar por los grados del correspondiente ángulo epicentral. (fig. JV-1). Sismómetro, sismógrafo y sismograma.-El sismógrafo es un instrumento que sirve para medir las vibraciones debidas a los terremotos. En prospección sísmica se llama, asimismo, sismómetro o geófono el instrumento que detecta los pe: queños movimientos debidos a las ondas sísmicas generadas artificialmente. El sismógramo es un sismómetro equipado con un si~ema de registro (mecánico, óptico o eléctrico) capaz de-registrar variaciones propórcionales al desplazamiento, a la velocidad o a la aceleración del terreno, según sus características constructivas. En prospección sísmica se llama sismógrafo al conjunto de elementos que

CAP. IV.- METODOS SISMICOS

185

forman el aparato registrador (am• plificadores, filtros y cámara de registro); usuahnente va montado sobre un vehículo. El sismograma es el registro, generalmente fotográfico, hecho por un sismógrafo. El sistema de registro utilizado en sismología solamente contiene un canal por cada aparato registrador y se suelen registrar sismogramas de las tres componentes, dos horizontales y una vertical. En prospección sísmica el sismograma suele llevar 24 canales, ya que se registra con 24 geófonos o grupos de geófonos.

L

E

'

F

p

+s F =Foco o Hipocentro E =Epicentro FPO=Camlno de las ondas P FSO=Camlno de lasondasS ELO= Camino de las ondas L /:. =Angulo ep1central

Fig. IV-1

Tipos de on s-observados en los terremotos.-Cuando se produce un terremoto ocurre, c o hemo~~ho, un movimiento rápido del terreno. Las ondas producidas se tra smiten desde el foco a través de la tierra a velocidades que dependerán de la natur eza de los materiales que atraviesan y según trayectorias que produzcan el ti~mpo mínimo, de acuerdo con el principio de Fermat. Sea (fig. IV-1) una sección de la tierra por uno cualquiera de los planos que pasan por E F. Sea O un observatorio situado en esta sección. Las ondas directas se propagarán de F a O de estas tres maneras: 1) Ondas longitudinales (de compresión) u ondas P (primeras). 2) Ondas transversales (de cizallamiento) u ondas S (segundas). 3) Ondas superficiales u ondas L (de largo período). Las ondas que llegan en primer lugar son las ondas P; a continuación las S y, por último, las L, ya que las velocidades se escalonan en este orden: Vp=8a14 Km/s

V5 =4a7 Km/s

VL=4 Km/s

Las ondas P, que marcan el comienzo del terremoto en el punto de observación O, tienen amplitud relativamente pequeña y período corto; las ondas S indican un movimiento de amplitud algo mayor y periodo semejante o algo mayor que el anterior; estas ondas viajan por el interior de la tierra y por eso se llaman ondas internas. Por último, las ondas L presentan amplitudes y periodos relativamente grandes (de aquí que se les llame ondas largas). A veces se registran las ondas L otra vez después de haber dado una vuelta completa a la tierra. En realidad las ondas registradas en los observatorios -sismológicos no son tan simples como las indicadas en el esquema de la figura IV-1, ya que las ondas P y S pueden reflejarse y refractarse varias veces, como de hecho sucede. Por otra parte,

186


como al reflejarse o refractarse pueden cambiar de tipo de onda (de longitudinal a transversal, es decir, de P a S y viceversa), la complejidad de un regjstro sismol6gico puede ser muy grande. Por ello, para mayor claridad, indicaremos a continuación la notación usual de los caminos recorridos por las ondas en sismología. Caminos recorridos por las ondas P y S. Notación empleada.-En todo terreno se originan, según hemos indicado, ondas P, ondas S y ondas L; estudiemos los distintos caminos posibles para las ondas P y S. La figura IV -2 representa una sección esquemática de la tierra, supuesta esférica, en la que, despreciando la corteza tenemos las siguientes partes principales que, según veremos más p adelante se deducen de los modernos estudios de sismología: el manto (sólido), con un espesor de 2900 km, rodea una zona fluida, el núcleo exterior, de unos 2200 km de espesor. Este último SP rodea a su vez el núcleo interior (sólido), que tiene un radío de SKS unos 1250 kilómetros. Sea pues un sismo de foco F representado para mayor claridad en la superficie terrestre; conPKKS sideremos separadamente los traManto yectos de las ondas P y S en el manto y en el núcleo. a) Ondas en el manto.-Los - - - RayosP rayos directos se representan con - - - - - - - Rayos S los símbolos P o S, según correspondan a ondas P o S. En Ja figuFig. IV·2 ra hemos indicado ambas, la P y la S, correspondientes a los recorridos FP y FS. Estas ondas directas pueden reflejarse sucesivamente en la superficie terrestre, dando lugar a ondas como las que se indican en la figura, PP, PPS, SP,... En esta notación la primera letra indica la naturaleza del rayo incidente (P o S); la segunda, la naturaleza del rayo reflejado por primera vez; la tercera, la del rayo refleja· do dos veces... etc. Así, por ejemplo, la onda PPS corresponde a una onda P reflejada una vez como onda P y reflejada una segunda vez, saliendo como onda S. La onda SP correspondería a una onda S reflejada una vez, saliendo como onda P. Como la reflexión puf'de producirse varias veces, podremos tener ondas de todos los tipos PPP, PPS, PSP, PSS, SSS, SSP ... , etc., limitándose a mencionar las reflrjadas dos veces. Hay un segundo tipo de ondas en el manto que es el de las reflejadas en el núcleo

187


exterior. Estas se designan con la letra e (del inglés, core =núcleo) intercalada entre las letras PcS que indican, como antes, el tipo de onda a que corresponden Los rayos incidente y reflejado. En la figura hemos representado la onda PcS, 'que corresponde a una onda P reflejada en el núcleo saliendo después de reflejarse como onda S. T"a observación de las ondas reflejadas (PcP, PcS, ScS, ScP) ha confirmado la presencia, a 2900 kilómetros de profundidad, del núcleo exterior. b) Ondas en el núcleo.-Para designar los rayos que atraviesan el núcleo exterior se utiliza la letra K (del alemán Kern =núcleo). Para designar los rayos que atraviesan el núcleo interior se utiliza la letra l. Para describir un rayo que atraviesa J~ distintas partes de Ja tierra se utiliza una letra P, S, K o 1 para indicar cada uno de los trayectos parciales entre dos superficies de discontinuidad. Los ejemplos representados en la figura 2 aclaran esle concepto. Así la onda PKP corresponde a una onda P refractada en el núcleo exterior (K) una onda S refractada en el núcleo exterior (K), y saliendo como onda S; la onda PKKS es una onda P refractada en el núcleo exterior (K), reflejada en el contacto núcleomanto, y siguiendo por el núcleo (K) hasta que sale de él la onda S. Dos letras K seguidas indican una reflexión en el contacto núcleo-manto, como se ha podido ver. En la figura hemos representado, asímismo, una onda que atraviesa el núcleo interior, que es PK 1KP. Esta corresponde a una onda P, que se refracta en el núcleo exterior (K), se refracta en el núcleo interior ( f), vuelve a refractarse en el núcleo exterior (K) y, P
Fig. IV-3


188

~ p

pp

S

PS

SS

sss

Fig. IV-4

producidas en un terremoto registrado a gran distancia del foco. En dicho sismograma pueden apreciarse algunos de los diversos impulsos correspondientes a trayectorias características de las ondas estudiadas en apartado anterior. En la primera parte se observan menores amplitudes y frecuencias más altas comparadas con las de la parte final del sismograma. Se observan los siguientes tjpos de ondas: 1) La onda longitudinal P, que ha seguido la trayectoria del tiempo mínimo. 2) A continuación se observa la PP, onda longitudinal reflejada una vez en la superficie. 3) PPP representa una onda longitudinal doblemente reflejada en la superficie. 4) La onda S u onda transversal (tarda el doble de tiempo que la longitudinal, ya que la velocidad de las ondas transversales es aproximadamente la mitad de las longitudinales). 5) PS, onda P reflejada en la superficie y saliendo como onda S. 6) SS, onda transversal reflejada una vez en la superficie. 7) SSS, onda transversal doblemente reflejada en la superficie. Las ondas superficiales L (ondas Love y Rayleigh, que viajan a velocidades bajas a lo largo de la superficie, son las últimas que llegan y tienen una frecuencia baja y gran amplitud. Gráficos tiempo-distancia.-Estos gráficos se obtienen representando en abscisas las distancias epicentrales (correspondientes a los distintos observatorios) y en ordenadas los diferentes tiempos de observación de cada uno de los diferentes tipos de ondas, deducidos de sismogramas análogos al anteriormente analizado. Así se obtienen gráficos como el de la figura 5; a partir de estos gráficos se deducen las trayectorias seguidas por los diferentes tipos de ondas sísmicas, las variaciones de las velocidades en el interior de la tierra, así como las discontinuidades de la misma. La construcción directa de los gráficos tiempo-distancia para cada una de las ondas registradas en los terremotos es una tarea muy trabajosa y expuesta a numerosos errores. En teoría. partiendo de un buen número de registros de terremotos y suponiendo la tierra esférica y homogénea, se pueden determinar los valores más probables, para cada uno de ellos, de los orígenes de tiempos, distancias epicentrales y profundidades focales. Este estudio lo han venido realizando los sismólogos mediante sucesivas aproximaciones, que han dado lugar a la construc-

.

......

189

CAP. IV.· METOOOS SISMICOS

ción de unas tablas, de las que se deducen estos datos, en función de los tiempos registrados de los s:ismogramas. Las más empleadas son la de Jeffreys-Bullen, que incluyen los datos para las ondas más corrientemente det~ctadas y profundidades focales de O a 700 kilómetros. En la figura TV-5 indicamos un esquema de un gráfico tiempo-distancias epicentrales construido en base a las tablas indicadas para algunos de los tipos de ondas más corrientes. Las distancias epicentrales son el correspondiente SS ángulo epicentral expresado en grad~

~

En el gráfico se observa que la on· da P llega hasta 105° y luego continua llegando como difractada. La 30 pp distancia epicentral A = 105° corresponde a un rayo P tangente al PKP núcleo exterior, por lo que sería la distancia límite para recibir esta on- 20 da. Ahora bien, como de hecho se 1 ,--" p dlfractado recibe algo más, se admite, general1 mente, que se trata de un efecto de 10 difracción. Estructura interna de la tierra, según se deduce de los datos sísmicos.-A partir de los datos sísmicos 30• 60° 90° 120• 150º 180º se ha obtemdo información sobre A = Ot•tanclas eplcentra\es en grados la estructura y propiedad.es tanto del interior de la tierra como de la F19. IV-5 corteza. a) Estructura y propiedades del interior de la tierra.-Se ha obtenido con los datos de las curvas tiempo-distancia de los terremotos. Partiendo de las tablas que anteriormente mencionamos se ha construido un gráfico velocidad-profundidad para las ondas P y S, desde la superficie hasta el centro de la tierra (fig. IV-6). Se observa en la fi ra que las ondas P comienzan a propagarse por el manto a velocidades de unos 8 km/seg., v6Iocidades que van aumentando progresivamente hasta llegar a 13,64 m/seg a 2900 kilómetros de profundidad. A esta profundidad sobreviene una brusca discontinuidad (discontinuidad de Gütenberg-Wiechert) que marca el comienzo del núcleo exterior, bajando la velocidad de 8, 1O km/seg. El estudio de la velocidad de las ondas P, a partir de este momento, ya no se puede realizar sobre las ondas directas (P), ya que sólo llegan hasta la distancia epicentral A= 105°, que corresponde a la profundidad de 2900 kilómetros. Por ello la velocidad se ha deducido de las ondas SKS; bien entendido que el trayecto difractado K corresponde a la onda longitudinal P, ya que las ondas S, según se observa en la figura, no se propagan por el núcleo exterior.

~ -----

' 1


190 NUCLEO : MAN,.O EXTERIO~ 14 ¡._'-~--~--'-r-

{

i NUCUO j : INTEPID/l : 1

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,,E ffi

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10 1--.J-_¡__ _.¡___ _µ. _ _-l--~~l---+-4

Una segunda discontinuidad aparece a 5, 120 kilómetros saltando bruscamente la velocidad desde 9,5 km/seg a 11 , 16 kilómetros/segundo. Esta segunda discontinuidad marca la presencia del núcleo interior.

Como nunca se ha observado el paso de ondas S a través del núg cleo exterior se ha deducido que UI > debe ser líquido. Respecto del núcleo interior se piensa que está en estado sólido, ya que el incremento de velocidad de la onda P 1000 2000 a 5120 kilómetros de profundidad PROFUNDIDAD EN KtLOMETROS se ha demostrado que puede corresponder a un núcleo interior Fig. IV-6 de la misma composición del exterior (principalmente hierro), pero en estado sólido. Ü

BIL---4----1----i:+---+---+--~

b) Estructura y propiedades de la corteza terrestre.-La estructura de la corteza terrestre se ha descubierto estudiando los tiempos de llegada de las ondas P de los terremotos registrados a distancias epicentrales cercanas, del orden de los 1000 kilómetros. Recientemente se han obtenido muchos más datos registrandq las ondas producidas por potentes explosiones artificiales en iionas apropiadas. Con estos datos se ha descubierto que en la parte superior del manto está la corteza, que es una capa de unos 60 kilómetros de espesor. Este espesor varía siendo mayor debajo de las montañas. La corteza se diferf'ncia del manto por tener velocidades sísmicas menores. A pequeñas distancias se ha obtenido una velocidad de las ondas P, debajo de los sedimentos, de aproximadamente 6 km/seg; esta primera capa se llama granítica o si.al. ya que dicha velocidad es la que debe tener el granito a las temperaturas y presiones de estas profundidades someras. A distancias intermedias se han observado ondas refractadas, que se propagan a una velocidad de unos 7 km/seg; esto se interpreta como una capa basáltica más profunda, en la corteza, llamada sima ya que las rocas de composición basáltica tienen mayor velocidad sísmica que las graníticas. Empleando mayores distancias, en los experimentos de refracción, se han observado ondas refractadas en una capa más profunda con una velocidad de 8 km/seg. La superficie exterior de esta capa, que se conoce con el nombre de discontinuidad de Mohorovicic, representa la base de Ja corteza, es decir, el contacto de la corteza con el manto. Se supone que por debajo de esta discontinuidad las roeas son principalmente ultrabásicas. Como resumen de los conocimientos que se poseen sobre la estructura interna de la tierra, incluimos un cuadro con las deducciones obtenidas por Bullen del análisis de las curvas velocidad-profundidad de Jeffrey de la figura lV-6. En este cuadro

.....


191

se ha representado convencionalmente la corteza como un medio de espesor uniforme.

Reglón

CORTEZA

A

Velocidades en km/sy

Profundidad en km

Descripción

0-50

Corteza (No homogénea)

p

Muy variable

5

Muy varfable

Gradiente de V

Poco rápido

1

o z<{

1-

B

50-410

c

410-1000

Manto superior (Probablemente homogéneo)

8-8,97

4,4-4,96

Rápido

Reglón de transición

8,97·11,42

4,96-6,36

Mayor que el normal

Manto Inferior (Probablemente homogéneo)

11,42·13,63

6,36-7,29

Rápido

13,64

7,30

:e O'

1000-2700

O"

2700-2900

o

E

2900-4980

Núcleo exterior (Fluido homogéneo)

8,10·10,44

F

4980-5120

Reglón de transición

l0,44-9,6

G

5120.6370

Núcleo Interior (lSólldo?)

11,16·11,31

o

w ...J o ::>

z

Próximo a cero Rápido

No se han observado

Negativo (respecto a la pro fu nd ldad)

Menor que el normal

Localización del epicentro.-Existen dos métodos principales para localizar el epicentro, según que existan observatorios sismológicos o no. Si existen observatorios (se necesitan un mínimo de tres) y el terremoto no es de foco profundo, bastará determinar en cada uno de los observatorios la distancia aproximada entre el epicentro y el observatorio. Para mayor sencillez consideremos una zona llana y homogénea, en donde las velocidades V P y Vs de las ondas P y S son constantes. Si t 0 es el tiempo en que ha ocurrido el terremoto, tp y t 5 los tiempos registrados para las ondas P y S y d 1 la ilistancia, tendremos: tp - t 0

d¡ =v p

Realizando los mismos cálculos en los observatorios 2º y 3° determinaremos

192


d2 y d 3 ; trazando tres circunferencias con cenlro en cada uno de los observatorios y radios d 1 , d2 y d3 el punto o la zona de intersección de estas circunferencias será el lugar aproximado del epicentro. Si no existen observatorios, pero la zona donde ha ocurrido el terremoto es habitada, bastará determinar en cada punto en donde ha habido habitantes que hayan notado el terremoto, el grado de intensidad de éste mediante cualquiera de las escalas de intensidad conocidas (Rossi-Forel, Mercalli, etc.); representando en cada punto de un mapa el grado de intensidad registrado y dibujando las curvas de igual intensidad quedará determinada, aproximadamente, la situación del epicentro. Terremoto de foco profundo.-Los terremotos normales tienen un foco situado en la corteza o en la base de la corteza, es decir, a profundidades que no sobrepasen los 50 kilómetros. Estos forman, aproximadamente el 95 por 100 de los registros. Los sismos profundos pueden alcanzar profundidades focales de varios centenares de kilómetros; los más profundos detectados tienen su foco a unos 700 kilómetros de la superficie terrestre. Estos terremotos de foco profundo presentan características diversas de los sismos normales. En primer lugar las curvas de propagación, que sirven para cualquier terremoto normal, no sirven para los sismos profundos, ya que la diferencia de los tiempos de llegada de las ondas P y S en las cercanías del epicentro no es regular (debido precisamente a que la distancia al foco varia muy poco con respecto a la distancia epicentral). Otra característica de es.os terremotos en que las ondas superficiales son muy débiles, lo que permite registrar otras ondas útiles como las ScS y PcP que, frecuentemente, quedan enmascaradas por aquellas en los terremotos normales. La determinación de la profundidad de los focos profundos no se efectúa como en los normales, en función de la diferencia de tiempos de llegada entre las ondas P y S, por lo que hemos indicado anteriormente. El cálculo se basa en la observación de las ondas pP u ondas análogas. Como final digamos que el único terremoto de foco profundo originado en España fue registrado el 29 de marzo de 1964 en la costa sur mediterránea. Su foco estaba situado a 650 kilómetros de profundidad. Sismógrafo.-El sismógrafo es un in.strumento que sirve para medir y registrar el movimiento del terreno. El problema básico es encontrar un punto de observación fijo desde el que se pueda detectar dicho movimiento. En la mayoría de los tipos la tierra se supone fija y se mide el movimiento con relación a ella; como cualquier punto de observación ha de estar situado sobre la tierra, cuyo movimiento se quiere medir, el procedimiento que se emplea es suspender una masa con el mínimo de enlace con la tierra y, basándose en s11 inercia, mantenerla en posición fija mientras la tierra se mueve.

-

193

CAP. IV.· METODOS SISMICOS

Los sismógrafos se proyectan generalmente para medir sólo una de las componentes del movimiento del terreno. Con tres sismógrafos que midan las tres componentes tendremos el vector del movimiento completo del terreno. El tipo más simple de sismógrafo utiliza un péndulo (fig. IV -7). En este caso el aparato sirve para medir el desplazamiento horizontal del terreno. Cuando el marco solidario con el terreno se mueve, la masa M tiende a estar quieta, por lo que el movimiento del terreno puede deducirse observando las posiciones relativas del índice y la escala situada sobre el terreno. Para que el sismógrafo registre con la mayor exactitud los movimientos se necesita que el péndu-

Fig. IV-7

lo vuelva a su posición de equilibrio muy lentamente. Esto quiere decir que el

período natural de oscilación del péndulo debe ser largo. El sismógrafo indica claramente aquellas oscilaciones del terreno, cuyas frecuencias sean más altas que su frecuencia natural; si el período del mov:imiento del terreno es más largo que el del péndulo, la masa de inercia tiende a moverse con el terreno y el movimiento no se registra con exactitud. Puede demostrarse que si el período del movimiento del terreno excede mucho del período deJ péndulo, la respuesta es proporcional a la aceleración del terreno en vez de al desplazamiento. Los movimientos verticales pueden detectarse haciendo que el péndulo se mueva alrededor de un eje horizontal (fig. IV -8). Para mantenerse el ·período natural del péndulo muy largo se puede utilizar un muelle ajustado de tal modo que tienda a incrementar cualquier movimiento relativo del terreno y la masa de inercia. Para obtener un registro gráfico de los movimientos se utiliza un tambor móvil que al girar a velocidad constante es un plano perpendicular al péndulo va registrando las oscilaciones del mismo; con objeto de obtener mayor amplificación puede utilizarse un registro óptico fotográfico. Se puede mejorar aún más la amplificación por medio de un sistema electromagnético (fig. IV -8). Una bobina fija al terreno se mueve con respecto a un imán

1


194

tm'n suJeto ara masa Bobt na sujeta al terreno A los

7l'J'77li~'fT!J'777i'J77,'f"7."77J.777J'777J'Tm'Tm;;;;,;¡;;~~~ga~1van6metros

Fig. IV-8

sujeto a Ja masa de inercia, generando u.na corriente eléctrica que puede medirse mediante un galvanómetro. Además de la amplificación óptica del sistema del galvanómetro se puede obtener ganancia eléctrica adicional por medio de un amplificador electrónico. Este principio se utiliza en los sismógrafos de prospección, como veremos más adelante en la lección dedicada a instrumentos. IV-2. Fundamentos físicos empleados en sismología IV·2 .1. Introducción Los métodos sísmicos de prospección requieren la introducción en la tierra de una energía que generalmente se genera mediante explosiones, aunque en otros casos también se produce por medios mecánicos; golpeando el suelo con un peso o generando una determinada señal mediante un vibrador (sistemas de Wei.ght Dropping y Vibrosf'is, que veremos más adelante). Por estos medios producimos ondas sísmicas en la tierra semejantes a las ondas sonoras y que más propiamente designaremos como ondas elásticas, ya que dependen de la elasticidad de los materiales a través de los que se propagan. La velocidad de las ondas depende de las constantes elásticas de estos materiales. En consecuencia, vamos a estudiar a continuación los principios más elementales de la teoría de la elasticidad y el mecanismo de propagación de las ondas sísmicas. IV-2.2. Constantes elásticas Esfuerzo y deformación.-Si tenemos una fuena F actuando uniformemente sobre trn área S, definimos el esfuerzo por la relación f

=~ . Este esfuerzo puede

ser de tensión o de comprensión, según que esté dirigido hacia fuera del área o haC'ia el área. Si la fuerza se dirige paralelamente al área, se llama esfuerzo cortante. El coeficiente de alargamiento e 1 es la relación entre el alargamiento (o acortamiento) .12 producido por un esfuerzo y la longitud inicial 2:

195


Análogamente, el coeficiente de deformación transversal Ed es: Ad

ed=-

d

Se define como deformación de cizallamiento el ángulo de deformación producido por un esfuerzo cortante. Módulo de Young (E).-Si actuamos sobre una barra con una fuerza F paralela al eje de la barra sobre una superficie S, variamos su longitud (fig. IV -9). El módulo E es: E=

Esfuerzo = Deformación

Fuerza por unidad área Cambio en longitud por unidad de longitud

r- ----------

~--~~~-~~~~~~~~~~=

' -f'

1

1

R 1

---d-.- -

l

Q Jl'

El valor más alto de E (registrado por Birch) en una roca es 16,49 x 1011 dinas/cm 2 , que es el valor de la pirita. El más bajo registrado es 0,05 x 10 11 dinas/cm 2 en una arenisca. El valor de E para el hierro es de unas 20 " 10 11 dinas/cm 2 equivalente a 20000 kg/mm 2 . Coeficiente de Poisson (a).-Si coni;ideramos la Fig. IV·9 misma fuerza F del caso anterior, además del cambio en longitud se producirá un cambio en diámetro. El coeficientt" de Poisson (a) es la relación entre las dos deformaciones unitarias: Deformación transversal unitaria a = Deformación longitudinal unitaria

Ad d

AQ

Q en el caso de materialt"s elásticos <·stá comprendido entre los siguientes valores O

196

do el módulo de rigidez µ. Si consideramos una fuerza F actuando paralela al área, tendremos: F Esfuerzo Fuerza por unidad de área S µ. = Deformación Deformación de cizallamiento = 4> La deformación de cizallamiento se define como el desplazamiento relativo de planos paralelos o por el ángulo 4>, que giraría un plano normal a la fuerza (fig. IV-10). Este módulo es aproximadamente

~E para la mayor parte de las rocas.

Para el hierroµ. vale 8220 Kg/mm 2 • El valor de µ sirve para distinguir los fluidos ideales, para los que µ. =O, de los sólidos, para los queµ vale normalmente de 10 11 a 1012 dinas/cm 2 . Módulo de Bulk o de incompresibilidad F {k).-Otra importante propiedad de los materiales es su resistencia al cambio de volumen sin que varíe su forma. Esta propiedad se mide con el módulo de Bulk o de incomprensibilidad.

Fig. IV-10

k=

Si un cuerpo de volumen V está sometido a un esfuerzo de compresión en todas las direcciones, su volumen disminuirá en AV. El módulo de Bulk se define como la relación entre el esfuerzo o presión y el cambio unitario de volumen.

Esfuerzo Presión P Deformación= Cambio volumen por unidad de volumen== AV V

El valor de k sirve para distinguir los líquidos, para los que k es alto (del orden de 1010 dinas/cm 2 ), de los gases, para los que k es pequeño (del orden de 106 dinas/cm 2 ). El inverso del módulo de Bulk es lo que se llama compresibilidad. La densidad (p).-No es una constante elástica, pero es una propiedad importante en la transmisión de las ondas elásticas en las rocas como se verá más adelante. IV-2.3. Ondas elásticas Si rompemos el equilibrio de un cuerpo isótropo y elástico mediante un esfuerzo instantáneo o sacudida aplicada en un punto cualquiera del mismo y expresamos analíticamente las ecuaciones de equilibrio de dicho cuerpo, obtenemos

1 1

197


un sistema de ecuaciones de los cuales se han deducido cuatro soluciones que dan lugar a las ondas longitudinales, transversales, Rayleigh y Love. Estos tipos de ondas, así como las hidrodinámicas y acopladas, se han reconocido mediante la observación directa. Clases.-Las ondas elásticas se clasifican en ondas internas y ondas superficiales. a) Ondas internas.- Son aquellas que viajan a través del interior de un medio elástico. Se pueden distinguir los siguientes tipos: 1) Ondas longitudinales.- Son aquellas en las que el movimiento de vibración de las partículas se produce en la misma dirección de propagación o formando un ángulo de 180° con ella (fig. IV-11). Estas ondas se llaman también ondas de compresión y dilatación o decondensación1y rarefacción; los sismólogos las llaman ondas primarias u ondas P, por ser las primeras que llegan en los terremotos. Estas son las ondas que se utilizan en prospección sísmica por reflexión y refracción. e

o

C=Onda de compresión O= Onda de dilataclón

Fig. IV-11

2) Ondas tronsversales.-Son aquellas en las que el movimiento de vibración de la partícula se produce normalmente a la dirección de propagación (fig. IV-12). Estas ondas se llaman también ondas de cizallamiento; los sismólogoslas designan con la letra S, ya que forman el segundo grupo de ondas importantes en un terremoto. En el caso de ondas transversales viajando paralelas a la superficie de la tierra, si las partículas oscilan de arriba a abajo, la onda se llama SV y, si las partículas oscilan en un plano horizontal, se llama SH. La velocidad de propagación de unas y otras es función de las constantes elásticas de los medios en que se propagan! V _ L-

y

E (1 - a) . p(1+a)(1-2a)'

VT=

y

E 2p(1+a)

siendo E el módulo de Young (la variable más importante en el control de las


198

Otrecci6n do propagación

Fig. IV-12

velocidades sísmicas), a el coeficiente. de Poisson p la densidad y V L y VT las velocidades de las ondas longitudinal y transversal, respectivamente. VL V-r

. = 1{1""=(1 V0,5'=0 y como en general, a= 0,25 resulta VL VT = 1,73, es decir, que las

ondas longitudinales se propagan a una velocidad casi doble que la de las ondas transversales. Conocida la densidad de la materia o estimada dentro de ciertos límites, la determinación de las velocidades de las ondas P y S conduce a la determinación de todas las constantes elásticas por medio de las siguientes ecuaciones: E

µ= 2 (1 +a)

E k=2(1-a)

Estas ecuaciones i:nuestran que las ondas transversales no pueden existir en un medio que tenga rigidez µ. =O (ya que como V T =

Y~ , V

T

=O) lo que ocurre en

la mayor parte de los flµidos. Como nunca se han observado esta clase de ondas en el núcleo exterior de la tierra, se ha deducido que es fluido según veremos más adelante. b) Ondas superficiales. Son aquellas que existen únicamente en la superficie libre de un medio elástico. Se conocen las siguientes: 1) Ondas Rayleigh.-Son una combinación de las ondas longitudinales y transversales. En ellas la vibración de las partículas se efectúa en un plano perpendicular

. ......

199


Fig, IV-13

a la superficie y, por tanto, a la dirección de propagación, siendo su movimiento elíptico y retrógado (fig. IV-13). Lord Rayleigh ha descrito estas ondas, considerando el movimiento de una partícula superficial a través de un material para el cual a= 0,25, por las siguientes ecuaciones: e= 0,4227 sen (pt + kx) z =- 0,6204 cos (pt

+ kx)

en donde e es el desplazamiento de la partícula a lo largo del eje ox y z el desplazamiento en la dirección vertical (P y. k son constantes). El movimiento de una partícula se determina incrementando t mientras x permanece constante. Se han tomado corno ejes los de la figura IV-14. 2) Ondas Love.-Son otra combinación de las ondas longitudinales y transversales en las que el desplazamiento de las partículas es únicamente horizontal y perpendicular a la direcéión de propagación (fig. IV -13). Estas ondas se propagan en un medio que está limitado en su parte superior por una superficie reflectora ideal, tal como

°

y

x z

Fig. IV-14


200

la discontinuidad suelo-aire y en su parte inferior por un medio en el que la velocidad de las ondas transversales es mayor que en el primero. Según ha demostrado Love, estas ondas se propagan por reflexión múltiple entre las superficies superior e inferior de la capa meteorizada (capa de baja velocidad). Una característica de las ondas Love es que, en cada grupo de 3 ó 4 ondas com· pletas, las primeras tienen la mayor amplitud, y el resto, amplitudes sucesivamente decrecientes. 3) Ondas hidrodinámicas u ondas H.-Este nuevo tipo de onda fue reconocido en un registro del movimiento de la tierra cuando se probó la primera bomba ató· mica en Nuevo Méjico (EE.UU.), el 16 de julio de 1945.

El movimiento se describe por medio de las ecuaciones simultáneas: c= A sen {pt + kx) z = B cos (pt + kx)

ecuaciones muy parecidas a las de las ondas R.ayleigh, referidas a los mismos ejes anteriores. La dirección de propagación es de derecha a izquierda, como en las ondas Rayleigh, pero la partícula va trll'¿ando un camino en sentido contrario a las agujas del reloj y se mueve hacia adelante en su posición máxima hacia arriba, justamente al contrario que las ondas Rayleigh. Su movimiento se podría describir del si· guiente modo: empujar-abajo-tirar-arriba. 4) Oridas C (acopladas}.-Estas ondas fueron descubiertas en el afio 1939 y se observaron también en los registros de la bomba atómica de Nuevo Méjico (EE.UU.).

El movimiento de estas ondas puede describirse por medio de las siguientes ecuaciones:

e= A sen

{pt

+ kx)

y=± B sen (pt + kx) z=

e sen (pt + kx)

En la terminología descrita anteriormente, las direcciones y secuencias de los máximos y mínimos serian: empujar-izquierda-arriba-tirar-derecha-abajo. Las ondas más importantes desde el punto de vista de los métodos sísmicos son las ondas longitudinales, que en la práctica son las únicas que se estudian, ya .... que cuando se detona una carga explosiva las transversales son más débiles y, en general, no se observan en el sismograma registrado. e) Frente de ondas.· Se llama frente de ondas al lugar geométrico de los puntos alcanzados por la ond~ sísmica en un mismo momento. En un medio horno·

CAP. IV.- METODOS SISM ICOS

201

géneo, el frente de ondas es esférico. Al avanzar en un medio con diferencias, de elasticidad, el frente de ondas se irá deformando en función de esas diferencias. d) Rayo sísmico.- Se llaman rayos sísmicos a las líneas normales a los frentes de onda sucesivos. Es decir, la trayectoria de las. posiciones ocupadas por un punto dado del frente de onda a lo largo de todo su curso. En sismología el rayo sísmico no tiene realidad fisicai como sucede en óptica, ya que la única realidad física en sismología es el frente de ondas. Sin embargo, para el estudio de los métodos sísmicos se utiliza el concepto de propagación del rayo sísmico, que es matemáticamente equivalente y mucho más cómodo en la práctica. En un medio homogéneo los rayos son líneas rectas. e) Leyes que ngen la propagación de las ondas sísmicas.-Las leyes que rigen la propagación de las ondas sísmicas, muy similares a las que se utilizan en óptica, son las siguientes: principios de Huygens y Fermat, ley de reflexión· y ley de

refracción o ley de Snell. La única diferencia resulta de que los fenómenos de reflexión y refracción son más complicados en sismologfa que en óptica, ya que las ondas sísmicas, incluso las longitudinales o transversales puras, al llegar al contacto de dos medios con velocidades distintas, dan lugar siempre a cuatro ondas (longitudinal y transversal, reflejadas y longitudinal y transversal refractadas). Salvo esta diferencia, la refracción de los rayos sísmicos sigue las leyes de la óptica. A continuación estudiamos las leyes indicadas anteriormente.

a) Principio de Huygens.-El principio de Huygens establece que cada punto alcanzado por un frente de ondas actúa como una nueva fuente de ondas que se extiende en todas direcciones. Si el medio es homogéneo el frente de ondas es esférico en un momento cualquiera t; un poco más tarde, en el tiempo t + At, cada uno de los puntos del frente de onda habrá dado lugar a pequeños frentes de ondas esféricas de radio V At, si V es la velocidad del medio. El nuevo frente de ondas, en el instante t + At, será la envolvente de todos los pequeños frentes de onda y, por tanto, será una superficie esférica concéntrica con la primitiva.

Si el medio no .es homogéneo, cada elemento del frente de ondas se traslada paralelamente a sí mismo durante el tiempo At, pero con velocidades distintas a lo largo del frente, por lo que el nuevo frente de ondas no será paralelo al primero. La geometría de los caminos seguidos por los rayos está gobernada por el principio de Fermat. h) Principio de Fermat.-El principio de Fermat dice que un rayo dado real sigue de un punto a otro aquel camino que produce el tiempo mínimo en su recorrido. Si bien, como hemos indicado anteriormente, el rayo sísmico no tiene realidad


202 fí~ica ~n

1

sismología se puede utilizar su concepto y, por tanto, aplicar este

princ1p10. En un medio homogéneo los rayos sísmicos serán líneas rectas. Si los medios que atraviesan las ondas sísmicas no son homogéneos (como ocurre en los medios estratificados), tendrán velocidades distintas, y por ello los rayos sísmicos no serán líneas rectas, sino curvas de tiempo mínimo. En la propagación de las ondas a través de la tierra, se verifica generalmente el aumento de la velocidad con 1a profundidad; por lo que la trayectoria seguida por el rayo sísmico vuelve su concavidad hacia la superficie, como veremos más adelante. c) Leyes de reflexión y refracción.-Sea la figura JV-15. Supongamos un rayo incidente longitudinal 1L que se propaga de un medio 1 a otro 2. IL O RT RL 1 / Al llegar al contacto AB de los dos medios da lugar a los cuatro rayos 1 1 que se indican en la figura, dos refle1 ~1 -¡jados y dos refractados. La distri: / bución de la energía inicial entre 1 / las ondas resultantes viene determil / nada por el ángulo con el que la on1/ da llegue a la discontinuidad y por v 1L vlT :/ el contraste entre las propiedades _ _v_2_L__,v,....2T'-----:r..::--,---~----e elásticas de dichos medios. Según ' ,, las leyes de la reflexión y refrac', ción se verificará que el rayo inci' ',,_~ dente, la normal y los rayos refle~' jados y refractados están en un ..... mismo plano (plano de incidencia).

l

A

/

r.,.'

Por otra parte, para los rayos reflejados se verificará con las notaciones de la figura IV-15.

--

IL =Rayo Incidente longitudinal RL= Rayo reflejado 1ongitudlnal RT = Rayo reflejado transversal rL ~Rayo refractado 1ongltudlna1 rT "'Rayo refractado transversal

ILMO = RL MO

es decir, que el ángulo incidente es igual al ángulo reflejado para el rayo longitudinal. Los rayos incidente y refractado longitudinal vienen ligados por la relación siguiente: Fig, IV-15

...-....

sen IL MO

V1L

·sen rl MO'

V2L

--=-

'

(Ley de S1;1.ell)

203


-

y

sen IL MO

Vn ---

para el rayo refractado transversal, siendo VJT y V2T las velocidades de las ondas transversales en los medios l y 2. Estas fórmulas, comprobadas experimentalmente, se pueden deducir fácilmente, como en óptica, del principio de Huygens o del principio de Fennat. En resumen, dicen que el seno del ángulo incidente es al seno del ángulo de reflexión (o de refracción) como la velocidad de la onda incidente es a la velocidad de la correspondiente onda (longitudinal o transversal) reflejada (o refractada). En prospección sísmica las ondas se generan principalmente por medio de explosiones, lo que hace que la deformación por ciiallamiento del medio (que da lugar a las ondas transversales) sea pequeña comparada con el cambio en volumen que se produce en el mismo (que origina las ondas longitudinales). Por ello la mayor parte de la energía producida lo será en forma de ondas longitudinales o de compresión. Si a esto añadirnos que los detectores empleados en prospección registran so lamen te la componente vertical de la vibración, el efecto de la onda transversal es tan débil que en la práctica no afecta al registro sísmico.

Por todo ello, d1>sd<' ahora m adelante sólo consi.deraremos para el estudio de los métodos sísmicos, la.~ ondas longitudinales. f) Refracción total.- C.ua11do el ángulo de refracción es igual a 90º, el rayo refractado AB experimenta la refracción total, propagándose por el contacto de los dos medios (fig. l V-16).

Sea OA un rayo incidente tal V, .. sen i que se verifique =V- • es sen 90 2 . V1 decir sen 1 = - · El corrrspon-

e

o

E

V2

diente rayo refractado AB viajará por el contacto de los medios l y 2. Como por el principio d1· Huygens cada uno de los puntos alcanzados por el frcfll<' di:! ondas es una nueva fuente de ondas, cada uno de los puntos del conFig. IV-16 tacto ABO ... generará frentt·s tl<' onda que alc-anzariín la su¡.wrfíl'i<'. p111lin11io ,wr dcte<:lados en ella con instmrnrntos a1lcc11arlos.

Al ángulo i sr. le Jla111a füiµ:ulo lírnilC'. los myus

qw•

recorrido.~

/~11

1•xµ1•ri111e11t11n '11 rl'.{rat1·iá11 fo/11(.

de ti<>111po 111ínimo.

,

'

,,Í¡¡11zirn 1fo rc'fnu·cifin S<' r>studian '!"" .~011 los <¡trn pmporcionun ln.'>


204

IV-3. Introducción general al estudio de los métodos sísmicos de prospección IV-3.1. Breve historia rle los métodos sísmicos de prospección

Las primeras experiencias en el campo de la sismología aplicada se deben a Robert Mallet. En 1846 publicó en la Academia Irlandesa un estudio, Sobre ln dinámica de los terremotos, en el que discutía problemas relativos a la constitución de la tierra, sugiriendo la idea de generar terremotos artificiales por medio de explosiones de pólvora y apuntando que las diferentes de rocas debían tener velocidades características distintas. En lBSl refería el resultado de algunos experimentos. Hacia detonar una carga de pólvora enterrada y detectaba las ondas así generadas en un sismoscopio, aparato que consistía en un recipiente con mercurio, en cuya superficie se reflejaba un rayo de luz, cuya imagen se observaba por medio de un pequeño telescopio. El observador determinaba la llegada de las ondas por el momento en que la imagen del punto de luz desaparecía, y determinaba los tiempos desde el momento de la detonación al momento de llegada de la onda por medio de un cronógrafo. La baja sensibilidad del instrumento no le permitió medir las verdaderas velocidades de las rocas, ya que con sus medidas obtuvo valores muy inferiores a los reales. En el año 1876 Abbot, general de ingenieros del Ejército de los Estados Unidos, aprovechó la explosión de 50000 libras de dinamita en Halles Point para me· dir la velocidad de transmisión de las ondas sísmicas; los sismógrafos eran del tipo de los usados por Mallet. Las velocidades obtenidas fueron diferentes, pero más reale.s que las deducidas por Mallet. En 1888, Schmid publicó un artículo en el que decía que la velocidad de las ondas sísmicas debía aumentar con la profundidad. Durante los afios siguieiites continuaron las e"--periencias, pero el desarrollo práctico del método de refracción no llega hasta 1919, en que Míntrop patenta el uso de perfiles de refracción para localizar la profundidad y tipo de las formaciones próximos a la superfide. En 1923 organizó su compañía, la Seismos, que al año siguiente descubría el domo de Orchard, que fue la primera cúpula de sal descubierta en 't'ejas. A partir de este descubrimiento se suceden los de innumerables domos de sal poco profundos utilizando el método de refracción en abanico. Las primeras ideas sobre el método sísmico de reflexión se deben a Reginald Fessenden, que pensó aplicar el método de localización de tempanas y profundidades marinas por medio de sondas acústicas a la exploración del subsuelo y en 1914 lo patentó. La patente cubría el uso de las ondas sonoras reflejadas y refractadas para Ja localización de cuerpos minerales. Fessenden introducía Ja energía en la tierra por medio de un mecanismo oscilador similar al utilizado en el trabajo marino, detectando la llegada de la onda producida por medio de un micrófono. J


205

El primer descubrimiento debido al método sísmico de reflexión fue el del campo petrolífero de Maud Pool, en Oklahoma (EE.UU-) en 1927 y a partir de esta fecha se impuso sobre los restantes métodos de prospección petrolífera. Indiquemos, por último, que el verdadero desarrollo de los métodos sísmicos ocurrió cuando se tuvo el instrumental adecuado y esto no fue posible hasta el descubrimiento de la lámpara amplificadora de vacío. El desarrollo del instrumental básico tuvo lugar entre J925 y 1930. En 1936, Frank Ricber tuvo la genial idea de obtener registros sísmicos reproducibles. Este importante desarrollo no fue explotado ampliamente hasta 1950 con la llegada de las técnicas de registro magnético, fruto del notable avance obtenido en este campo durante la segunda guerra mundial. En 1954 el equipo de registro en cinta magnética y el playback (o aparato que transforma la cinta en sismograma) se podía adquirir a precio comercial. El registro en cinta magnética ha significado un poderoso avance de los métodos sísmicos de prospección. IV-3.2. Ondas sísmicas

Generación de ondas sísmicas.- Ya hemos indicado anteriormente que el impulso sísmico se genera ordinariamente mediante la detonación de una carga explosiva enterrada en el suelo. Se utilizan explosivos de gran velocidad de propagación, tales como las dinamitas gomas. La explosión puede ocurrir en un tiempo de micro a milisegundos, dependiendo de la naturaleza, cantidad de explosivo y material que rodea el pozo de explosión. El impulso 'generado por la explosión puede considerarse como un tren de ondas amortiguándose con. el tiempo. Como incluye un espectro amplio de frecuencias, sería la suma de todas, cada una de ellas amortiguándose con el tiempo. La carga explosiva se sitúa en el fondo de un sondeo perforado a poca profundidad por medio de una sonda portátil que forma parte del equipo de campo. El objeto de ese sondeo es situar la carga por debajo del estrato de alteración superficial o estrato de baja velocidad weathering, con el fin de que la energía generada se propague en mejores condiciones desde la capa consolidada situada bajo aquél. En algunas zonas difíciles de perforar se ha ensayado con éxito la detonación de cargas situándolas sobre unos soportes colocados a cierta distancia del suelo y según ciertos agrupamientos de cargas o patterns. Otro sistema es producir las ondas sísmicas por medios mecánicos; por ejemplo, el impacto producido por la caída de un gran peso (un bloque de acero de unas 3 toneladas de peso) desde una altura de 2 a 3 metros. Este sistema no es nuevo, ya que en los comienzos de la prospección sísmica se hicieron intentos en este sentido, que no se continuaron a causa de la mala calidad de los sismogramas. Hoy debido al avance conseguido en el instTumental geofísico y, sobre todo, por el

206


desarrollo que ha obte1údo el registro magnético, se consiguen hacer buenos registros sísmicos en ciertas zonas mediante este sistema. El aparato va montado sobre un camión y es empleado con éxito por alguna de las compañías que operan en nuestra provincia del Sahara. Por último, añadamos que está conseguido un método de generación de ondas sísmicas en el que la energía se produce mediante un vibrador aplicado a la superficie del suelo. Se trata del Método Vibroseís. Sobre estos métodos de obtención de ondas sísmicas por medios mecánicos volveremos más adelante con más detalles (Técnicas recientes). Propagación (:le ondas sfsmicas.-Las ondas sísmicas producidas por la detonación de una carga explosiva o por cualquier otro sistema, se transmiten a través de la tierra en forma de vibraciones. La vibración de mayor velocidad es la de la onda longitudinal, que, como ya hemos visto, es la que se utiliza en el método sísmico. Cuando el medio en que se propagan las ondas sísmicas no es homogéneo, como ocurre en la tierra, se producen los fenómenos principales de refracción y reflexión, y además, los de difracción, dispersión y scattering. a) Difracción.-En sismología el fe.nómeno de difracción es análogo al de óptica. La difracción es tanto mayor, cuanto mayor sea la longitud de la onda considerada; por ello en la propagación de ondas sísmicas la difracción es más frecuente que en óptica, debido a que Las ondas sísmicas tienen longitudes de onda mucho mayores que las de las ondas luminosas, y en consecuencia Ja posibilidad de encontrar obstáculos de dimensiones del orden de su longitud de onda (varias decenas de metros) es corriente. En sísmica, la difracción ocurre principalmente en los ángulos de las fallas, y en los puntos en donde los estratos cambian de pendiente bruscamente. Las difracciones han dado lugar a interp•etaciones erróneas. b) Dispersión.-Es la variación de velocidad de una onda con el cambio de la frecuencia. En un medio elástico homogéneo no hay dispersión; sin embargo, en un medio imperfectamente elástico 1 como la tierra, existe este fenómeno. En sismología se ha comprobado su existencia en el caso de las ondas longitudinales y transversales. Actualmente no hay evidencia de que exista dispersión apreciable en prospección sísmica, excepto en las inmediaciones de la explosión, en donde la relación entre el esfuerzo y la deformación no es lineal. La ausencia de dispersión en prospección es muy importante, ya que permite que el impulso se propague sin variar su longitud. En un medio en que exista dispersión, las diferentes componentes del impulso sísmico se separan y pueden aumentar la longitud del impulso hasta tal grado que no pueda determinarse el tiempo de llegada exactamente. c) Scattering.- Es la formación de pequeñas ondas que propagan la energía en todas direcciones; se produce cuando un frente de ondas choca con partículas libres u objetos pequeños, comparados con su longitud de onda. Este fenómeno es mayor para frecuencias altas. Parte de lo que consideramos ruido en un sismograma puede ser dehidó a este fenómeno , ya que el scattering produce energía distribuida al azar en la superficie.


207

La disminución de la energía sísmica con la distancia debida a fa difracción, dispersión y scattering va acompañada de pérdidas debidas a absorción de la energía produciendo amortiguamiento. A la distancia d la intensidad Id = 10 e-a:a ( 10 = =intensidad en el origen), donde ex es el coeficiente de absorción. Este coeficiente parece que aumenta con el cuadrado de la frecuencia; de aquí que las frecuencias altas queden reducidas al aumentar la distancia a la fuente y las bajas frecuencias se conserven. El espectro de frecuencias asociado a una explosión es muy variable, dependiendo de las propiedades de los materiales que rodean al punto de explosión; pero en general la energía inicial contiene una banda de frecuencias relativamente amplia, que va desde pocos ciclos a muchos cientos de ciclos por segundo. Cuando el impulso sísmico viaja a través de la tierra las altas frecuencias son absorbidas más rápidamente que las bajas frecuencias, según hemos visto anteriormente. Este es un hecho bien conocido en sismología, ya que en los registros de los terremotos a grandes distancias sólo llegan las frecuencias muy bajas. Asimismo, cuando se trabaja por el método sísmico de refracción, en el que se registra a distancias superficiales mucho mayores que en el método de reflexión, la frecuencia de las ondas registradas es mucho más baja que en el método de reflexión. Por último, si examinamos un registro sísmico de reflexión se observa también que las frecuencias a lo largo del registro van disminuyendo con el tiempo, es decir, con la profundidad de las capas reflejantes. Es conocido, asimismo, que las frecuencias asociadas a la reflexión se mantienen en una banda que generalmente va de 20 a 100 ciclos por segundo. La ausencia de energía reflejada por debajo de los 20 ciclos se atribuye al hecho de que las longitudes de onda correspondientes a esta clase de frecuencias son grandes comparadas con el espesor de las capas reflejan.tes. Por ejemplo, suponiendo una frecuencia de 15 c.p.s. y wia velocidad media de 3000 m/seg; A= 200 metros; una capa perfectamente homogénea, de un espesor de este orden, es muy difícil da encontrar en la realidad. Por ello la energía de baja frecuencia no sería reflejada y solamente podría llegar a la superficie por refracci6n. Vemos que por lo que a la energía reflejada se refiere, la tierra actúa como un filtro que atenúa las componentes de las frecuencias altas, aumentando la atenuación con la distancia y la profundidad. Cuando la frecuencia aumenta, las longitudes de onda se hacen comparables con las discontinuidades verticales representadas por la estratificación, y la reflexión se produce. Si las frecuencias son muy altas la absorción de la energía es grande, impidiendo, por tanto, su transmisión. Por último, respecto a la propagación de las bajas frecuencias, se admite que éstas son sustancial.mente independientes del camino recorrido. De todo ello nace una diferencia fundamental entre los métodos de reflexión y refracción, ya que el espectro de frecuencias reflejadas muestra la mayor amplitud en la banda de 20 a 100 c.p.s. y el de la refractada en la de 1 a 20 c.p.s.; por

208


ello Jos geófonos y el sistema de registro han de ser diferentes en uno y otro caso, de forma que tengan la máxima respuesta a media o baja frecuencia. Recordemos, por último, que las leyes que rigen la propagación de las ondas sísmicas son, como ya indicamos anteriormente los principios de Huygens y de Fermat y las leyes de reflexión y refracción. Velocidades de propagación en las rocas.-Incluimos a continuación una tabla con las velocidades de propagación de las ondas sísmicas en algunas rocas. Estas velocidades se refieren a la onda longitudinal. m/seg Capa meteorizada ........................... Aluviones modernos . .. .... .. . .. .. ... .. .. .. . Arcillas.......................................... Margas .. ... .. ... ... .. . .. .. ... . .... .. .. .. .. .. .. .. . Arení~cas ....................................... Conglomerados .. . . .. . ... .... .... .. . .. . .. .. .. . Calizas .. .... .. ... .. .... .. ... .. .. . .. ... ..... .. .. .. Dolomias ... ..... ... .. ...... .... ..... ... ........ Sal . ..... .. .. .... .. .. .. .... .. ... .. .. .. ... .. .. ... . . Yeso .. .. .. .. .. .. .. . . .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. .. . .. Anhidrita . .. .. . .. . .. .. .. . .. .... .. . .. .. ... ....... Gneises........................................... Cuarcitas ....................................... Granitos ....... ........ .... .......... ... ....... Gabros..... ... .. . .. ... .. ... .. . .... ... .. . .... .. ... Dunitas ....... .......... ................ ...... ... Diabasas .......................................

300 a 900 350 a 1500 1000 a 2000 1800 a 3200 1400 a 4500 2500 a 5000 4000 a 6000 5000 a 6000 4500 a 6500 3000 a 4000 3000 a 6000 3100 a 5400 5100 a 6100 4000 a 6000 6700 a 7300 7900 a 8400 5800 a 7100

De la tabla anterior se deduce que las rocas ígneas tienen, en general, velocidades mayores que las rocas sedimentarias. Las rocas tienen velocidades variables entre los límites que indicamos, dependiendo de su profundidad y constantes elásticas. En general, para un mismo tipo de roca, las velocidades aumentan con la edad geológica y para una misma roca y edad, aumentan con la profundidad. Generalidades sobre los métodos de reflexión y refracción.-En el terreno de la geofísica aplicada los métodos sísmicos son indirectos y consisten en producir un pequeño sismo artificial por medio, generalmente, de una carga explosiva enterrada en el suelo y medir los tiempos de llegada de las ondas producidas a unos detectores o geófonos convenientemente situados en la superficie del suelo. Conocida la ley de propagación de la velocidad en las ondas sísmicas en el subsuelo se llega, en función de los tiempos y distancias medidos, a la posición de los estratos en profundidad. Las ondas producidas por la explosión se propagan en todas direcciones, y cuando cambian las condiciones del medio, es decir, cuando la onda sísmica

..

~·

209


en su recorrido en profundidad encuentra un medio de propagación distinto del anterior, parle de la energía sr rPjkja. volviendo a la superficie, y parte se refracta siguiendo su viaje en profundidad. Dentro de la energía refraclada y una parte que experimenta la refmcctón total, propagándose entonces a lo largo del contacto entre los diferentes medios y volviendo asimismo a la superficie. Si detectamos en superficie los tiempos de llegada de las ondas sísmicas reflejadas en tus div~rsos contactos del terreno, prar.ticaremos el método sísmico de reflexión. Si detectamos en superficie los tiempos de llegada de las ondas refractadas a lo largo de los diversos contactos, practicaremos el método síi.mico de refracción (fig. JV -17). El método sísmico consiste en esencia en producir un sismo artificial y medir los tiempos de llegada de la onda sísmica a unos receptores superficiales o geófonos. La gráfica de los tiempos de llegada de las diversas ondas registradas desde el momento de explosión es lo que se llama sismograma. p

G

(1)

B

(2)

P =Punto de exploslOn Recorrido refleJado • PAG G = GeOfono Recorrido refractado= PBACG Vi= Velocidad en el medio (1) V2= ldem en (2)

Fig. IV-17

Estudio de la gráfica tiempo-distancia o dromocrona para dos capas horizontales y velocidades constantes.-Antes de entrar. en el estudio detallado de los métodos sísmicos de reflexión y refracción, conviene examinar la curva tiempodistancia para el caso más sencillo, que es el de dos medios horizontales y velocidades constantes V0yV 1 (fig. lV -18). Sea P el origen de la explosión y G 1 y G2 ... la situación de los geófonos o detectores. Suponemos, para mayor sencillez, que disparamos y registramos en una línea horizontal P G 1 • Sea h la profundidad del contacto de los dos medios de velocidades V 0 y V 1 • Las ondas registradas serán las siguientes: 1) Onda directa, cuyos recorridos serán P G 1 , P G2 ••• , etc.,


210

M

ct=arc tg ~

Q

o

:

1

º.._____._~-.~~~~~~~~~~~~~~

p

s

' :R

GJ

G1 lj

/:

//

I

1' /

1

/ 1

'

:

I

/ /

X

1

;

1

!

'h

i/

1 1

/

Vo V1

Vo V¡

Fig. IV-18

PG 1 PG 2 x .. Yo =ti= t,= ... =t' siendo t 1 , t 2 ..., etc.

los tiempos de llegada medidos. Su gráfica es la recta OM, cuyo coeficiente angular es el inverso de la ve· locidad V 0. 2) Onda reftejada.-Los recorridos serán PA 1 G 1 • PA1 G2 ... Si el geófono Gx está situado a la distancia x y el tiempo registrado es t, tendremos: PAxGx =2 PAx = 2

1~

V4 + h"

..¡

=x2

t=

vx

2

2PAx

+ 4 h2 y como t=-y;- resulta que + 4 h2

V~

3) Onda refractada. -La onda refractada que registremos será la de tiempo mínimo, es decir, aquella que se propague a lo largo del contacto B 8 2 , que es la que experimenta la refracción total. Por lo que los recorridos sucesivos serán PB B 1 G 1 , PB 82 G2 , etc, verificándose la ley de Snell.

...... .


211

sen i V0 sen 90°= V1

.

sen 1

= -Vo V,

El recorrido a un geófono Gx será:

PB + BBx + BxGx = 2 PB + BBx, ya que PB =Bx Gx h

n h

PB=CoSi=

h V1

.= yy2-y2

o

1

V1

ssx

=x -

2 ps = x - 2 htgi

=x -

Vo V1

2 h -v-~~~ = x

V1 con lo que el tiempo t registrado será:

x

Vo

2 PB BBx 2 h V1 t=--+-= +--2h Vo V1 Vo V V1 - V5 V 1 V 1 V V1 - V5 t=

2h

que es la ecuación de una recta de coeficiente angular

2 h

(V- 1

V V1 - V5 V o

YV21 -V2o+X V{Vo

V1

J y que, además, tangen1

te a la hipérbola que representa la gráfica tiempo-distancia de la reflexión en el punto T de abscisa

x = 2 h tg i =

2hV

o

= 2 PS = PR

VV1 -V5

ya que la primera onda refractada que puede llegar es aquella en la que el recorrido BBx por el contacto es nulo, incidiendo con un ángulo i y reflejándose en dicho contacto. De la anterior fórmula se deduce la profundidad en el punto crítico:

En el caso propuesto las ondas reflejadas llegarían siempre más tarde que las ondas superficiales, ya que su gráfica (0,N 1 ) se mantiene siempre por encima de la gráfica de éstas (OM) . En la realidad no sucede así, como veremos a su tiempo, ya que la velocidad de la onda directa es muy baja, debido a que su recorrido lo hace por la capa de alteración superficial o weathering que cubre siempre la

212


capa consolidada, en donde las velocidades son mucho mayores; por otra parte, los efectos de la onda directa se eliminan con filtros adecuados. En refracción se estudian fundamentalmente las primeras llegadas; las primeras de todas serán las debidas a la onda directa a través de la zona consolidada, ya que la capa de baja velocidad es tan lenta y las distancias utilizadas tan grandes que la onda directa por la superficie del medio de baja velocidad no se advierte. IV-3.3. Papel de la prospección sísmica en el conjunto de un programa de exploración

Los métodos sísmicos, sobre todo el método sísmico de reflexión, son métodos bastante exactos, pero son muy caros. Como por otra parte son métodos de detalle, su empleo debe ser cuidadosamente estudiado y planeado. El planteamiento de una prospección sísmica es inicialmente, como el de toda prospección geofísica, un planteamiento geológico. Asimismo es muy importante también, desde el punto de vista económico, considerar el objetivo que se persigue y el posible valor económico de la información que pueda determinarse. Antes de iniciar una prospección sísmica convendrá, pues, conocer con el mayor detalle posible la geología de la zona a estudiar. Las posibilidades de utilización de los métodos sísmicos varían según los problemas concretos que se quieran investigar. En este sentido nos parece oportuno tratar separadamente las prospeciones petrolíferas, las prospecciones mineras y los trabajos de ingeniería civil, las tres grandes aplicaciones generales de los métodos geofísicos de prospección. a) Papel de los métodos sísmicos en la exploración petral ífera.- Es éste el campo más amplio de utilización de los métodos sísmicos y al que deben el extraordinario desarrollo a que han llegado en la actualidad. Una vez escogida una cuenca sedimentaria o una parte de ésta, en donde se supone o se conoce la existencia de formaciones porosas aptas para almacenar hidrocarburos, se debe seguir como norma general, el siguiente escalonamiento en la prospección petrolífera de la misma: l) Reconocimiento geológico general para estudiar las posibilidades petrolíferas de la cuenca en lo que se refiere a la presencia de posibles formaciones de rocas madre y de rocas almacen, formaciones impermeables que puedan cubrir estas últimas, espesores de los sedimentos, etc. y estudios tectónicos regionales que establezcan la posibilidad de formación de estructuras anticlinales, fallas, etc., que puedan servir de trampas para la acumulación de hidrocarburos. 2) Reconocimiento geológico y fotogeológíco de detalle sobre la parte del área que los estudios anteriores hayan determinado ser de mayor interés. Estos estudios incluirán la preparación de un mapa geológico de detalle del área elegida, así como los consiguientes estudios estratigráficos (para determinar la serie estratigráfica de la zona y su posible variación de espesores y facies a través de la misma), tectónicos, paleontológicos y paleogeográficos.

.... .


213

3) Prospección geofísica de la zona por algún método geofísicodereconocimicnto. preyio estudio general de las propiedades físicas (densidad y sus· ceptibilidad magnética principalmente) de las rocas de los afloramientosmásim· portantes de la zona. Los métodos de más utilidad son el aerornagnético y el gravimétrico. lncluso' en algunos casos concretos el telúrico y el eléctrico de resistividades. Aclaremos que en prospección petrolífera los métodos citados suelen emplearse como métodos de reconocimiento y para determinar la profun· di dad del basamento.

-

El objeto de intercalar alguno de estos métodos de reconocimiento (que son relativamente baratos) antes de los métodos sísmicos es doble; por una parte, avanzar en el conocimiento estructural de la zona y por otra, reducir la zona a investigar por los métodos sísmicos, que como dijimos anteriormente son métodos caros.

--.

~

~

.......

4) Prospección sísmica. Con los datos de los estudios anterior~seeligen las áreas que presentan mayor interés; hecho esto, se puede proceder asu estudio por los métodos sísmicos.

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La prospección sísmica se lleva a cabo de una manera sistemática, trazando pri· meramente unas líneas de reconocimiento general que luego se vaneompletando con las líneas de detalle correspondientes.

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Como norma general se suele emplear el método sísmico de refle,.1ón,yaque es mucho más preciso, cómodo y fádl de interpretar que el sísmico de refracción. No obstante, en zonas particulares (en donde, por ejemplo, el súmico de reflexión no proporciona buenas reflexiones, o en zonas dudosas) se utiliz.?también el sísmico de refracción. A este respecto digamos que modernamente¡e viene em· pleando cada vez más el método sísmico de refracción, si bien el gmeso de la prospección sísmica se realiza por reflexión.

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5) El paso final de la prospección petrolífera, antes de iniciar lacampaña de sondeos exploratorios, es la interpretación de todos los datos obtenidos anteriormente de manera que encajen lo mejor posible uno con otros. P_?r ello b interpretación o interpretaciones finales debe realizarlas un geofísico geológico. b) Papel de los métodos sísmicos en la prospección minera.-El empleo de,los métodos sísmicos en la prospección minera está normalmente limitado acasos ticulares, ya que las condiciones del yacimiento generalmente impmihilitan su localización por dichos métodos. La explicación es sencilla, ya que la utilización con éxito de los métodos sísmicos supone dos condiciones fundamentales:

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1) Regiones de tectónica tranquila, con superficies de cont.acto planas o casi planas. 2) Existencia de contrastes de velocidad entre los sucesivos medimdelrubsuelo. De estas dos condiciones, la primera no se suele cumplir casi nuncaenprospec· cióu minera. Por ello los métodos sísmicos serán útiles generalmente en la prospección de

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212


capa consolidada, en donde las velocidades son mucho mayores; por otra parte, los efectos de la onda directa se eliminan con filtros adecuados. En refracción se estudian fundamentalmente las primeras llegadas; las primeras de todas serán las debidas a la onda directa a l'ravés de la zona consolidada, ya que la capa de baja velocidad es tan lenta y las distancias utilizadas tan grandes que la onda directa por la superficie del medio de baja velocidad no se advierte. IV-3.3. Papel de la prospección sísmica en el conjunto de un programa de exploración Los métodos sísmicos, sobre todo el método sísmico de reflexión, son métodos bastante exactos, pero son muy caros. Como por otra parte son métodos de detalle, su empleo debe ser cuidadosamente estudiado y planeado. El planteamiento de una prospección sísmica es inicialmente, como el de toda prospección geofísica, un planteamiento geológico. Asimismo es muy importante también, desde el punto de vista económico, considerar el objetivo que se persigue y el posible valor económico de la información que pueda determinarse. Antes de iniciar una prospección sísmica convendrá, pues, conocer con el mayor detalle posible la geología de la zona a estudiar. Las posibilidades de utilización de los métodos sísmicos varían según los problemas concretos que se quieran investigar. En este sentido nos parece oportuno tratar separadamente las prospeciones petrolíferas, las prospecciones mineras y los trabajos de ingeniería civil, las tres grandes aplicaciones generales de los métodos geofísicos de prospección. a) Papel de los métodos sísmicos en la exploración petrolífera.- Es éste el campo más amplio de utilización de los métodos sísmicos y al que deben el extraordinario desarrollo a que han Uegado en la actualidad. Una vez escogida una cuenca sedimentaria o una parte de ésta, en donde se supone o se conoce la exjstencia de formaciones porosas aptas para almacenar hidrocarburos, se debe seguir como norma general, el siguiente escalonamiento en la prospección petrolífera de la misma: l) Reconocimiento geológico general para estudiar las posibilidades petroüferas de la cuenca en lo que se refiere a la presencia de posibles formaciones de rocas madre y de rocas almacen, formaciones impermeables que puedan cubrir estas últimas, espesores de los sedimentos, etc. y estudios tectónicos regionales que establezcan la posibilidad de formación de estructuras anticlinales, fallas, etc., que puedan servir de trampas para la acumulación de hidrocarburos. 2) Reconocimiento geológico y fotogeológico de detalle sobre la parte del área

que, los estudios anteriores hayan determinado ser de mayor interés. Estos estudios incluirán la preparación de un mapa geológico de detalle del área elegida, así como los consiguientes estudios estratigráficos (para determinar la serie estratigráfica de la zona y su posible variación de espesores y facies a través de la misma), tectónicos, paleontológicos y paleogeográficos.

CAP. IV.- METOOOS SISMICOS

213

3) Prospección geofísica de la zona por algún método geofísico de reconocimiento, previo estudio general de las propiedades físicas (densidad y susceptibilidad magnética principalmente) de las rocas de los afloramiep.tos más importantes de la zona. Los métodos de más utilidad son el aeromagnético y el gravimétrico. Incluso· en algunos casos concretos el telúrico y el eléctrico de resistividades. Aclaremos que en prospección petrolífera los métodos citados suelen emplearse como métodos de reconocimiento y para determinar la profundidad del basamento. El objeto de intercalar alguno de estos métodos de reconocimiento (que son relativamente baratos) antes de los métodos sísmicos es doble; por una parte, avanzar en el conocimiento estructural de la zona y por otra, reducir la zona a investigar por los métodos sísmicos, que como dijimos anteriormente son métodos caros. 4) Prospección sísmica. Con los datos de los estudios anteriores se eligen las áreas que presentan mayor interés; hecho esto, se puede proceder a su estudio por los métodos sísmicos. La prospección sísmica se lleva a cabo de una manera sistemática, trazando pri· meramente unas líneas de reconocimiento general que luego se van completando con las líneas de detalle correspondientes. Como norma general se suele emplear el método sísmico de reflexión, ya que es mucho más preciso, cómodo y fácil de interpretar que el sísmico de refracción. No obstante, en zonas particulares (en donde, por ejemplo, el sísmico de reflexión no proporciona buenas reflexiones, o en zonas dudosas) se utiliza también el sísmico de refracción. A este respecto digamos que modernamente se viene empleando cada vez más el método sísmico de refracción, si bien el grueso de la prospección sísmica se realiza por reflexión. 5) El paso final de la prospección petrolífera, antes de iniciar la campaña de sondeos exploratorios, es la interpretación de todos los datos obtenidos anterior· mente de manera que encajen lo mejor posible uno con otros. P_or ello la interpretación o interpretaciones finales debe realizarlas un geofísico geológico. b) Papel de los métodos sísmicos en la prospección minera.-El empleo de,los métodos sísmicos en la prospección minera está normalmente limitado a casos particulares, ya que las condiciones del yacimiento generalmente imposibilitan su localización por dichos métodos. La explicación es sencilla, ya que la utilización con éxito de los métodos sísmicos supone dos condiciones fundamentales: 1) Regiones de tectónica tranquila, con superficies de contacto planas o casi planas. 2) Existencia de contrastes de velocidad entre los sucesivos medios del subsuelo. De estas dos condiciones, la primera no se suele cumplir casi nunca en prospección minera. Por ello los métodos sísmicos serán útiles generalmente en la prospección de

214

TRATADO DE GEOFISJCA APLICADA

yacimientos minerales sedimentarios y en zonas poco plegadas. En este sentido pueden ser muy útiles en la prospección de aguas subterráneas, en la localización de potasa y a veces en la prospección de carbones. Indirectamente son utilizados algunas veces para determinar el espesor de la capa meteorizada. c) Papel de los métodos sísmicos en trabajos de ingeniería civil.-En los trabajos de ingeniería civil se persigue en general localizar la roca firme que sirva de base a las obras proyectadas (presas, carreteras, etc). Como dicha roca debe encontrarse a una profundidad relativamente pequeña (del orden de decenas de metros o menos), el método sísmico de reflexión no es útil, ya que el dietnrhio ocasionado en la detonación de la carga explosiva enmascara la respuesta sísmica cuando es muy superficial. No ocurre lo mismo con el método sísmico de refracción (en el que se registran las primeras llegadas a través del contacto con la roca firme), por lo que este método se emplea frecuentemente. Hay que añadir que los equipos empleados en estos trabajos son mucho más ligeros que los utilizados en prospección petrolífera. Generalmente sólo poseen 12 detectores (frente a los 24 o más empleados en aquella). En algunos modelos muy sencillos la onda sísmica se genera mediante un golpe de martillo y se detecta con un solo geófono que se va desplazando convenientemente. Datos estadfsticos sobre la utilización de los métodos sísmicos en prospección petrolífera. Incluimos a continuación una serie de datos sobre la utilización de los métodos sísmícos en la prospección petrolífera durante 1961. Estos datos los hemos tomado de la revista WorldPetroleum (agosto de 1962). Mundo Lib re.-La actividad sísmica en el mundo libre supuso en 1961 un total de 8588 equipos/mes frente a 8913 en 19601 lo que indica una reducción de un 3,6%. En 1960 la reducción fue del 8,33 con respecto al año anterior. La actividad sísmica subió en Mejico el 3,7%, en Africa el 1,43 y en Europa el 0,33, bajando en el resto del mundo libre. En total operaron una media de 717 equipos-año, de los que 380 corresponden a Estados Unidos, lo que supone un 53% de la actividad total. Le siguen Africa con el 14,2%, Europa con el 10,73 y Canadá con el 7 ,5%. Es interesante hacer notar que el 80% de las operaciones sísmicas fueron efectuadas con sistemas de registro magnético. URSS.-De la Unión Soviética se sabe que operaron un total de 850 equipos· afio en 1962. Este número se elevó a unos 1200 en 1965. IV-4. Introducción al estudio del método sísmico de refracción IV-4.1. Generalidades El método sísmico de refracción consiste, según hemos indicado anteriormente,

..

215


en generar ondas sísmicas en superficie y registrar las que experimentan la refracción total a lo largo de los contactos de velocidades distintas en los diferentes medios del subsuelo. Se estudian las ondas que experimentan la refracción total por ser las que P!'oporcionan los recorridos de tiempo mínimo y, por tanto, las que se registran como primeras llegadas. Cuando se registra por refracción se detectan todas las ondas r efractadas en los contactos de los distintos medios, todas las que vuelven a la superficie, se entiende. Entre ellas están las que experimentan la refracción total y que, por tanto, se propagan por los contactos. Como son las más veloces (suponiendo que la velocidas aumente con la profundidad) serán las que lleguen antes, es decir, las primeras llegadas, que precisamente por ello se distinguirán perfectamente de las restantes. El equipo básico de registro (que estudiaremos en el apartado dedicado a instrumentos) consiste en una serie de detectores o geófonos conectados al aparato registrador (que consta de amplificadores, filtros, galvanómetro y cámara). El movimiento del suelo en un instante dado se acusa por la señal eléctrica que el geófono envía al aparato registrador. Esta señal, convenientemente amplificada y filtrada, va al galvanómetro situado dentro de la cámara de registro. La señal se imprime fotográficamente sobre un papel sensible (1). Este registro es lo que se llama sismograma. A cada geófono o grupo de geófonos corresponde una traza del sismograma, que en general tiene 24, correspondientes a otros tantos circuitos o canales del sistema. El método de refracción es la mayoría de las veces menos exacto que el de reflexión y por eso únicamente se utiliza cuando el de reflexión no da resultados. Algunas veces, sin embargo, el método de refracción da mejores resultados, por ejemplo, para seguir un basamento y deducir sus fallas o las estrúcturas que éstas hayan podido producir, así corno para estudiar una cuenca siguiendo el basamento. IV-4.2. Caso de un refractor horizontal y velocidades constantes Según vimos anteriormente, si disparamos en O y representamos los tiempos de llegada a A, B, C, ... en una gráfica de tiempos-distancias, obtenemos la dromocroma (fig. IV-19). Esta se compone de dos rectas, la primera pasa por el origen siendo: 1

tg a=Vo

y corresponde a los recorridos directos OA, OB ... , tales que: OA

OB

~=t;= ... =Vo

mientras la segunda, C1 M, corresponde a los sucesivos recorridos refractados OO'C'C, OO'D'D, OO'E'E ... etc. (l) Nota: o sobre cinta magnética.


216

":::=.-_-_..Jf

to

-- ---

1 1 1 1

a

X

º1

o

e

B

A

e•

O'

o

O'

E

E'

Fig. IV-19

El punto C1 de intersección de las dos rectas se llama punto crítico y en él el tiempo correspondiente a la onda directa OC es igual al correspondiente a la Vo

onda refractada: 00' O'C' C'C + -V- +VVo 1

0

Es decir, si efectuamos una explosión en O y registramos a lo largo de ABCD al principio recibiremos la onda superficial (con velocidad V0 ) y a partir del punto C (CO = distancia crítica) recibiremos la onda refractada como primera llegada, ya que se puede seguir recibiendo, y de hecho se recibe, la onda directa a partir del punto C, pero ya no como primera llegada, sino como segunda llegada, correspondiente al trozo C 1 N de la gráfica. Según vimos anteriormente la inclinación de la recta correspondiente a la onda 1 0 refractada es, tg (3 = V , el ángulo crítico i1 vale i; = are · sen VV y la profundi1

dad h0

= ~o V1 V 0

J

.-.,.

siendo t 0 el tiempo interceptado en el origen. Este valor de 2 Vi -V~ h 0 se obtiene haciendo x == O y t = t 0 en la ecuación correspondiente del apartado IV-3.

.--

217


Las velocidades V0 y V 1 se obtienen de la dromocrona mediendo los coeficientes angulares de las rectas respectivas y haJlando sus inversos; si la representación la hemos hecho en metros y segundos obtendremos las velocidades en metros por segundo. De análoga manera se obtiene t 0 de la gráfica1 prolongando C1 M hasta su intersección con el eje de tiempos. En este caso de dos capas horizontales y velocidades constan tes basta disparar en un solo punto O y registrar a lo largo de la línea ABC ... para obtener la situación del refractor. Como veremos a continuación, para determinar una capa inclinada hay que hacer dos registros conjugados; es decir, disparar en dos puntos, uno al principio y otro al final de la linea registrando, en un sentido y en otro la línea superficial de geófonos. IV-4.3. Ley de las velocidades aparentes Antes de estudiar el caso general de refractores inclinados conviene hablar de la ley de las velocidades aparentes, que es fundamental en refracción. Indiquemos primeramente que cuando el contacto entre dos medios no es horizontal (caso de un refractor inclinado), las velocidades de propagacjón que se obtienen registrando el contacto en sentido descendente y ascendente son distintas y siempre menor y mayor, respectivamente, que la velocidad real del contacto, como veremos a continuación. La ley de las velocidades aparentes dice que la velocidad con que aparenta transmitirse una onda en un cierto punto de la superficie del suelo es igual al cociente entre la velocidad superficial y el seno del ángulo de emergencia, tomados ambos en ese punto. Angulo de emergencia es el formado por la onda emergente eón la superficie. En efecto, sea (fig. IV-20) un corte vertical del terreno y un frente de ondas G L que llega a la superficie en G. Consideremos dos rayos infinitamente próximos llegando a dos geófonos G y G' distantes Ax. Sean GA y G'B los tiempos de llegada. La velocidad con que aparenta transmitirse la onda G y G' será W =~~;ahora bien, realmente, el frente de ondas se desplaza de L a G' en el tiempo At con la velocidad superficial V 0 , de

donde~~= V 0 , pero como As= Ax sen 0 0 , se obtiene

W=Ax= As V0 At sen0 0 At=sen0 0

W > V0

La velocidad aparente W, en G, será la tangente a la dromocrona AB en el punto A, ya que W = lim

~~ cuando At ~O, es decir W =~~

IV-4.4. Caso de un refractor inclinado Sean dos capas de velocidades V 0 y V 1 separadas por un contacto inclinado

218


(fig. IV-21). En este caso, para definir el contacto BC bastará situar dos puntos del mismo, o sea necesitaremos determinar cuatro incógnitas (dos coordenadas por cada punto). Si disparamos en A y registramos hacia D, tendremos dos datos: la velocidad aparente V1ª (en el sentido ascendente) y el tiempo total TAsco. Si obtenemos el registro conjugado, disparando D y registrando hacia A, solo obtendremos un dato más, la velocidad aparente V td (descendente), ya que TocaA = T Asco por el principio de reciprocidad, que veremos más adelante. Fig. IV-20 Con estos datos no podremos determinar cuatro incógnitas, por lo que el problema general tendrá infinitas soluciones. Ahora bien; si establecemos que la velocidad y la pendiente del refractor son constantes, el problema ya es perfectamente soluble. El grado de aproximación dependerá de lo que las condiciones reales se aproximen a las supuestas.

t

Calculemos, pues el caso propuesto. Con las notaciones de la figura escribamos la ecuación del tiempo en el punto D. AB BC CD Z1 z1 Z 1 -AD sen a 1 TO = - + - + - , AB=--. ,CD=--.= . - Vo V 1 Vo cos 11 cos I ¡ cos I ¡ V

BC = A'D' - A'B - CD'= AD cos a 1 - AB sen i1 - CD sen i1 y como V:= sen i1 Vo AB BC CD AB V1 = --.,por lo queT 0 =-v +-v +-v =-v + sen 11 o 1 o o ADcosa1 -ABseni 1-CDseni 1 CD • + Vo sen •1 + Vo _ AB . . CD AD cos a 1 sen i1 _ Z1 cos2 i 1 + T0 - -V ( 1 - sen 2 t 1) + -V ( 1 - sen 2 t 1) + V - V · O

+

Z 1 -ADsena 1

Vocosi1

o

O

2 •

cos

t1+

O COS

I¡

A0cosa1 seni 1 Z 1 cosi 1 AD (' ) Vo =2 Vo +vosen •1-
AD . Z1 cos i1 T 0 =-v sen(1 1 -a 1 )+2 V o

o

por lo que el tiempo ascendente en un punto cualquiera x del perfil AD será:

.... .

219


T1a(I)

o

A

o

A

T la= tiempo ascendente T¡b ='tlempo descendente V 0 "velocidad entre la superficie y el refractor V 1 =ve locidad del refractor V la"' velocidad aparente ascendente (disparando en Al V ld= velocidad aparente descendente (disparando en O) T1a(I) Y T1d(l)=tiempos Interceptados en los orígenes A y

o

Fig. IV-21 X

Tax = Vo sen

.

(1 1 -a 1 )

+2

Z1

cos Vo

i1

(a)

análogamente si disparásemos en D y registrásemos en A obtendríamos el tiempo descendente, que se puede obtener de la fórmula anterior con solo cambiar a 1 en -a 1 y 2 1 en z1

_~ /' Td x - v sen,r 1 +a 1 )+2 0

Z1 COS i¡

Vo

(b)

Como vemos (a) y (b) representan las ecuaciones de dos rectas. A•1ora bien,

220


según difinimos anteriormente, las velocidades aparentes en uno y otro sentido , W dx. d . seran = dt , es ecu:

[ 1]

V

_

Vo

[2]

1 ª-sen(i1+cx1l

en donde V ia será la velocidad aparente en el sentido ascendente del contacto y V Id, en el sentido descendente. Como era de esperar, los án,,,irulos de emergencia son, en un extremo i 1 -cx1 , y en el otro, i 1 + cx 1 (ley de las velocidades aparentes), según se comprueba, asimismo, en la figura. V

De las ecuaciones [ 1] y [2] se deduce que como V 1 =sen\; Via >V 1 >V Id> es decir, qut- la velocidad ascendente es siempre igual o mayor que la real y ésta a su vez igual o mayor que la descendente. Serían las tres iguales en el caso en que cx 1 =O, o sea, cuando el refractor es horizontal. Las ecuaciones (a), (b), [1] y [2] permiten calcular el refractor. En efecto de [1] y [2]: . :!_g_ . Vo 11 -cx 1 =are· sen V 11 + cx1 = are · sen -V la Id .

11

1[ V0 Vo] = 2 are· sen Vid+ are· sen Via

1(

V0 cx 1 =2 are· sen V Id

-

[3]

Vo] are· sen -V

[4)

Ja

Tanto la velocidad V0 como las velocidades aparentes V Ja y V ld se obtienen de las dromocronas correspondientes como inversas de sus coeficientes angulares. Una vez obtenidos, i y cx 1 , la velocidad V 1 resulta: V V=-º1 sen i1

(5)

V1a V Id o también V1 = 2 V + V eos a 1 deducida de [ 1 ], [2] y [5]; para hallar las la Id distancias Z 1 y z 1 basta en las ecuaciones (a) y (b) poner x =O, con lo que obtendremos los tiempos T la m y Tld CI) que son los interceptados por las dromocronas en los orígenes correspondientes A y D:

...

Z¡

T1dCi>

=v 0

.

2eos1 1

221


de donde:

Z = 1

T 1a(1) •

2 cos

Vo Í¡

y

z 1

=T1dc1i · Vo 2 cos

Í¡

Para obtener las profundidades verticales H1 y h 1 basta dividir las anteriores por cosa,

Los tiempos interceptados T 11111 y T Id C•) se obtienen, asimismo, de las dromo· cronas, prolongado las rectas correspondientes hasta las ordenadas en los orígenes A y D. IV-4.5. Obtención gráfica de V 1 i 1 y a 1

Indicamos a continuación un método gráfico exacto que permite encontrar V1 , i 1 y a¡, a partir de V0 y de las velocidades aparentes V ia y V Id, obtenidas todas ellas de las dromocronas.

A

B'

C'

O'

Fig. IV-22

Tomemos (fig IV -22) dos rectas paralelas separadas una distancia igual a V0 tomada a cualquier escala y desde un punto cualquiera A de una de ellas, tomado como centro, describamos dos arcos de circunferencia con radios AB =V td y AD= V Ja tomados a la misma escala de V 0, que cortarán a la otra en los puntos B y D. Trazando la bisectriz AC del ángulo BAO tendremos: AC =V 1 , CAC' = i 1 y BAC =CAD =a 1 • Como puede observarse no hemos hecho más que resolver gráficamente las fórmulas que dan i 1 ,a1 y V 1 , ya c¡tt<' de la figura se deduce: V 0 =sen -BAB'; luego -BAB' = i -V 1

+a1

Id

-V

0

V1a

=sen -DAD'; luego -DAD'= i 1 -a 1

TRATADO DE GEOF1S1CA APLICADA

222

Sumándolas y dividiendo por dos

1 - +DAD') --.... =+2 1 - +- +-CAC' -CAD)= -CAC' i 1 =2 (BAB' (BAC CAC'

1--- ---....

y análogamente hallando la semidiferencia: ~

=- (BAB' - DAD') = BAC =CAD 2

Asimismo!

ce· . CA =sen •1;

Vo

CA= sen

.

11 ;

luego CA = V 1

IV-4.6. Caso de una falla

Sea un caso sencillo de un refractor PMNR fallado en M, tal como indica la figura IV-23. Si suponemos que el refractor conserva la misma inclinación a ambos lados de la falla, las dromocronas serían las indicadas en la figura; notemos que cada una de ellas se compone de dos rectas paralelas separadas un cierto intervalo de tiempo .1t.

o

1 1 1

1

;H

G'

L --~

o'

1 1 1 1 1

'D

....

u'

~

N

s

e Fig. IV-23

Vo V1

223

CAP. lV .· METODOS SISMICOS

En efecto, al disparar en O los recorridos refractados llegan normalmente hasta M por el refractor LM (dromocrona TG'). El punto M, ángulo superior de la falla, es un punto singular y actúa como una fuente de ondas, dando lugar, entre G y H, a los recorridos difractados de OLMG al OLMH, siendo la gráfica de estos G'H' (que en realidad sería un trozo de hjpérbola). Cuando el tiempo del recorrido por la parte inferior de la falla OPNSH se hace igual al del OLMH, comienza a recibirse el trozo SR. Como LM y NR son paralelos darán lugar a trozos de dromocrona TG' y H'K, que también serán paralelos. En el disparo conjugado (desde O') ocurre algo parecido. Los recorridos son normales (por la parte RN del estrato) hasta un cierto punto Q de la dromocrona. (Este recorrido no lo hemos presentado para no complicar la figura). A partir del punto correspondiente a Q comienzan a llegar recorridos semejantes al O'RNUV, cada vez más tendidos, hasta llegar al O'RNPO. La gráfica, desde Q a K' no es tan sencilla como en el registro conjugado. En rigor sería una curva deScle Q hasta K'; ahora bien, si suponemos que el salto de la falla es pequeño con relación a la longitud del perfil y con relación a LM, entonces, a partir de un cierto punto U del refractor, los recorridos por el trozo UN serán prácticamente iguales a los recorridos por la superficie del refractor UM, y la gráfica K'V' será prácticamente paralela a la QT'. La falla se deduciría, pues, de la simple observación de las dromocronas conjugadas por los desplazamientos paralelos que se notan en ellas y en el sentido que se observa en la figura. Calculemos aproximadamente el salto de la falla AC, medido normalmente al estrato. Sea D un punto cualquiera de la superficie y O el punto de tiro. Si no ex-istiese la fall~ el refractor sería LMB y el recorrido desde O sería el OLMBD, al que correspondería el trozo de dromocrona OTG 'E. Ahora bien, el recorrido real será el indicado de trazos OPNCBD. La diferencia de tiempos empleados en estos dos recorridos será At (separación de las dromocronas paralelas). Vemos cuanto vale t: .:lt

=T oPNceo -

ToLeo = T º""'

+ T Ne + Tce + T eo -

+ Tso) = Tº""' - TOLM + Tce -

T Ae

(T OLM

+ TMA + TAB +

ya que T MA =T Ne

De la fórmula anterior se deduce, como ya habíamos indicado que .:lt es constante. Ahora bien, si suponemos la distancia LM grande con respecto al salto de falla MN, resultará que: ToPN =ToLM

por lo,que:

llt ::=Tea -TAB

224


Con esta simplificación es muy fácil calcular el salto AC, tomado normahnente al estrato.

Yo

y como sen i = V

,

queda:

1

llt=y 0~~si [1 -~~] = ~~cosi =~~ de donde:

q

V0 At

AC':::<-~--

v ViV~ 1-

El desplazamiento CB, en el sentido del rayo emergente, sería: V0 llt CB ~ = --"oo=--

n

Esta última fórmula permite calcular aproximadamente, partiendo de los llt de los puntos situados fuera de una dromocrona (tomada como una recta), la situación de los puntos correspondientes respecto al estrato refractor (considerado como plano). Podemos razonar sobre la misma figura. Supongamos que tenemos una dromocrona recta TG'E, a la que corresponde el refractor plano LMB. Supongamos que uno de los puntos situados F cae fuera de la dromocrona, entonces la situación real aproximada del punto correspondiente C del refractor la obtendremos por la fórmula anterior, que nos da CB. Bastará pues. desde 8, prolongar el rayo emergente BD la cantidad BC para obtener la situación del punto C. En el caso particular en que el salto de Ja falla fuese muy grande respecto a la longitud del perfil, se obtendría una dromocrona en la que aparecería el trozo OTG', análogo al anterior, mientras el G'H' correspondería a una rama de hipér· bola, cuya asintota tendría la pendiente

~

;

es decir, la del tramo OT. El cálculo

0

di" la profundidad del horizonte próximo a la superficie es inm ediato.

JV-4.7. Caso de dos refractores Si disparamos en A y F y calcularnos los tiem pos de llegada del rayo refractado por el sef:!:undo rstralo CD a 1111 pun lo cualquirra x tif AF (fig. IV -24), de una manera análoga a la anterior, ll~ariamos a las ;;iguil'ntes fórmulas:

.,. .

225


-------

Tld(I)

Gráfica tiempo - distancia

Ta= Tiempo ascendente V 2 a y V 2d Id. del segundo estrato Td=Tlempo descendente T1a(z) y T1d(z) tiempos Interceptados en el v 0 ; V¡; v 2 velocidades reales origen por V1a Y Vid v 1 a y v 1d velocldadesaparentesascendente y T 2 a(I) y T 2d(I) tiempos Interceptados en el descendente del primer estrato origen por V 2a Y V 2d

Ffg. IV-24

_ x

Z1

Ti.-vo sen (f321 -a1l + Vo .

cos (a21 + {321 ) cosexi1

+

1

Z

para el tiempo ascendente (disparo en A) y: ( _ x T 2d - -V sen ª21 o

+ ª1

)

.

22 +V"; 2 cos '2

[ 1]

Z 1 cos (a21 + {321 ) + 1 z 22 +-V . {3 +-V o cos 21 . 1

para el tiempo descendente (disparo en F); a estas ecuaciones se llega fácilmente con un poco de paciencia. Derivándolas, como anteriormente, respecto ax, tenemos:

226


dx Vo --= d T 2a sen (f321 -a1) = V2a

[2)

dx Vo --= =V2d d T2d sen (a21 +a¡) Para el cálculo de dos refractores BE y CD habremos calculado previamente el primer refractor BE con las fórmulas del caso anterior; por lo tanto, conoceremos V 1 y a 1 , así como Z 1 , z 1 y el ángulo límite i 1 . Por la ley de Snell, tendremos: sen ª21 V0 sen {3 V0 - - = - y - -21= sen 'Y21 V 1 sen 5 21 V 1

(3)

y de (2) deducimos:

Vo

{321 =are sen -V + a 1 2a

y, por tanto, conocemos a21 y (321 ; por lo que a partir de (3) tendremos: -y21 =are sen (

~: sen a

521 =are sen (

~: sen {3

21 )

21 )

De la figura se deduce: .

12

=

'Y21

+ 021 =angulo • . o límite del 2 2

ª2 ='Y21 2V1

021

estrato

+ a 1 = .inc,.inac1º6 n d e 12º estrato .

V2 = - - . =velocidad real del 2° estrato sen 12 y si en [ 1) hacemos x =O, como anteriormente, obtendremos los tiempos interceptados en el origen:

de donde:

Z 1 cos (a21 + f321) T 2a 111 = Vo . cos ~1

+

Z1 cos (~1 + f321) T 2d< 1> =-vo · cos(321

+1

1

Z 22

.

+ \J; 2 cos '2 Z22

+-v1

..

227


Z22

=

v.

T2a(i)

-

~

Vo

. cos (a'21 · + f32 1) + 1 COSQ'.z¡

)

2 cos i2

v. Z22

(

=

-~. cos(a21+f32 1)+1

( T 2d(il

Vo cosf321 2 cos iz

)

y las profondidades verticales bajo A y F serán: Z2

H1

= eos~

1 [ H1 = cos cx 2 h2

ya que H 2 =

z,

Z2

y h 2 =cosa-;, C:J decir: COS(a'21-a2+CX1) ] cos cx21 + Zn

1 [ cos (/J21 + ª2 = COS ll'2 z1 n cos 1-' 21

+ AA 1 cosa ; AA 1 = AB cos (a21 - a 2 2

Z22

Q'

¡)

+ a 1)

+

] Z22

Z1 y AB = cos a

21

, y análoga-

menle para h 2. De análoga manera se deducirían las fórmulas para cualquier número de refractores. IV -5. Principios generales de interpretación en refracción

Hay cinco principios generales para la interpretación en refracción; hemos hablado ya de dos de ellos: la ley de Snell y la ley de las velocidades aparentes. Ahora vamos a hablar de los otros tres que, unidos a los anteriores, forman la base de la interpretación, sea cualquiera el método empleado para realizarla. Dichos principios son : el principio de reciprocidad, el principio del tiempo interceptado en el origen y el principio del paralelismo. IV-5.1. Principios de reciprocidad

Este principio, del que ya hemos hablado var.as veces, establece que el tiempo de· propagación de la onda sísmica de un punto A a otro B es el mismo que e l de B hasta A. Es una consccuenl!ia dir<"cta del pri11cipio de Fcrmat o del recorrido

228

__ .,. ...........-- ....

"..,....-:.::-::.:·--:· --_ --_-_-·_·v_2_a-""1 Tza

o

O'

Fig. IV-25

En efecto, es evidente que T2, =T2 d, ya que ambas corresponden al trayecto ARNPSB y BSPNRA, respectivamente, según se tire desde A o desde B. Asimismo T Ja =T Id, porque aunque desde los puntos 1 y K ya no se recibe la onda refractada en el primer refractor (por ser más rápido el recorrido por el segundo) es evidente que T 1, y T Id serían los tiemPos correspondientes a los recorridos (ya como segunda llegada) ALMB y BMLA. Este principio proporciona un criterio muy importante para seleccionar los trozos de dromocrona que corresponden a cada refractor. IV-5.2. Principio del tiempo interceptado en el origen Sea un refractor (fig. IV -26) y supongamos que desde la superficie efectuamos dos tiros en O y registramos en los dos sentidos O A y 00; el principio del tiempo interceptado dice que si prolongamos las dromocronas correspondientes a y d hasta que corten al eje de tiempos Ot, los tiempos i11terceptados en el origen son iguales. En efecto, si expresamos p.e. la profundidad OP = H bajo O en función de los tiempos interceptados en el origen, este sería: • H

T1a11> Vo _ T;d(l} Vo 2 cos .'• cos O'¡ y H-2 cos .11 cos
según el tiro sea ascendente o descendente por las f 6rmulas que vimos en el párrafo anterior, por lo que T 1• <•> == T;d (ll = OM.

229


Fig. IV-26

Este principio permite, asimismo, reconocer los tr"ozos de dromocrona correspondiente al mismo refractor cuando desde un punto se tira en los dos sentidos. Hay que aclarar que como nunca se observan directamente estos tiempos OM (ya que al principio se recibe la velocidad V0 , según sabemos), se obtiene prolongando las dromocronas correspondientes hasta que corten al eje de tiempos. IV-5.3. Principios del paralelismo

Son la figura IV -?7. En ella tenemos los dos puntos de tiro O y O' y sus dromocronas correspondientes ODE y O'FG. Supongamos que efectuamos un tiro en un punto intermedio 0 1 del intervalo 00', los recorridos refractados correspondientes a HE' comenzarán con el 0 1 CMN y acabarán con el 0 1 CBO': Ahora bien, la diferencia entre los recorridos correspondientes al tiro en O y el tiro en 0 1 para un geófono cualquiera S será constante, ya que: OA+AR + RS-(0 1 C+CR

+ RS) = OA +

AC + CR

+ RS-(0 1 C + CR +

RS)

=

=OA+AC-0 1 C

que es constante e independiente del punto de registro S. Esto quiere decir que la diferencia de tiempos entre las dromocronas DE y HE' es constante a partir de HH'; por lo que H'E y HE' son paralelas. Y este es el principio del paralelismo que permite, conocidas las dromocronas correspondientes a dos puntos conjugados de tiro O y O', reconstruir la dromo-

230


e Ffg. IV-27

crona que se obtendría desde un punto de tiro intermedio cualquiera 0 1 sin necesidad de efectuar el disparo. En efecto, según se ve en la figura bastará levantar por el punto elegido O 1 la vertical O 1 T; sea T el punto en que corta a FG. Por el principio de reciprocidad O1 T = O'E', con lo que encontramos el tiempo interceptado en O' bastará desplazar la curva DE (en este caso recta) paralelamente hasta E', trazando por 0 1 la paralela a OD se obtendrá la dromocrona 0 1 HE' buscada. Este principio permite reconstruir la dromocrona OLABC, que se obtendría entre dos puntos lejanos ·o y 0 2 sin necesidad de disparar a grandes distancias oo; (siempre, claro es, que se siga el mismo refractor) por medio de explosiones registradas a distancias parciales más pequeñas 00', 0 10j y 0 2 02 ,tal como muestra la figura IV -28. Los trozos AB y BC serán, respectivamente, paralelos a A1 8 1 y a B2 C2 • Hay que hacer notar que, si bien para comodidad en la exposición hemos supuesto los refractores planos y de pendientes constantes, esto no ocurre en la realidad; por lo que si los refractores manifiestan la concavidad hacia arriba, las ondas refractadas viajarán por la superficie del refractor para distancias cortas mientras que para los registros efectuados a largas distancias los recorridos serán más breves por dentro del refractor que por su superficie (fig. JV-29); por ello, el principio del paralelismo ya no sería rigurosamente exacto, aunque a fines_ prácticos de interpretación se consideró que lo sea. IV-5.4. Otros métodos de interpretación Vamos a estudiar brevemente otros métodos de interpretación en refracción que utilizan los tiempos de llegada a cada geófono desde los dos puntos de ex-

231


e

Fig. IV-28

plosión conjugados y que pretenden la reconstrucción de los recorridos de los rayos refractados dando, por tanto, la situación del refractor por puntos. Entre ellos mencionaremos dos: el método de los dday times (tiempos de retraso) y un método de interpretaFig. IV-29 ción por frentes de onda. a) Método de los de/ay times o de Gardner.-El fundamento del método se debe a Gardner (Geophysics, vol IV, 1939) y solamente puede utilizarse en zonas en las que los refractores presenten un relieve poco pronunciado. Sea la figura IV-30. Si suponemos que el refractor AB es subhorizontal y A'B su proyección horizontal, podremos poner AB = A'B, con lo que el tiempo observado t será: [ 1J

Si definimos los tiempos de retraso, como la diferencia entre los tiempos de los recorridos PA o (GB) y su proyección horizontal aproximada P'A o (BG'). tenemos:

Dp y DG serán los delay times en P y G, respectivamente. Sustituyendo en [ 1]

resultará

t

= Op +

tP'A

+

tA'B

+ DG +

t 9 G.=

Op + DG +

0~

ya que, P'A + A'B+


232

+ BG' =

PG == x de donde

t-:

= Op

1

que dice que el tiempo interceptado t los extremos del intervalo x.

-

+ DG que es la fórmula de los delay times, ~ es igual a la suma de los del.ay times en

1

Deduzcamos el valor de Op. h h tg i h [ 1 sen i ] Dp t -t ------ - --- PA P' A - Vo cos i V1 - cos j Vo V1 h =cos i

[

1 V0

Vo] Vi V1

-

h

.

h

.

= V0 cos i cos2 1 = V 0 cos 1

Es decir: Op

<==<

h cos i ' --v-;;y análogamente

Por tanto, si consideramos fijo el punto P,

De; = Üp

hg cos i V 0

será fi1o (aunque no lo conoz-

camos) y la ecuación [2J, representada con el eje de tiempos t - :

hacia abajo, 1

nos dará una gráfica

(a)

en tiempos de la marcha del refractor (fig. IV -31).

Haciendo el registro conjugado, es decir, disparando en G y registrando de G a P, y hallando la gráfica t' - :

,

obtendremos otra curva (b) en tiempos que nos

1

indicará la marcha del refractor. La media (e) de las dos curvas proporcionará una representación más aproximada del refractor. Como los tiempos extremos PABG (desde P) y GBAP (desde G) (figura IV -30) han de ser iguales, en la figura IV-31 tendremos: GM =PN

= T-0~'

siendo

T = tPABG = tc:;eAP

La representación efectuada da la marcha del estrato en tiempos, pero no en profundidad; el método, además, tiene defecto de situar los puntos del estrato bajo la vertical de cada geófono, lo que no es exacto, ya que están desplazados horizontabnente una cantidad GS, que en el caso de un estrato aproximadamente horizontal (fig. IV-32), vale GS= h9 tg i Es inconveniente del método, por otra parte es que la gráfica

[31 -

t-:

proporcio1

na la suma de las del.ay times y no cada uno de ellos por separado, que sería la ma· nera de poder hallar una representación en profundidad.

233

CAP. IV.· METODOS SISMICO.:>

P - - - - - - - - - X - - - - - - -... G

h

L---------------------V¡

A'

B

G'

-Fig. IV-30

p

N

r-------------------.º

------ -~----~ r-------=:...::b - - -- - =:::

--

M

Fig. IV-31

Para obtener una representación en profundidades hay diversos procedimientos. El más sencillo consiste en hallar las profundidades h y h9 del refractor en los pun· tos de explosión conjugados, considerando el estrato horizontal y utilizando las fórmulas correspondientes. La velocidad V 1 se obtendría de las velocidades aparentes, ya que según vimos:

Y para valores de a pequeños

Conocida la profundidad h en un extremo, podemos fácilmente calcular la profundidad en cada uno de los geófonos, ya que:

2.34

TRATADO DE GEOFISICA APLICADA X

t-y i

h

COS

i

__ V_o_=

V0

hg :::: cos i

[

t

hg COS j _v_o_

h cos i] -v.x -v;-

y podremos situar h9 bajo el punto S (fig. IV-32) tal que se verifique (3). s

Procediendo de la misma manera desde el punto de explosión conjugado (G en las figuras IV-30 y IV-31) obtendremos una nueva gráfica de profundidades. La media de las dos dará una representación tanto más aproximada del estrato cuanto más suave sea su marcha. En general, este método es bastante preciso cuando las pendfontes no superan los 10°.

G

Fig. IV-32

El método es muy útil cuando se realiza una línea de refracción partiendo de un sondeo, ya que, conocida la profundidad del estrato refractor que interesa y su velocidad V 1 , basta, en teoría, cüsparar solamente en un sentido para hallar la marcha del mismo supuesta, naturalmente , conocida V 0. b) Método de los frentes de onda.-El método se basa en lo siguiente: Sea un refractor CD y dos puntos de tiro A y Ben superficie; sea E un punto cualquiera del refractor y M y L los puntos de emergencia correspondiente a E, según se dispare en A o en B (fig. IV-33).

El tiempo de refracción desde A a M será: tAM =tAc+ tcE

+ 1:eM1

y análogamente el tiempo de B a L: taL ==tao

+ toE + teL

El tiempo total:

será, teniendo en cuenta las relaciones anteriores: T = {tAM - tEM)

+ (taL -

tEL)

es decir, que si consideramos los frentt's de onda emergentes en E, a y b (perpeñ- -. diculares a ME y LE en el medio de velocidad V0 ) cada punto E del refractor será ellugar geométrico de los puntos di> intl'rsección de frentes de onda a y b taks, que úz.su.ma de sus tiempos tA =tAM - tEM y t 6 =taL - tEL sea constante e igual al tiempo total interceptado T. El problt'ma St' reducirá, pues, a trazar los frentes dt> onda del medio de velo-

235


o A

O' L

M

B

Fig. IV-33

cidad V0 y a buscar la intersección de aquellos cuya suma de tiempos dé el tiempo total T. Veamos como se trazan los frentes de onda. Los frentes de onda son los lugares geométricos de los puntos alcanzados por la sacudida sísmica en un mismo tiempo y, asimismo, son normales a los rayos de cada punto. Sea la figura IV -34 igual a la anterior en la que solo hemos considerado, para mayor claridad, una dromocrona, la correspondiente al tiro en A. Sea M un punto cualquiera de AB; el tiempo registrado de A a M, el tM correspondiente de la dromocrona.

tAcEM

será

V

El rayo EM formará con la vertical un ángulo 8 0 tal que sen 8 0 = ~, según vimos por la ley de las velocidades aparentes, siendo W la velocidad aparente correspondiente al punto M1 de la gráfica (la tangente f'n este punto M1 ¡ por lo que podremos trazar para cada uno de los puntos T, S, R, M... los rayos emergentes, que si consideramos V0 constante serán líneas rectas. En el caso de la figura, al ser una recta la gráfica, todos los rayos f'mergentes serían paralelos y W =Vd· A estos rayos corresponderán en los puntos T, S, R, M... los tiempos registrados tT, t 5, tR, tM,. .. etc. Tracemos sobre cada uno de ellos una escala de tiempos partiendo de los tiempos registrados y disminuyendo hacia abajo, en función de


236

l

''

1

¡

1 1 1 1 1

.

¡'

!tR

¡1M

i

1

'

' 1

1

Fig. IV-34

las distancias

0:• ~: etc. Uniendo los puntos e de iguales tiempos obtendremos

los frentes de onda correspondientes a dichos tiempos. En el caso considerado serán rectas perpendiculares a los sucesivos rayos emergentes y, por tanto, paralelas entre sí. Haciendo lo mismo para el tiro desde B obtendremos la otra serie de frentes de onda. Suponiendo trazados los frentes de onda tales como en la figura IV -35, a los que les hemos dado una numeración arbitraria de tiempos a fines meramente

.. Fig. IV-35

237


explicativos, y suponiendo que el tiempo total interceptado fuese T = 20, el estrato vendría dado por la intersección de frentes de onda tales que la suma de tiem · pos de T = 20, tal como se ha hecho en la figura. Este método tiene la ventaja de que se puede utilizar con cualquier ley de propagación de la velocidad V (ya que hasta ahora hemos considerado V0 constante) bastando obtener (de los gráficos rayos-frentes de onda de dicha ley) los rayos emergentes correspondientes a los sucesivos ángulos de emergencia que se deducen para cada punto por la relación O0 =

V

vJ (V

0

sería la velocidad irúcial en su-

perficie), trazándolos para cada geófono del perfil y procediendo de análoga manera pero marcando los tiempos a partir de los puntos T, S, R... con la ley de velocidad correspondiente. De esta forma se obtendrán las curvas correspondientes a los frentes de onda, y los puntos del refractor corresponderán, como antes, a la intersección de cada dos frentes de onda tales que la suma de tiempos sea igual al tiempo total T. La interpretación se puede hacer hallando la velocidad aparente entre cada dos posiciones de geófonos (fig. IV-36):

de la que se deduce el valor ea' ya que sen

Vo ea = w a

El rayo emergencia a, correspondiente al ángulo 8 ª'se traza en el punto medio de G 1 G2 •

T

1 1 1

.' 1

1

1 1

1 t¡

'

1

1

1

'

''

Fig. IV-36

'

1

: '' 1

: t2

1 1

't

'' 1'


238

En general no se halla el valor de Wa cada dos punto.s, sino que se procura aislar trozos de dromocronas rectos, o sea, de velocidad w. constante y :;e procede de esta manera para cada trozo. El estudio de las leyes de propagación de la velocidad de la onda sísmica en profundidad lo veremos más adelantado en el método de reflexión, con lo que quedarán suficientemente aclarados estos conceptos.

El método de interpretación por frentes de onda proporciona una representa· ción muy aproximada del refractor y, aunque es un poco lento, merece la pena em· plearlo por su gran precisión. IV -5.5. Consideraciones finales

Por último digamos que la tarea más importante del interpretador es separar en la gráfica los trazos de dromocrona que corresponden, en uno y otro sentido, a cada uno de los refractores existentes en la sección sísmica estudiada. Esta es la parte más difícil de Ja interpretación en refracción, ya que un cambio de pendiente en la dromocrona no significa necesariamente un cambio de refractor (es decir, un paso de un refractor a otro más profundo), sino que puede significar simplemente un cambio de pendiente en el refractor primero. Otra norma importante a este respecto es la siguiente: como se puede suponer, en la practica no se regi.stran dromocronas rectas, sino curvas que aproximadamente se pueden representar por trozos rectos (ya que los refractores en la realidad no son perfectamcntt> planos); la int<'rpretación, sin embargo, se basa en velocidades apa· rentes constantes, por lo que el interpretador, cuando ajuste las velocidades aparentes, debe tener cuidado especial en que las anomalías (o desviaciones de la curva real sobre 1a recta ficticia) se correspondan sensiblemente en uno y otro sentido del tiro. Sea, por ejemplo, el caso sencillo de la figura IV.37 en la que hemos supuesto un pequeño sinclinal dentro de una marcha uniforme del refractor. Tendremos que ajustar las rectas de las velocidades V la y V Id de manera que las anomalías a 1 y d 1 se correspondan; es decir, estén ambas por encima de las rectas V 1• y V td y sensiblemente a la distancia debida a Jos recorridos refractados indicados. Para la interpretación de anomalías son muy útiles los métodos de los De/Ay time y de los Frentes de onda, sobre todo este último.

\V-6. Prácticas del método de refracción y su empleo. Reducciones a\ Datum IV-6. 1. Equipo empleado

El equipo básico empleado en la prospección sísmica por refracción es prácticamente el mismo que se utiliza en la prospección por reflexión. Corno en párrafos más adelante lo describimos con suficiente detalle, bastará que aquí demos unas ideas generales sobre el mismo. Un eqlúpo completo de refracción se compone, a su vez, de varias unidades: tres equipos de campo y uno de gabinete.

239


\

\

1

:

\ ! \ \ ,f

'

\

1

'

\\

1

\

1

\

\

1

, , ____ ...-

Fig. IV-37

1

\ 1

'

A) Equipos de campo

1) Equipo topográfico.-Su m1swn es el levantamiento taquimétrico de los perfiles que se van a estudiar. El equipo incluye un topógrafo y dos o tres peones y se desplaza sobre un vehículo ligero todo terreno. 2) Equipo de perforación.- Su misión es perforar los pozos en cuyo fondo se ha de disparar la carga explosiva. Se compone de una o dos sondas montadas sobre un camión, uno o dos camiones cisterna y el personal correspondiente (para cada sonda un mecánico-sondista, un ayudante y un peón, así como un conductor para cada camión cisterna). 3) Equipo de registro.-Su misión es obtener los registros sísmicos (o sismogramas) de cada uno de los perfiles que sitúa el equipo topográfico. Se compone de un aparato registrador montado sobre camión, un camión de explosivos, un camión cisterna y un vehículo ligero todo terreno. El personal es el siguiente: un observador y un ayudante, un dinamitero y un ayudante, un conductor y de cuatro a ocho peones. Este equipo se ocupa de colocar los geófonos a lo largo del perfil, así como del tendido de cables que los unen al aparato registrador. Una vez efectuado todo esto, el observador da la señal (por radio) al dinamitero y se procede al disparo de la carga y registro del perfil. B) Equipo de gabinete

El equipo de oficina suele constar de un jefe de equipo, un ayudante, un calculador y un delineante.


240

IV-6.2. Práctica del método de refracción La práctica del método se suele llevar a cabo por el sistema de perfiles conti· nuos. Cada perfil tiene una longitud constante y forma parte de una línea de rumbo generalmente fijo. El método consiste en disparar desde dos puntos fijos de la alineación y registrar sucesivamente el perfil, que se va situando entre ambos, según el esquema de la figura l V-38.

o

23

u

2

L------------+--""'---------------

1-

Perfil I

'·

2¡

---'---...¡.

23. ..~J---3 ~4 ¡

---- 2 ---

23

24

O'

-~---'---··- -· ·----4

2' --"-, -·I

24 1

------4---~

Fig. IV-38

Los puntos de tiro son O y O', situados en los extremos de la línea. Se procede de la manera siguiente: se dispone el perfil en la posición 1 y se dispara desde O, registrándose el. sismograma correspondiente. Luego se sitúa el 2, disparándose nuevamente desde O, y así sucesivamente hasta llegar al extremo O' de la línea, Luego se procede a la inversa, disparando desde O' y situando el perfil, sucesiva{'lente, en 4, 3, 2 y 1. Con ello habremos conseguido un registro continuo de la línea entre O y O' en los dos sentidos 00' y O'O. Los perfiles se disponen de manera que los dos últimos geófonos de cada perfil (núm.23 ynúm.24) coincidan con los dos primeros (núm. l y núm. 2) del perfil siguiente (en la figura se han señalado las posiciones de geófonos correspondientes a los disparos en O). Esto se hace para asegurar el enlace entre los perfiles consecutivos ya que los tiempos a Jos geófonos superpuestos, co.rrespoudientes a dos disparos sucesivos, deben coincidir. La necesidad de proceder por medio de perfiles parciales 1, 2, 3 ... etc. en vez de registrar un solo perfil de longitud 00' se debe a dos causas: 1) porque los cables empleados son de longitud limitada y no llegan a la longih1d 00' deseada (que frecuentemente es del orden de los diez kilómetros) y 2) porque para obtener un control bueno del refractor es necesario que la distancia entre geófonos no sea excesivamente grande, ya que cada geófono detecta un rayo emergente de un punto del refractor. Una vez registrada la línea desde los puntos conjugados O y O', tendremos a disposición los datos necesarios para obtener las dos dromocronas conjugadas. En cada disparo se registra el momento de explosión, es decir, el origen de Liempos o tim
241


t

t

1

1

1 1

1

' '' '

1

!

¡

O

v-~~-~~.l....-~~-~--=-1-~~-----'0 '=----1~ ~3~~

~2---

1

- · -

0...Q-....O...-"-.ll.......C.....ü-.q_A_~~~~-;ª----~~---::i.--

o•

Fig. IV-39

disparo en O, supuesta la seccíón sísmica indicada (dos refractores). Cada perfil, 1, 2, 3, 4, lo suponemos compuestos de siete geófonos; solamente hemos representado los geófonos del perfil l. · Al registrar el perfil 1 obtenemos los tiempos correspondientes a la onda directa. Dícha onda directa se recibe también en los dos primeros geófonos del perfil 2; en el punto A (A' de la dromocrona), el tiempo del recorrido directo OA es igual al del recorrido refractado OCDA, por lo que a partir de este punto se detectan las ondas refractadas por el primer estrato (con velocidad aparente v; ). Al llegar al punto B (B' de la dromocrona) los tiempos de los recorridos por el primero y segundo estrato (OCFB y OEH IGB, respectivamente) son iguales; por lo que a partir de B se detectan las ondas refractadas por el segundo estrato (con velocidad v;). Los circulitos indican los tiempos de las primeras llegadas, leídos en los sismogramas. Los dos últimos geófonos de cada perfil coinciden con los dos primeros del perfil siguiente, según hemos indicado. Análogamente situaríamos los puntoa correspondientes al disparo en O', con lo que obtendríamos la dromocrona conjugada. Partiendo de las dos dromocronas realizaríamos la interpretación correspondiente. En los primeros perfiles registrados desde O las primeras fases de las primeras llegadas serán, en general, muy claras y evidentes, debido a la proximidad del punto de diaparo. No ocurrirá lo mismo en los perfiles sucesivos (a pesar de ir

242


aumentando las cargas progresivamente) en los que por lo común no será la primera fase de la onda refractada Ja que se registre, sino alguna de las fases sucesivas. Esto no presenta gran dificultad, ya que como todos los perfiles tienen dos geófonos comunes se pueden referir perfectamente los tiempos al mismo origen común. En prospección petrolífera, los perfiles suelen tener longitudes del orden de unos dos kilómetros, y los geófonos (en general veinticuatro) se suelen separar con distancias que oscilan de 100 a ·300 metros, dependiendo del detalle que se quiera obtener. Las cargas empleadas son, en condiciones normales, del orden de 25 a 50 kilogramos de explosivos por kilómetros de línea investigada. Conforme se registra a mayores distancias las cargas empleadas son cada vez mayores, llegando incluso a cargas del orden de miles de kilogramos de explosivos, lo que hace encarecer mucho el método. Como término medio se pueden registrar diariamente, en los dos sentidos de dos a cuatro kilómetros de línea. Debido a los largos recorridos de los rayos refractados las frecuencias altas y medias se atenúan, con lo que prácticamente sólo lleg•m a la superficie las frecuencias bajas. Por ello se emplean geófonos de baja frecuencia (de 1 a 8 c.p.s.) Generalmente sólo se emplea un geófono por traza, aunque en alguna ocasión se utilizan varios, conectados en serie, situándolos sobre una alineación perpendicular al perfil y simétricamente colocados respecto al mismo. El equipo de registro es prácticamente el mismo que el empleado en reflexión, que describiremos al final de los métodos sísmicos en el apartado dedicado a instrumentos. Hay que advertir que, como se registra a grandes distancias del punto de disparo, la comunicación entre el dinamitero (que realiza el disparo) y el observador (que registra el sismograma) se efectúa por radio. El momento de explosión se transmite, asimismo, por radio. Cuando se va a registrar una linea desde dos puntos de explosión conjugados es buena práctica situar una sonda y una radio en cada punto de disparo; una tercera radio va con el equipo de registro. Una vez dispuesta la línea de geófonos en el perfil correspondiente, el observador se pone en contacto con el equipo situado en el primer punto de explosión y se efectúa el disparo; una vez registrado y comprobado el sismograma resultante se pone en comunicación con el equipo situado en el otro punto de explosión y se procede al registro coujugado. Después se cambia el perfil de posición y se procede de forma análoga. De esta manerll se ahorra bastante tiempo y se aumenta la producción diaria de registros. Para economizar explosivo se puede recurrir al principio del paralelismo, efectuando los tiros a distancias más pequeñas y corriendo sucesivamente los puntos de tiro en la dirección de la línea¡ la distancia del punto de tiro al perfil se


243

mantiene constante; sin embargo, este sistema hay que áplicarlo con cierta caute· la, asegurándose de que se sigue el mismo refractor y no otro más superficial. Este sistema de tiros a distancia constante es el único a emplear cuando se quiere seguir un determinado refractor intermedio de una sección sísmica; la distancia de tiro vendrá fijada por los perfiles de prueba que se habrán realizado con objeto de determinarla. La interpretación se suele hacer por cualquiera de los métodos que hemos indi· cado anteriormente. El método de interpretación por frentes de onda es el más exacto y, por ello, el que se debería utilizar. En general, sin embargo, convendrá hacer una primera interpretación aplicando las fórmulas correspondientes al número de refractores presentes y luego aplicar un método de interpretación por frentes de onda. Procediendo de esta manera se obtiene primeramente la marcha general de los refractores y, luego, el detalle de los mismos. Respecto al empleo del método de interpretación por frentes de onda hay que advertir que se puede utilizar para cualquier número de refractores, por ello hay que aplicarlo progresivamente. Supongamos, por ejemplo, el caso de la figura IV-39 (dos refractores); en este caso calcularíamos primeramente por el método de los frentes de onda el primer refractor EG. Luego reduciríamos los tiempos registrados de la dromocrona OA'B' Oí, a los que se hubieran observado si hubiéramos disparado en E y registrado a lo largo del primer refractor EG, haciendo la reducción para cada uno de los geófonos en función de los recorridos correspondientes; obtenida la nueva dromocrona, se procedería a su interpretación por el método anteriormente expuesto. El sistema es laborioso, pero sus resultados pueden compensar con creces el trabajo. Tiro en abanico.-Uno de los sistemas empleados en los comienzos de la prospección sísmica por refracción era el tiro en abanico. El tiro en abanico consiste sucintamente en disparar en un punto O y registrar a lo largo de un arco con centro en dicho punto, tal como indica la fig. IV-40. Comparando los tiempos registrados con los de una gráfica tiempo-distancia, registrada en un lugar próximo, en donde se sabía que las condiciones superficiales eran normales, se llegaba a detectar la presencia de domos de sal, pues ésta, por su mayor velocidad, hacía que los tiempos registrarlos fueran mucho meno· res que los registrados en condiciones normales. Un sc·gundo disparo en abanico, dispuesto de modo que los rayos fuesen, aproximadamente perpendiculares a los anteriores, has- o a::;.;,_._ _ _ _ _ _ _ ___. tará para determinar, a grandes rasgos, la siFig. IV-40 tuación del domo de sal.

ª5


244

Se empleó para detemri.nar domos de sal poco profundos. IV-6.3. Empleo del método de refracción Para utilizar con éxito el método de refracción es necesario que en la zona a investigar existan refractores que tengan contrastes de velocidad grandes respecto a las capas superiores a ellos y que las velocidades de los refractores sean cada vez mayores en profundidad. Si existiese una capa de velocidad baja entre dos de mayor velocidad, aquella no quedaría registrada por refracción, ya que como sen in

= VV : 1

y V n < V" _1 no es posible que la refracción total se produzca en este

contacto, lo que producirá una indeterminación en la profundidad resultante. a) Empleo del método de refracción en prospección petrolífera.-El método de refracción se emplea, sobre todo, en prospección petrolífera, y se suele utilizar como método de reconocimiento, aunque en algunos casos puede emplearse como método de detalle. 1) Como método de reconocimiento.-Se emplea para efectuar un reconocimiento amplio de una cuenca sedimentaria, con objeto de seguir el relieve del basamento y, por tanto, averiguar el espesor de la cuenca. También es muy útil para seguir una determinada capa de alta velocidad (calizas, dolomías, formaciones de sal) bajo sedimentos menos veloces. 2) Como método de detalle.-Como método de detalle se suele supeditar al éxito del método de reflexión en la zona a investigar. En este sentido se emplea en las zonas en donde el método de reflexión no da resultados, en las zonas en que la interpretación de los datos de reflexión es dudosa y, sobre todo, en la determinación de fallas, ya que éstas se detectan bien por refracción~ b) Empleo del método de refracción en prospección minera.-El método de refracción no se suele emplear en prospección minera propiamente dicha, a menos que las condiciones del yacimiento sean muy favorables al empleo del método (contrastes de velocidad grandes y refractores con relieve poco pronunciado). Sin embargo, se emplea algunas veces como método auxiliar en las prospetciones eléctricas, para determinar las irregularidades de la capa meteorizada, especialmente cuando ésta es conductora y se utilizan métodos electromagnéticos, ya que en este caso dichas irregularidades producen respuestas electromagnética. En prospección de ~auas subterráneas puede ser muy interesante su aplicación para determinar los aspectos estructurales que condicionan la acumulación de aguas. c) Empleo del método de refracción en trabajos de Ingeniería Civil.- También tiene el método aplicación en este campo. Generalmente en todos estos trabajos hay que determinar la roca fume que sirva de asiento a las obras proyectadas (presas, carreteras, etc.); como existe un gran contraste de velocidad entre este fir-

245


me rocoso y los terrenos poco consolidados que lo cubren, el empleo del método de refracción es casi obligado. En estos trabajos se emplean aparatos registradores portátiles de pocos canales; algunos de los que existen en el mercado actualmente tienen un solo canal (es decir, un circuito para un ge6fono solamente) y en ellos la onda sísmica se produce por el golpe de un martillo. Este tipo de aparatos puede detectar ondas refractadas hasta de unos 50 m de profundidad. Las únicas características específicas de los aparatos de refracción empleados en prospecciones muy superficiales son: 1) Trabajan con frecuencias altas (de 100 a 200 c.p.s., aproximadamente). 2) La velocidad del papel fotográfico en que se imprime el sismograma es grande, con objeto de conservar la precisión en las lecturas de los tiempos. Como final del método sísmico de refracción estudiaremos las reducciones al datum. IV-6.4. Reducciones al datum o plano de referencia

En todo lo anterior hemos supuesto que efectuábamos el tiro y registrábamos los tiempos de llegada sobre un plano horizontal, y que la velocidad V 0 comenza. ba en la superficie de dicho plano. Esto no es cierto, ya que en Ja realidad, el perfil sísmico de refracción sigue el perfil del terreno y en la superficie del suelo siempre hay una capa meteorizada de velocidad de propagación muy baja (de 360 m/seg a 1000 m/seg, generalmente). Además, el tiro nunca se efectúa en superficie, sino en el fondo de un pozo perforado previamente por debajo del estrato meteorizado. Por ello hay que reducir los tiempos observados a los que se obtendrían si se disparase y registrase en un plano ficticio horizontal o Datum. Sea, por ejemplo, en la figura IV -41, OGM la superficie del suelo, y RS el contacto de la capa meteorizada de velocidad Vw, con la capa consolidada de velocidad V 0 • Sea P el punto de explosión situado en el fondo de un pozo OP. El recorrido del rayo refractado a un geófono G será PA + AC +CD + DB + + BG l + G 1 G y el recorrido desde el Datum: AC + CD+ DB, por lo que bastará calcular los tiempos PA, BG 1 y G 1 G para, restándolos del tiempo total tPCoG, tener el tAcoe. Como el Datum se toma muy próximo a la superficie, los recorridos PA y BG 1 G se pueden considerar verticales, por lo que si llamamos 0 0 y 0 9 a las cotas de los puntos O y G (sobre el nivel del mar), p a la profundidad de explosión, 0 0 a la cota del D atum, Vw a la velocidad del weathering (o capa meteorizada), V0 a la velocidad de la zona consolidada y WG al espesor de la capa meteorizada bajo el geófono G, tendremos: PA

tAcos = tPCoG - ( Vo

+

BG 1

Vo

G 1 G)

+ Vw

246


___ M

Vo

---- ---------

~'-- ---S

Datum

A QD

_J_ -----

J____________ -------- _:__ J_ -e

o

V¡

Fig. IV-41

ahora bien:

El cálculo del espesor de la capa meteorizada WG bajo un geófono cualquiera lo estudiaremos en el párrafo IV-11., por lo que no lo incluimos aquí para evitar repeticiones innecesarias. IV-7. Método sísmico de reflexión. Generalidades

IV-7.1. Introducción

El método sísmico de reflexión consiste en registrar los tiempos de llegada de las ondas reflejadas en los contactos del subsuelo a una serie de detectores superficiales o geófonos. En función de los tiempos de llegada de las ondas y de las distancias superficiales medidas se puede llegar a conocer la posición de los estratos en profundidad. Sea (fig. IV-42) un pozo de explosión PO perforado bajo la capa meteorizada y en cuyo fondo O hemos colocado una carga explosiva. Sean los geófonos G 1 , G2 , G3 , G4 , unidos por unos cables al camión registrador. Si disparamos en O y registramos la llegada de las ondas producidas obtendremos un sismograma del tipo que esquemáticamente se indica en la figura. Cada traza corresponderá a un geófono. Las b'azas se mantienen quietas hasta que llegan las primeras ondas OAG 1 , OBG 2 , OCG 3 y ODG 4 o primeros impulsos •refractados. Al cabo de un cierto tiempo llegan los impulsos correspondientes al contacto r1 , originando la primera reflexión, y posteriormente los correspondientes a la se-

247


jlliijifi'I

1

1

2

o

Momento de explosl6n

1

3

1

1

s

4

'

1 6

Primeras llegadas lª refl ex16n o 1 os impulsos refractados

1

1

1

7

8

9

2ª refle?'lón

Fig. IV-42

gunda reflexión, y así sucesivamente irán apareciendo en el sismograma las distintas reflexiones. El momento de explosión queda indicado en una de las trazas (G 4 ) y los tiempos transcurridos quedan impresos en el sismograma por medio de una serie de rayas verticales de las que sólo se ha indicado la parte superior, aunque en realidad cruzan verticalmente el sismograma. Los tiempos marcados 1, 2, ... , corresponden a O, 1 segundo, 0,2 segundos... , etc.; cada una de las divisiones más pequeñas corresponden, por tanto, a 0,01 segundo. Las milésimas de segundo o milisegundos se aprecian a la estima. Los impulsos sísmicos reflejados se reconocen fácilmente en el sismograma por su amplitud, forma de onda y, sobre todo, por la alineación característica de sus fases sobre todas las trazas del sismograma. La causa de que el método de reflexión fuese posterior al de refracción fue precisamente d que al principio se registraba con un solo geófono y basta que

248


no se hicieron registros con más geófonos no fue posible reconocer los impulsos

reflejados, una de cuyas características más importantes es la que acabamos de indicar: la alineación de sus fases. En los siguientes capítulos consideraremos, para comodidad en la exposición, que disparamos y registramos en un plano horizontal y que no existe la capa meteorizada. Más adelante estudiaremos como se reduce el caso general a este. Cuando se practica el método de reflexión en cuencas sedimentarias de gran espesor es frecuente recibir impulsos reflejados o reflexiones que provienen de hasta siete u ocho kilómetros de profundidad, es decir, que el método de reflexjón puede dar información útil a cualquier profundidad y con la misma precisión prácticamente para todas las profundidades. En esto se diferencia de los restantes métodos geofísicos, en los que la precisión disminuye notablemente con la profundidad. La precisión con que el método de reflexión sitúa los diversos estratos o contactos en profundidad sólo es comparable con la de los sondeos mecánicos. En zonas en donde se conoce la velocidad de propagación de las ondas sísmicas el error en la determinación de la profundidad puede ser incluso de un 23. El método de reflexión es un método muy preciso, pero caro. Por eso se sueleñ delimitar con magnético y gravimétrico las zonas mejores. Pero el sísmico de reflexión se ha hecho imprescindible para el petróleo.

F.s importante indicar que este método sísmico, aunque es un arma poderosa en la exploración geofísica, tiene algunas limitaciones. La más importante es que es prácticamente inútil para prospectar zonas de fuertes pendientes. En general_se,, considera que es bueno cuando las pendientes de los contactos son inferiores a 30º. Pero en todo caso nos aclara importantes problemas. Como ya hemos indicado anteriormente, el método de reflexjón mide los tiempos de llegada de las ondas reflejadas a unos detectores superficiales situados a distanci.as conocidas. En función de estos tiempos y estas distancias se puede llegar a obtener un corte o sección del terreno que indica la marcha estructural de las distintas formaciones existentes en la zona investigada. IV-7.2. Generalidades Breve idea previa de un sistema de registro empleado.-El circuito básico de registro o canal de registro se compone para cada traza, del sistema Geófono-Amplificador-Galvanómetro. El geófono o sismómetro es un detector que convierte el movimiento del suelo en una pequeña f.e.m. inducida, que da lugar a una corriente que circula desde él al aparato registrador (al que va urúdo por un cable), en donde se encuentran el amplificador y el galvanómetro. El amplificador sirve para amplificar la pequeña sefl.alrecibida al nivel deseado.


249

Es semejante a los empleados en radio. Lleva un sistema de :filtros destinado a seleccionar previamente las frecuencias que interesan (usualmente de 25 a 80 ciclos). El galvanómetro u oscilógrafo normal es de muelle o de bobina, con un espejo sobre el que incide un rayo de luz. Las pequeñas variaciones de la corriente hacen girar el espejo en sentido normal al papel fotográfico (que se mueve a una velocidad constante) produciendo la traza en el sismograma. Cou 24 circuitos iguales al anterior se obtienen las 24 trazas del sismograma. Las rayas verticales que proporcionan los tiempos se obtienen mediante un sistema óptico unido a un motor que gira a velocidad constante, dando estas rayas a intervalos generahnente de 0,01 segundo. Elección de la longitud del perfil a utilizar.-Llamamos extenilimiento o perfil, a Ja línea o disposición de geófonos que se registra con un solo disparo. El extendiroiento es siempre una línea recta sobre la que se disponen los geófonos a distancias previamente establecidas. La longitud del perfil suele variar según las zonas. En general varía de 300 a 800 m de longitud, según se trate de trabajos de detalle o de reconocimiento y dependiendo, asimismo, de las condiciones tectónicas de la zona a explotar, ya que en zonas de suaves pendientes se podrán utilizar extendimientos largos, mientras que en las de pendientes más fuertes convendrá utilizar perfiles más cortos. La razón es la siguiente: en la interpretación final las reflexiones se interpretan como procedentes de elementos reflejantes planos, hipótesis que será tanto más cierta cuanto más suave sea la pendiente de los mismos o, en caso de mayores · pendientes, cuanto menor sea la longitud del perfil utilizado. La elección de la longitud del perfil se basará, pues, en el conocimiento geológico previo que tengamos de las condiciones tectónicas de la zona, sin perder de vista el factor económico, ya que cuanto mayor sea la longitud del perfil utilizado mayor será la longitud total cubierta diariamente (supuesto el número de registro constante). En realidad se establece un compromiso entre estos dos factores para elegir la longitud del perfil. Como norma general digamos que si se trata de líneas de reconocimiento los perfiles serán largos, mientras si se trata de líneas de detalle serán más cortos. Otro factor que influye notablemente es la facilidad o dificultad de la perforación. Si la perforación de los pozos de explosión es sencilla los perfiles podrán ser más cortos, ya que se podrán registrar diariamente un número de perfiles no inferior a diez, obteniéndose un buen rendimiento del equipo. Si las dificultades en Ja perforación son grandes, entonces el número de pozos perforados diariamente será mucho menor, por lo que convendrá utilizar la mayor longitud de perfiles compatible con las características tectónicas de la zona. Disposición de los geófonos.-La disposición usual de los detectores o geófonos (también llamados sismómetros) es la de diez de ellos por traza; estos diez geófonos se colocan conectados en serie en cada punto estación del perfil. Cada traza en el


250

sismograma corresponderá. pues, a un grupo de diez geófonos, colocados simétri· camente y a corta distancia del centro_ d:l grupo que será el punto de registro. Como veremos al final (Registro múltiple) hay zonas de respuesta sobre las que conviene emplear un número mucho mayor de geófonos p0r"traza~ Aclaremos por último, que el sismograma es un registro fotográfico de todas las trazas de un perfil correspondientes a un mismo disparo. Nonnalmente cada

sismograma consta de veinticuatro trazas (correspondientes a otros tantos canales del aparato registrador y, asimismo, a otros tantos puntos de estación de geófonos o grupos de geófonos). Hay aparatos registradores con 48 canales, que pueden registrar, por tanto 48 trazas simultáneamente. Sistemas de tiro empleados.-En sísmica reflexión se utilizan diversas modalidades o sistemas de tiro. Hablaremos aquí de los más corrientes, como son el tiro en línea y el tiro desplazado. a) Tiro en línea.-EI tiro en línea consiste simplemente en situar el pozo de explosión alineado con la línea de geófonos. Puede ser: tiro en línea cen1ral (fig. IV-43), tiro en línea central o Splít (fig. IV-44) y tiro lateral o de extremo (fig. IV -45).

1

11

o

24

14

Fig. IV-43

12

o 13

24

Fig. IV-44

o

12-13

.'

J

24

'

1

!' o' 1

'

b Fig. IV-46

Fig. fV.45 24

1

,...._ _ __ ________, •'

¡d

:

l

o

Fig. IV-47

h) Tiro desplazado.-Otro sistema es el tiro desplazado, que puede ser central o de extremo (figs. IV-46 y IV-47).

En esta modalidad se desplaza el pozo de explosión, normalmente al perfil, una cantidad d variable, que oscila, como norma general de 20 a 120 m, aproximadamente.

Ventajas e inconvenientes de los diversos sistemas de tiro.-El tiro central tiene la ventaja de que simplifica notablemente los cálculos posteriores; ahora bien, presenta el inconveniente de que La onda superficial puede disturbar fácilmente el

251


registro. Si no se consigue eliminar esta onda por medio de fitl-ros adecuados, conviene emplear el sistema tiro central desplazado, ya que, utilizando un desplazamiento conveniente d, la llegada de la onda superficial se retrasa lo suficiente para no perturbar el registro. El tiro a Split (fig. IV -44) presenta, respecto al central, la ventaja de que al separar las trazas centrales 12-13 una cierta longitud se evita el inconveniente de efectuar lecturas erróneas de los tiempos centrales debido a interferencias producidas en las inmediaciones del pozo de explosión. Sin embargo, el sistema de tiro central desplazado presenta la ventaja de tener a disposición una longitud variable d para situar el pozo de explosión, lo que permite colocarlo en la zona más accesible para el camión-sonda que perfora el pozo. Los tiros laterales o de extremo tienen el inconverriente de que complican más cálculos de oficina, pero presentan la ventaja de que, cuando se emplea el sistema de perfiles continuos, con cobertura continua del subsuelo, requieren la mitad de pozos que los tiros centrales (si bien utilizando los pozos de explosión para disparar dos veces), con la consiguiente utilidad en zonas de difícil perforación. En las figuras IV-48 y IV-49 se aclara este concepto. El sistema de perfil conPerfil 3

p

\

P, \

/f' / !\ I , \

\

f

\ / \ 1

\

\

'

I

I

/

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/fí' / ¡' \ 1

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I

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'"-v---''-,,-'..___,__,

1,

12

13

Fig. IV-48 Perfil J inverso Perfil 1 normal

-----"'--v----'..____,,._., 1 12 12 Fig. IV-49

//

/ (


252

tinuo consiste en cubrir el subsuelo de una manera continua, pl\l'a lo cual se procede como se indica en las figuras, manteniendo constante, como es usual, la longitud del perfil. En la figura IV-48 utilizamos el sistema de tiro central; para obtener una cobertura continua del subsuelo se procede de la manera siguiente: si P1 es el primer pozo, el perfil será PP2 , registrándose las lle.gadas correspondientes al trozo de estrato 1 1 ; para cubrir el estrato de una manera continua deberemos disparar en P2 , con lo que el perfil siguiente será P 1 P3 , es decir, tendremos que ir solamente solapando sucesivamente la mitad del perfil de un pozo a otro. En la figura IV-49 utilizamos el sistema de tiro lateral; para obtener una cobertura continua del subsuelo procederemos de la manera siguiente: disparamos en P y registramos el perfil PP 2 correspondiente al pozo de estrato 1; pasamos al punto de explosión siguiente P2 y registramos el mismo perfil, pero en sentido contrario P2 P, con lo que obtendremos el trozo de estrato 12 • Lue.go volvemos a disparar en P2 , pero colocamos la línea de geófonos en P2 P4 , con lo que registramos el trozo 12., y así sucesivamente. De esta manera, para una misma longitud de perfil en los sistemas de tiro, el número de pozos será, para el sistema de tiro lateral, la mitad que para el sistema de tiro central; ya que en cada pozo de la fig IV-49 hemos disparado dos veces (es decir, en ambos sentidos). Tiro en el centro de una cruz.-Otro sistema de tiro que se emplea, sobre todo en zonas urbanas o industriales en las que el número de pozos ha de ser forzosa: mente limitado y dispuestos según lo permiten las circunstancias, es el tiro en el centro de una cruz. 24

o

1 1-------+------112

13

El tiro en el centro de una cruz consiste en la disposición que esquemáticamente indicamos en la figura IV-50. Se disponen dos perfiles perpendiculares y se dispara en su centro O. Cuando sólo se puede efectuar un disparo se aprovechan las 24 trazas disponiendo 12 en un perfil y 12 en el otro, con lo que con un solo tiro se registra en dos direcciones perpendiculares, lo que:permite, como veremos más adelante, obtener información sobre la máxima pendiente de los distintos estratos, partiendo de sus componentes en ambas direcciones.

Fig. IV-50

Si se consiguen identificar los reflejos pertenecientes a un mismo horizonte se puede tratar de esbozar, con los datos de profundidad y pendientes leídas, la marcha tectónica del estrato y en condiciones muy favorables, incluso determinar una estructura con este sistema. Como hemos indicado anteriormente este sistema sólo se emplea cuando no


253

hay posibilidad de efectuar la prospección de la zona de una manera sistemática y en zonas petrolíferas bien conocidas desde el puoto de vista geológico. Hay algunos otros sistemas de tiro; pero los más usuales son los que hemos mencionado anteriormente. A propósito del tiro en cruz añadamos que en los trabajos normales de sísmica a reflexión se suele disparar cada varios perfiles en línea, uno normal o en cruz, para control de la marcha de los estratos en sentido perpendicular y obtener las máximas pendientes, que servirán para dibujar las batimetrías de los distintos horizontes. De esto también hablaremos más adelante.

Espejos sísmicos.-Llamaremos espejos sísmicos o elementos reflejantes a las superficies de discontinuidad del snbsuelo capaces de producir la energía reflejada que se registra en un sismograma. Las discontinuidades suelen ser litológicas, es decir, que cuando cambia la litología de las capas la energía sonora se suele reflejar en su contacto. En realidad basta un cambio en las constantes elásticas de los sedimentos para que la reflexión se produzca. Por eso en series de relativa homogeneidad, como por ejemplo una serie de margas aparentemente iguales se pueden producir reflexiones de diversos niveles correspondientes a cambios pequeños de su densidad, compacidad, etc.

Las discontinuidades estratigráficas no proporcionan necesariamente reflejos. Estos únicamente se producen si aquellas coinciden con cliscontinuidades sísmicas. Normalmente las discontinuidades sísmicas coinciden con la estratificación; es decir, los elementos reflejan tes indican el relieve tectónico de la zona explorada. Precisamente esta es La gran utilidad del método sísmico de reflexión: proporcionar una sección (o corte del terreno) muy exacta, con una precisión sólo comparable a la de los sondeos mecánicos. IV-8. Determinación de la situación de los espejos sísmicos en profundidad Los problemas más importantes en sísmica de reflexión son dos: 1) la determinación de las reflexiones, y 2) la correcta situación en profundidad de lo espejos sísmicos a que dichas reflexiones corresponden. En el apartado IV-9, daremos las normas para determinación de las reflexiones, por lo que ahora estudiaremos el segundo problema, comenzando por el caso más sencillo, que es el de velocidad constante, pasando luego a estudiar el caso general de velocidad como función continua de la profundidad. Los reflectores los consideramos siempre planos. IV-8.1. Caso de velocidad constante

En este caso los rayos sísmicos-son líneas rectas, y los frentes de onda, superficies esféricas, o sea, circunferencias en la sección vertical que consideramos.


254

1) Reflector horizontal.-Sea P el punto dt> explosión G un geófono cualquiera del extendimiento o perfil y r la capa reflectora horizontal (fig. IV -51). p

X

G

1\

v' x2 + 4 h2

/

1

t=---v--

I

O \

1 \

I

[ 1J

I

\

'

h

Según vimos en el apartado lV-3, si ponemos PG = x, tendremos:

'

1

:

'\

:

\

1

V

de donde:

I \

1

I

/ I

\

I

h =..l..v'v 2 t 2

i?v\

2

I

I

-

x2

I I I

I

I

I

Como conocemos V, x y t el problema está resuelto.

~

I '

'

1

/

I

I

Recordaremos que [ 1] es la ecuación de una 1hipérhola cuya asíntota, en el primer cuadrante,

1/

V

Fig. IV-51

es la recta t = ~ · V

2) Reflector inclinado.-Sea P el punto de explosión y G un geófono cualquiera del perfil. Sea P' el simétrico de P respecto del reflector r que está inclinado un ángulo con la horizontal (fig. IV-52). p I

h

I I

P' será el punto de tiro imaginario, porque como PA = P' A todo resulta como si hubiésemos disparado en P' siguiendo el rayo el recorrido directo P' AG a la velocidad constante V.

G

X

1\

\

1 \ • \

,'Bj \ 1

.

1

\

V '\ \

Expresemos el tiempo correspondiente de recorrido reflejando PAG = P'AG. En el triángulo PP'G se verifica: Fig. IV-52

P'G 2 = PG 2

+ PP'2 -

(2PG · PP' · cos P'PG)

ahora bien, P'G = Vt (siendo t el tiempo registrado en G), PP' = 2h; PG = x y cos P'PG = cos (90 + 8) = - sen tendremos:

e,

2

V t

2

= x 2 + 4 h2 +

4 hx sen

e

...

de donde:

[2]


255

que es la ecuación de la curva tiempo distancia. Esta ecuación se puede expresar de la siguiente fonn a: v'(x+2 h sen 0) 2 + 4 h 2 cos2 O t =- - - - - - - - - - - V que es la ecuación de una hipérbola, cuyo centro está a la distancia x =- 2 h sen O. Es decir, el centro de la hipérbola, que en el caso anterior coincidía con P, se ha desplazado ahora la distancia 2 h sen O en sentido opuesto a la inclinación de la capa, o sea, en este caso hacia la izquierda. Sus asíntotas tienen, asimismo, los coeficientes angulares ± ~ y se cortan precisamente en el eje x, a la distancia x =- 2 h sen 8.

Err la ecuación [2], conocida la velocidad V, quedan dos incógnitas h y O. Teóricamente bastaría conocer los tiempos de llegada a dos geófonos cualesquiera del perfil para resolver el problema. Sin embargo , es mucho más simple proceder de la siguiente manera: Supongamos que efectuamos un tiro central en P registrando el perfil de geófonos AB siendo AP = PB = L, o sea 2L de longitud total del perfil (fig. IV-53). Si hallamos el punto P' imagen de P respecto al reflector FE (punto de tiro imaginario), podemos suponer, como antes, que la onda sísmica se ha generado en P', por~:-=::-=:~~::::=±=:=~;:~ lo que si trazamos el arco de circunferencia AD con centro en P' tendremos BD = P'B - P'A, y como PEB = P'B y PFA = P'A se verificará:

Es decir, que t 80 = Át será la diferencia de los tiempos correspondientes a las trazas extremas (primera y última) de la reflexión correspondiente al reflector FE en el sismograma registrado y por tanto conocida. Ahora bien, si 2L es pequefio con relación a h (como sucede en la práctica) y el ángulo no muy grande, se verificará que BD = = BB' y como la cuerda ADB' es aproximadamente paralela a FE (para ángulos O pequeños), se tendrá: BB'= 2 L sen e

y como BD =V At podremos poner finalmente:

F\

\

\ \ \ \\

·C 1

i i i

i. I/ \ 1/

\~1p, Fig. IV-53


256

V ..:it = BD=BB' = 2 L sen(} de donde

V ..:it sen8=--

[3]

2L

Fórmula aproximada que da la inclinación (} para pendientes suaves. La determinación de h es más simple, puesto que si llamamos tp al tiempo del recorrido PCP (normal al estrato) y conocido, ya que será el tiempo correspondiente al geófono situado en P (leído asimismo en el sismograma), tendremos: VT P = 2 h (ya que es tiempo de ida y vuelta), de donde:

V tp

h= 2

Conocidos h y (}, queda determinada la situación del elemento reflejan te FE_ Supongamos ahora que efectuamos un tiro lateral. Si el sistema de tiro empleado es el de tiro lateral (fig. IV -54), entonces necesitaremos efectuar dos disparos para determinar cómodamente la inclinación del reflector AB. ___ ______ ]8

Efectuamos un primer tiro en el punto P1 y registramos el perfil L en el sentido P1 P2 ; luego disparamos en P2 y registramos el mismo perfil en el sentido contrario P2P1. Con ello conoceremos los tiempos verticales t 1 (tiempo P1 AP 1 ) y t 2 (tiempo P2 BP2 ) que serán los tiempos observados en los geófonos P1 y P2 en el primero y en el segundo disparo respcct~vamente.

1

-------¡e 1

'' fh2 ,''' !' B Fig. IV-54

Si trazamos por P 1 la paralela al reflector AB, tendremos:

Vt 1 =2h 1 V t2

y de donde:

= 2 h2

sen(} =

h2 - h 1 L

_V t 2 -V t 1

sen (} -

2L

[4 J

[5]

fórmulas [ 4] y [ 5] que permiten calcular la profundidad y la inclinación del reflector, supuesta conocida la velocidad constante V. La fórmula [3] es aproximada, mientras la [5] es exacta; los errores de la primera son pequeños si la pendiente es suave.

257


IV-8.2. Caso general 1) Ley generalizada de la refracción.-Para investigar la propagación de la onda

sísmica en profundidad, supongamos el medio dividido en un cierto número de capas sedimentarias horizontales, cada una de ellas con una velocidad sísmica constante, según se i.ndica en la figura IV-55. Supongamos un rayo OR que sale de O formando un ángulo 8 1 con la vertical. Según la ley de Snell.

v,

V5

R

Fig. IV-55

multiplicando estas relaciones sucesivamente encontramos que el ángulo vertical para un medio n está dado por la relación: Vn sen 8" =Vi sen 8 1

Si hacemos que el número de medios sea infinito, cada uno de ellos con un espesor infinitamente pequeño, estaremos en el caso límite de una distribución continua de la velocidad con la profundidad y entonces el seno del ángulo 8, a una profundidad cualquiera, estará dado por: V sen 8 = V sen 8 1 1

siendo V = F (z); V 1 la velocidad superficial y 8 el ángulo del rayo con la vertical (fig. IV-56 ). 2) Caso particular en que el rayo reflejado vuelve a la superficie por el mismo trayecto que el incidente.-Si consideramos el rayo que partiendo de O vuelve a O después de reflejarse, este rayo incidirá normalmente sobre el horizonte reflejando (fig. IV-57).


258

o \

1

~

\ V1 D.t

\

,.-- -------:

_!J- ---

--

-- - F

,e

v=

e reflector

F (z)

Fíg. IV-56

' Fig. IV-57

En un medio isótropo los frentes de onda son superficies ortogonales a los rayos. Si consideramos una pequeña sección de la onda reflejada FG 2 en las proximidades del punto de explosión O y los tiempos de llegada de dicha onda a los geófonos G 1 y G2 colocados simétricamente respecto a O separados por una distancia Ax pequeña, llamando T al tiempo OAO y AT a la diferencia de tiempos de llegada a G 1 y G2 de la onda FG 2 y V 1 a la velocidad superficial, tendremos: AT - ÁX sen

u

-

V1

e1 .

sen

el -

ÁT

V 1 ÁX

de donde podremos calcular e1 , ya que AT será la diferencia de tiempos de llegada a dos geófonos simétricos y Ax la distancia entre ellos. Por la ley generalizada de la refracción sabemos que sen

e= ~ sen e

1,

de don-

de obtendremos el ángulo de inclinación del reflector cuando conozcamos V. 3) Determinación de H (distancia horizontal) y Z (profundidad vertical) del punto en que el rayo incide normalmente sobre el reflector (fig. IV-58).-Sabemos que:

V sen 8 = V sen 8 1

f6]

1

sen el llamemos a la constante~

= p, entonces de [6] sen e= p V y

como el rayo re-

corre ds en el tiempo dt.

e·

ds =V dt; dh =tg dh = pV dz ' dz v' 1 _ (p y)2 la distancia horizontal H resulta de la integración de [7]

[7]

259


1 •z

H-

o

p V dz --;::====1 - (p V) 2

V¡

1

con dz =cos 8 y ds=V dt; dt= - ds dz Vcose 1 = V de donde: V 1 - (p V) 2

·1·z

T- 2 -

o

H

(8]

V

=

, 1

1 1

1 1

dz V V 1 - (p V) 2

1

[9]

hemos multiplicado por dos porque el tiempo registrado en el origen es dos veces el tiempo del origen al reflector (tiempo de ida y vuelta).

ZI

,9 1 1

dS

dZ L----- dh

Fig. IV-58

•

Cuando V es una función conocida de Z las ecuaciones [8] y (9] son suficientes para determinar H y Z en función de los valores medidos de T y p; como anteriormente determinamos, la inclinación, dispondremos de los datos necesarios para situar los elementos reflejantes. En los casos en que la función V= F (z) pueda ser expresada analíticamente de una forma sencilJa que permite la integración de las fórmulas [8] y [9] el cálculo de 8, H y Z se hace rápidamente por medio de ábacos y reglas que se preparan para faci litar el uso de dichas fórmulas. IV-8.3. Leyes de velocidad Para poder utilizar las ecuaciones básicas [8] y [9] indicadas anteriormente, es necesario conocer la ley de velocidad de la propagación de la onda sísmica en el área a investigar. Desgraciadamente ésta no se conoce nunca exactamente, por lo que el problema de la exacta restitución de los espejos sísmicos es t eóricamente insoluble. Sin embargo, la experiencia de medidas de vrlocidad efectuadas en sondeos profundos indica que se pued en hacer dos gi>neralizaciones que simplifican notablemente el problema M la determinación de los espejos sísmreos: 1) La velocidad aumenta generalmente con la profundidad. 2) Si bien la velocidad varía lateralmente de un punto a olro de la zona, <>sta variación suele ser pequeña y, salvo ca~oil especiales, no se considera. Por úllirno, para utilizar las fórmu las (8 J y í9 j necesitamos que la función velo· cida dr la vt>locidad rn funrión de la profundidad clel tipo: V= (V~ +a z) 1 /P

[1 0]

260


que además tienen la ventaja de que las expresiones resultantes de la integración de [8] y (9] son lo suficientemente sencillas para ser utilizadas cómodamente en los cálculos posteriores. Generahnente antes de iniciar una prospección se hacen medidas de velocidad (véase el apartado IV-12) y, basándose en las mismas, se elige la ley que más se aproxime a las mediciones efectuadas. La ley de velocidad más sencilla es la que supone que la velocidad es función lineal de la profundidad, es decir, la que resulta de hacer p = 1 en la expresión [ 1O] y que es la que vamos a estudiar a continuación. Ley de velocidad lineal.-Sea pues la ley de velocidad lineal:

..

[11]

V=V 0 +az

vamos a demostrar que con esta ley de velocidad las trayectorias de los rayos sísmicos y los frentes de onda son dos haces de círculos ortogonales. Sea OAB la trayectoria de un rayo sísmico que forma un ángulo 8, con el eje Z (fig. IV-59). Sea un -elemento diferencial AB de dicha trayectoria (AB =ds) y C el centro de curvatura correspondiente. J

:--------------º----,1

oI

e

-=~yt:::1.=:-~/f_8 ______ . . ___ ..--------- 1í 9\, ,,' ",'I

, , ,,;·' ,,,.,,"

--------

,,

,,""

I

//

,I

~

,I ,, 1

dz

- Vo a

,-{¡~/

,,,./'' ,

,

,/

,/ /'

/

/R

,' /

8

2

Fig. IV-59

Si llamamos 8 al ángulo que forma AB con el eje Z, tendremos: R d8 =ds; ds cos 8 = dz de donde:

,.

261


R=

dz cos O dO

(12]

ahora bien, por la ley generalizada de la refracción sabemos: sen O sen 0 - -0 = - - = p =constante V0 V

(13]

siendo V 0 la velocidad superficial; p es constante ya que hemos elegido un rayo formando un ángulo O0 con OZ. De [13] tenemos: sen O= p V cos O dO = pdV y sustituyendo en [ 12] 1 dz R = P · dV y como dV = a dz

obtenemos finalmente : 1 Vo R= pa= a sen 0 =constante 0

Si el radio de curvatura R es constante (para cada trayectoria, es decir, para cada valor de O0 ) las trayectorias de los rayos sísmicos son circunferencias. Todas

V a

ellas tienen su centro en la recta z = - ~ y. como todas pasan por el origen O, farman un haz de círculos con eje en dicha recta. Veamos ahora los frentes de onda. La ecuación de los frentes de onda podríamos obtenerla integrando las fórmulas (8] y [9] para el caso propuesto V= V0+ +a z, eliminando p V de las fórmulas resultantes y haciendo en la expresión final T =constante, ya que el frente de onda es por definición, el lugar geométrico de los puntos a los que llega el impulso sísmico en un mismo tiempo. Sin embargo, nos parece didáctico proceder de la manera siguiente: La ecuación de la trayectoria de un rayo cualquiera del haz de círculos será (fig. IV-60):

Vo

{x-a) 2 +(z+- )

a

2

2

=a2

Vo +a2

siendo a un valor cualquiera de la abscisa del centro de la circunferencia. Expresamos la ecuación diferencial de este haz de círculos: 2 {x - a) dx

+ 2 ( z + ~0 )

dz =O

(14]


262

Como los frentes de onda son ortogonales a los rayos sísmicos, sustituyendo en la ecuación anterior dx por -dz y dz por dx, obtendremos la ecuación diferencial de los frcnlcs de onda:

------- ----~-- --- _-_-_-:_·_-_-:::-¡ vo

____ . _. .-

e;--

~a-

- (x - a) dz

+ ( z + ~0 )

dx =O

de donde:

dx X

dz

-a=---v;;

[15j

z+aSi eliminamos a en tre (14) y [15) obtendremos una ecuación diferencial, que integrada dará la familia de los frentes de onda.

Fig. IV-60

De la{14]

x2 + z 2

-

2 ax

V

+ 2 -ao z = O; a=

x2

+ z2 + 2 Vao z 2x

valor que sustituido en la l 15 J da:

2 x dx

x2 - z2 2 X dx Vo x2 - z2 - 2 - z a

dz

Vo

-

2a z

=---v; z +a

+ 2 z dz_ d (x2 + z2) x2 + z2 - x2 + z2

=--2~z.....:d:;.;:z;___= 2 x dx

dz Vo

z +a

Vo 2 z2 + 2-a z

o sea:

+ z2 ) x2 + z2

d (x2

dz

que, integrada resulta: L (x 2

+ z2 ) =

L( z

+ ~o)

+Lk

..

k =constante de integración

o lo que es lo mismo:

x2

+ z2 -

k ( z+

~o )

=O

[ 16 I

263


Ecuación que demuestra que los frentes de onda son, asimismo, circunferencias con centro en OZ (o sea, superficies esféricas considerando las tres dimensiones). Se trata, pues, de dos haces de círculos ortogonales con centros en las rectas Z

Vo . =- a y X = O, respectlvamente.

Determinemos la constante de integración k. La manera más fácil de hallarla es para el caso en que la trayectoria es vertical, es decir, cuando el rayo sísmico coincide con el eje OZ (centro del círculo en el infinito). La fórmula [9] se reduce a: T0 = 2

iz ~

( z

To= 2

ya que p = O, por ser O0 = O

dz

2

)o z Vo +a z =¡L(V

aTo

V 0 +az

2

Vo

--= L

;e

0

2 +a z) - ¡ L V0 o sea: V +az

aT/2

0 º =--"---

Vo

z= Vo (eªTo/2_1)

[ 17]

a

Como la circunferencia [16] ha de pasar por el punto (o, z), siendo z el valor [ 17 ], sustituyendo y poniendo T 0 =T = constante (ya que son frentes de onda), tendremos:

~ (e•T/2 -1) 2 -k(Vo (eªT12 -1)+ Vo]=Q a a a Vo (eª~2·_ 1)2 k=ª eªT12

=~0 [eªT12 +e 1 T'2 -2]=2~º

dedonde .

T-1]

[chª2

valor que sustituido en [16] da:

x2 + z2

-

a T- 1] z - 2 -V~ 2 -Vo [ Ch a 2 a2

o lo que es lo mismo:

' aT ICh--1) ] \ 2

2

) vi (ch2 aT aT aT =- 2 Ch-+ 2 Ch-+ 1 = a2 2 2 2

-= (

~o Sh a2T)

2

f 18]

264


que es la ecuación de una circunferencia con centro en C: V0

a

(

Ch

ª2T -

1)

ª

y radio r = V 0 Sh T a 2

Hallamos, por último, el ángulo: De la figura IV-59 deducimos:

R dO dt = RVdO

=ds

ds pero dt =V

=V R+dOa z =-V-R 1 dO h b. R 1 . a a ora ien v;;- = sen 8 0 T+z

a-+z

por lo que: 1 dO dt=a sen e

t=}

f.'

dO sen e

y el tiempo total T (tiempo de ida y vuelta) será 2 t por lo que: 8

T=

~J, ~=~ sen e a ( L tg 2!-Ltg!!J¿_) 2

a

ºº

o sea:

e

2 tg 2 T=-L-; a Oo tg2

e

12 eªT

tg 2

=--¡¡;;

e

e

de donde tg 2 = eªT12 tg ;

[19]

tg2

fórmula que da el ángulo de inclinación e del elemento reflejante en función del tiempo central T (tiempo mínimo) y del ángulo de emergencia 8 0 que forma el rayo considerado con el eje Z. Por otra parte, como ya se vió anteriormente la manera de calcular el ángulo 0 0 en función de AT (diferencia de tiempos de llegada a los geófonos extremos) AT y de Ax (la distancia entre ellos), según la fórmula sen O0 =V0 Ax; el problema

;1

queda resuelto. Nota.-Si se tratase de un tiro lateral procederíamos de forma análoga al caso de la figura IV-45, sólo que con recorridos curvilíneos obteniendo una fórmula igual a la [5 ], o lo que es lo mismo:

265


siendo .1.T la diferencia de los tiempos centrales entre dos disparos consecutivos, y x la longitud del perfil utilizado. Por tanto, estaremos en condiciones de calcular la posición del elemento reflejante en profundidad. Resumiento, la posición del elemento reflejante vendrá dada (fig. IV-61) por:

h =~o (Ch

ª2T -1)

Vo

aT r=a s h2-

8 0 = ar · sen ( V0 tg

~= eaT/2 2

[20] --------·-:.'il

o

(21)

~: )

- - - -·- -

---- ...-------

------------,- 1 1

'i :

0'0

I

,/ (22]

I

z

tg 80

2

[23] I

siendo: V0

T

ª

Vo

I

'

I

'' /'

/

/

,'

/' M

= velocidad inicial. = tiempo de llegada al geófono

I

----------------

I

__ _

~-\.9

1 '"'

en O. 80

= ángulo

.1. T

=

de emergencia en O .

diferencia de tiempos a los geófonos extremos simétri· cos) del perfil.

Fig. IV-61

x = distancia entre los geófonos extremos, es decir, longitud del persil. 8

= ángulo de inclinación del elemento reflejante.

Las coordenadas x (distancia horizontal) y z (profundidad vertical) del centro del elemento reflejante LM se hallan, según se deduce en la figura IV -61, por las fórmulas: V0

aT

x = r sen 8 = a sh 2 sen 8 Vo( ch 2 aT z = h + r cos 8 =a

-

1

) +a V0 sh 2 aT cos 8

[24] [25]

IV-8.4. Gráfico de rayos-frentes de onda

El gráfico de rayos-frentes de onda, que sirve para situar los elementos reflejantes en profundidad, no es más que una representación en dos ejes coordenados X, z de los dos haces de círculos ortogonales (fig. IV-62). El haz de circunferencias correspondiente a los rayos se trazará simplemente por la fórmula: R=

Vo

a sen 80


266

Vo -~~~~~~~~~--,k=--~~~~~~~--lL...-ªx

z Fig. IV-62

dando valores a 8 0 , o lo que es lo mismo a AT en la [22], ya que el gráfico se construye para la longitud standard Ax del extendimiento utilizado en la pros· pección. Los centros se sitúan, como sabemos, en la recta: Vo a

z=--

El haz de circunferencias correspondientes a los frentes de onda se dibuja utilizando las fórmulas [20] y (21 ], dando valores sucesivos a T. Los ejes ox y oz se gradúan en metros, según la escala adoptada para la longitud Vo. a El problema de la situación de un elemento reflejante se reduce, pues, a situar el gráfico en el punto de explosión O, entrar con el AT y con el T leídos de la reflexión y situar en el punto correspondiente, tangente al frente de onda, el elemento reflejante. En la figura se ha situado un elemento LM, correspondiente a AT2y T 4 •

El procedimiento, sin embargo, es incómodo porque hay que trazar la tangente a una circunferencia. Para situar el elemento reflejante a una manera práctica es más cómodo proceder de la manera siguiente:

267


1) Determinar la inclinación 8 por medio de la fórmula [23]. 2) Determinar la profundidad z por la fórmula [25). 3) Una vez determinados l 1) y [2) entrar en el gráfico rayos.frentes de onda por la profundidad y el LH correspondiente al rayo y, en el punto de intersección, trazar el elemento reflejan te con la inclinación calculada

e.

Todos estos cálculos se simplifican utilizando los ábacos construidos por las fórmulas que interesan, y por ello se calculan ábacos para determinar e X y z. I

IV-8.5. Consideraciones sobre el uso de funciones de velocidad

La función de velocidad lineal es la más sencilla y suele servir con frecuencia para definir la ley de velocidad real. Cuando se comprueba que esta ley lineal no se adapta al caso de la zona estudiada se suelen adoptar leyes de velocidad del tipo de la [ 10) dando a p valores enteros (P = 2, p =3, ... etc.).

La más sencilla y corrientemente empleada es la correspondiente a p =2. Para p = 2 obtenemos Ja ley parabólica. Tiene la ventaja respecto a la ley lineal que frecuentemente ésta da valores exagerados de la velocidad con la profundidad, por ser el incremento de la velocidad constante. En la ley de velocidad parabólica V= VV~ +a z el incremento de la velocidad disminuye con la profundidad (ya que su gráfica es una parábola) y por ello se adapta mejor a la realidad en algunas zonas. La ley de velocidad parabólica se puede demostrar que corresponde a una ley de velocidad lineal en función del tiempo vertical, es decir, a una ley del tipo V= A+ Bt. Las trayectorias de los rayos corresponden a arcos de cicloide. Indiquemos, por último, que en V .A. Olhovich (curso de Sismologfa aplicada. Ed. Revert. 1959) puede encontrar el lector interesado un estudlo completísimo sobre las leyes de velocidad, así como criterios para adoptar la ley de velocidad más apropiada para una zona, en hase a los datos obtenidos en las mediciones de velocidad. IV-9. Operaciones de campo y de gabinete IV-9.1. Generalidades: Planteamiento de una prospección sísmica

La prospección sísmica es una investigación cara; por ello se suele emplear en zonas en donde se han realizado previamente estudios geológicos de detalle y prospecciones geofísicas de reconocimiento (generalmente por los métodos gravimétricos o magnéticos) que justifiquen el interés previo del área a investigar. El método sísmic?, de reflexión se utiliza principahnente en prospección petrolífera y es sin duda, el método geofísica más preciso para el estudio tectónico de una zona. Como norma general, el escalonamiento de una prospección petrolífera suele

268


ser el indicado anteriormente: Geología de detalle, Método geofísico de reconocimiento general, Prospección sísmica (apartado IV-3 ). Este escalonamiento de trabajos puede ser alterado por circunstancias locales (p.e. áreas cubiertas por sedimentos cuaternarios que permiten establecer la geología estructural de la zona) pero, como norma general, es el que sigue toda prospección. Supongamos que tenemos una zona que, en principio, pueda ofrecer interés desde el punto de vista petrolífero. Sea ABCD la zona a explotar (fig. IV-63) y sea por ejemplo, EF la dirección estructural general de la zona. La dirección de los plegamientos será, pues, en sentido normal al anterior. A

B

F

E

e

o Fig. IV-63

Un procedimiento muy utilizado consiste en trazar una serie de líneas principales 11 , 12 , 13 ••• en la dirección del plegamiento y otras transversales t 1 , t 2 ••• de enlace normales a las anteriores. Naturalmente las líneas principales 11 , 12 ... irán aproximadamente en la dirección general de la máxima pendiente de las capas y las transversales en la dirección general de las capas. Hay compañías que prefieren buscar un compromiso entre estas dos clases de líneas, para no obtener pendientes muy fuertes en las 11 , 12 ••• y pendientes muy suaves en las t 1 , t 2 ••• y por ello las realizan en el sentido aproximado de las bisectrices de las anteriores, obteniendo en ambas clases de líneas pendientes semejan tes. Hay, por último circunstancias locales que pueden cambiar completamente estos criterios. Hay veces en que la zona a explorar es poco accesible a los vehículos


269

del equipo sísmico y entonces se investiga la zona con línea5 que se fijan precisamente en función de su accesibilidad. Asimismo, hay ocasiones en que interesa una producción alta de sismogramas y en estos casos muchas compañías realizan su programa explorativo adaptándose a la red de carreteras o caminos de la zona. En fin, como puede deducirse de todo lo anterior, la elección del sistema de prospección de una zona depende de factores que son función de la tectónica regional, de la mayor o met1or accesibilidad de la zona y, asimismo, de factores económicos. La distancia entre líneas variará segúu las circunstancias y el carácter de la prospección. En un principio la prospección será más bien de tipo de reconocimiento y las líneas podrán estar separadas por distancias del orden de unos diez kilómetros. En un segundo tiempo interesará detallar las zonas más interesantes del estudio anterior y las líneas se trazarán más cercanas, pudiendo llegar a distancias del orden de unos dos kilómetros o menos. Esto en cuanto a las líneas principales. Luego, las líneas de enlace o transversales se establecen en función delas anteriores, enlazando los puntos más favorables de las principales para obtener un mejor detalle de la zona o estructura a delimitar. Como norma general se debe tener presente que las líneas transversales deben distribuirse de tal forma que produzcan siempre circuitos cerrados para poder comprobar los cierres de los distintos horizontes que interesen. Indiquemos, por último, que si en la zona hay sondeos profundos convendrá enlazar dichos sondeos por medio de líneas que, a su vez, enlacen con las efectuadas en la prospección para poder establecer la correlación entre los horizontes revelados por la sísmica y la estratigrafía de la cuenca establecida por los sondeos. Ya indicamos anteriormente algunos criterios sobre la elección de la longitud del perfil a utilizar y, asimismo, sobre las ventajas e inconvenientes de los distintos sistemas de tiro a emplear. Como norma general insistamos en la conveniencia de utilizar tiros centrales y de elegir, por razones económicas, la mayor longitud del perfil compatible con las características tectónicas de la zona. Antes de proceder a la exploración sísmica de una zona es necesario efectuar una serie de ti.ros de prueba para establecer el sístema de tiro (central o lateral), la longitud del perfil, la cantidad y distribución de la carga explosiva por perfil, la profundidad de disparo, el sistema de registro, la ley de velocidad a emplear, el espesor de la capa meteorizada y las velocidades tanto de esta como de la capa consolidada. IV-9.2. Composición de un equipo sísmico

Un equipo sísmico se compone, a su vez, de diversos equipos complementarios, cada uno de ellos con misiones distintas, si bien, como es lógico, todos contribuyen al desarrollo de la exploración. \


270

Estos equipos son: 1) Equipo lopográfico.-Compuesto en términos generales por: 1 topógrafo. 1 conductor. 2 peones. 1 vehículo todo terreno tipo Land-Rover o Jeep. 2) Equipo de perforacíón.-Compuesto generalmente por: 1 - 2 sondistas. 1 - 2 conductores. 2 - 4 peones auxiliares de la perforación. 1 - 2 sondas montadas sobre camión. 1 - 2 camiones cisterna. 3) Equipo de registro: 1 observador. 1 conductor ayudante observador. 1 conductor. 1 dinamitero-conductor. 1 ayudante dinamitero. 4 · 8 peones. 1 camión de registro. 1 camión cisterna con cámara de explosivos. 1 vehículo ligero tipo Land Rover o Jeep. 4) Equipo de gabinete.-Generalmente se compone de: 1 supervisor, que suele tener a su cargo varios equipos y reside en las oficinas centrales de la empresa. 1 jefe de equipo, que tiene a su carga la prospección. l ayudante jefe de equipo. l administrativo. 2 calculadores. IV-9.3. Operaciones de campo 1) Misión del equipo topográfico.-El equipo topográfico tiene la misión del levantamiento planimétrico y altimétrico de los perfiles y líneas establecidos por el jefe de equipo, señalando la situación de los perfiles grupos de geófonos Y.. pozos de explosión; asimismo, se encarga de tomar las oportunas referencias para que las líneas puedan ser replanteadas en cualquier momento. El administrativo, además de llevar la contabilidad del equipo, se ocupa de la veloración de los daños y perjuicios causados en el campo por el paso de los vehículos, así como de sus pagos. Diariamente el topógrafo entrega en la oficina unos partes correspondientes a los perfiles registrados en los que figuran los perfiles topográficos correspondien·


271

tes a los mismos, así como las d1stanc1as horizontales correspondientes al pozo de explosión y grupos de geófonos. (Como normalmente no varían la longitud del perfil ro las distancias entre geóíonos, estos datos, siempre constante, no hará falta indicarlos en los partes, que llevarán tan sólo el perfil topográfico y la situación del pozo de explosión respecto al perfil). Misión del topógrafo es, asimismo, situar los perfiles y líneas sobre el mapa topográfico. Se suelen emplear las hojas del Instituto geográfico y Catastral a escala 1/50.000. En caso en que no existan planos topográficos de la zona habría que hacer un levantamiento topográfico previo de la misma. 2) Misión del equipo de perforación.-Su misión es perforar los pozos de explosión señalados previamente por el equipo topográfico. La perforación suele ser a rotación, con circulación de agua o de lodos y se efectúa con sondas montadas sobre camión. Hay sondas que perforan sin agua, utilizando aire comprimido para evacuar los detritus. En zonas difíciles de perforar por rotación se emplean sondas a percusión. La profundidad de los pozos la establece el observador en función de los registros que va efectuando a lo largo de la jornada.

El sondista entrega diariamente en la oficina un parte con la profundidad de cada pozo y con las profundidades y naturaleza de los diversos terrenos cortados. 3) Misión del equipo de registro.-Su misión es preparar los cables y disponer los geófonos para poder registrar los perfiles. El observador es el que efectúa el registro sismográfico y es, asimismo, el jefe de campo que dará, tanto al topógrafo como a los sondistas y al dinamitero, las órdenes e instrucciones necesarias para el mejor registro de los sismogramas.

Una vez perforado un pozo el dinamitero procede a situar la carga explosiva (en España generalmente dinamita-goma) en el fondo del pozo. Dicha carga vaconectada eléctricamente al explosor. Mientras tanto, el equipo de registro sitúa los geófonos en el perfil a registrar. El perfil de geófonos se conecta al aparato registrador. Luego, el observador comprueba los circuitos (uno por traza, o sea, en general 24), se pone en contacto telefónico (mediante una línea que se establece previamente) con el dinamitero y procede al disparo de la carga. Es interesante hacer notar que el circuito explosor-carga se cierra a través del aparato registrador al objeto de que el dinamitero produzca el disparo cuando el observador lo estime converuente. Una vez registrado el sismograma procede al revelado fotográfico del mismo. En general, se efectúan dos o más explosiones por perfil, registrándolas con distintos filtros. Indiquemos, por último, que los pozos de explosión se suelen atacar con agua para que la energía de la explosión se propague mejor en profundidad.

\


272

El camión registrador pasa al pozo siguiente cuando el observador ha comprobado la bondad de los sismogramas registrados. En los equipos con registro magnético (ver apartado IV-15 hasta con una sola explosión, como veremos más adelante. El observador entrega en la oficina un parte por cada perfil registrado en el que indica las profundidades de los disparos, las cantidades de carga explosiva empleadas en cada uno de ellos y la hora en que se han efectuado los registros. El equipo de registro efectúa, asimismo, de vez en cuando explosiones de prueba para controlar la velocidad de la capa meteorizada. IV-9.4. Operaciones de gabinete

Misión del equipo de gabinete.-Los sismogramas llegan a la oficina al final de la jornada. Lo primero que se hace con ellos es secarlos; luego se les pegan unos carteles en los que van impresos (para ser rellenados los datos importantes: orientación y número del perfil, longitud del mismo, desplazamiento del pozo de explosión, profundidad de disparo, cantidad de carga explosiva y, asimismo, una serie de datos que serán objeto del cálculo posterior como: espesor de la capa meteorizada y reducciones al datum (véase el apartado IV-13). Luego se procede a la lectura de los tiempos de las primeras llegadas (o primeros impulsos refractados). Se hacen a continuación las reducciones al datum (es decir, como si se hubiese disparado y registrado al nivel del datum). Por último, se procede al punteado y lectura de las reflexiones. Más tarde se ponen en sección dichas reflexiones utilizando la ley de velocidad de propagación que se haya elegido. El jefe de equipo da diariamente las instrucciones oportunas al observador en función de los registros últimos obtenidos. Por último, indiquemos que es misión del jefe de equipo, además de la interpretación final, la planificación y constante dirección de toda la prospección. ,

IV-9.5. Sistema de trabajo de perfiles continuos. Cobertura continua del sub-

suelo Como ya indicamos anteriormente el sistema de trabajo de perfiles continuos, que permite una cobertura continua del subsuelo, es uno de los más empleados en prospección sísmica a reflexión. Volvemos sobre ello para explicar la rutina de campo en lo que se refiere a este sistema. Cuando los disparos son centrales se procede de la manera siguiente: Sea (fig. IV-64) AP2 el primer perfil, con su pozo centrado P1 • Se establece la línea de geófonos correspondiente a las dos semibandas AP 1 (Ge6fonos 1 a 12) y P1 P2 (geófonos 13 y 24).

273

CAP. IV.· METODOS SISMICOS A

P¡

• Fig. IV-64

Una vez registrado el perfil AP 2 disparando en PI> se mueven los geófonos de la semibanda AP 1 a P2 P3 dejando fijos los correspondientes a la semibanda P 1 P2 , que ahora serán los geófonos 1 al 12 del perfil siguiente mientras los de P2 P3 serán los geófonos 13 a 24. Se dispara, pues, en P2 y se registra el perfil P1 P3 y se procede siempre de la misma manera. Si se tratase de explosión lateral entonces, aprovechando la notación de la misma figura, tendríamos: Primer perfil AP1 : se dispara en A y se registra AP 1 ; segundo perfil: el inverso del anterior, es decir, se dispara en P1 y se registra asimismo AP 1 sin variar la situación de los geófonos. Luego se quitan los geófonos de AP1 y se ponen en el perfil siguiente P, P2 registrándolo, asimismo en los dos sentidos o sea, disparando primero en P1 y luego en P2 y así sucesivamente. IV-9.6. Variables a tener en cuenta en el registro sísmico

Creemos oportuno, antes de finalizar, esbozar un problema tan interesante co· mo es el de las variables a tener en cuenta en el registro sísmico. Recordemos primeramente que un canal sísmico (que corresponde a una traza en el sisrnograma) se compone fundamentalmente de tres partes: Geófono-Amplificador-Galvanómetro. El geófono detecta el movimiento del suelo y genera una f.e.m. que da lugar a una corriente que llega al amplificador. En el amplificador se amplifica y se filtra. Por último llega al galvanómetro, produciendo el registro correspondiente a dicho geófono. Las variables a tener en cuenta en el registro sísmico son de dos clases: a) Variables independientes al canal sísmico. b) Variables que dependen del canal sísmico. a) Variables ajenas al canal sísmico

Son precisamente las relativas a pozos y técnicas de disparo: 1) Profundidad de la carga.- Si la carga se sitúa en Ja capa meteorizada la mayo· ría de la energía será dispersada por ella. Si la carga se sitúa muy profunda se comprueba que puede perderse parte de la energía reflejada. Vemos, pues, que la correcta situación de la carga puede influir notablemente en la calidad del sismograma obtenido. La profundidad óptima de disparo es la que vaya indicando la experiencia particular en cada zona, y es muy variable. En general suele ser, para cada pozo de explosión, la que corresponde al contacto capa meteorizada-capa consolidada, pero de manera que la carga se dispare dentro de esta última.

274


2) Cantidad y forma de la carga.- Es otro de los factores que influyen. Cuando la energía que llega al sismograma es pequeña se puede tratar de aumentarla recurriendo al empleo de cargas de explosión mayores. No obstante, hay que tener en cuenta que al aumentar la carga aumentan asimismo los disturbios producidos por la onda superficial, y que a partir de una cierta cantidad de carga los registros no son sensiblemente mejores, por lo que en caso de falta de energía reflejada habrá que recurrir al registro múltiple (carga o geófonos múltiples, apartado IV -15) para intentar mejorar los registros. Las cargas empleadas son alargadas; es decir, cilindros de poco diámetro y longitud ·que suele ser del orden de un metro por cada cuatro kilogramos de explosivo. El efecto de estas cargas verticales contribuye a la reducción de la energía horizontal, con beneficios para el sismograma. 3) Número de pozos de explosión.-La técnica de aumentar la car~a explosiva y distribuirla en un número de pozos previamente agrupados (pattern shooting) patrón de po:r;os o pozos múltiples, demuestra en la práctica su eficacia, asociada al empleo de los geófonos múltiples en las zonas en que no se obtienen reflejos buenos. 4) Distancia del pozo al perfil-La separación del pozo de explosión de la línea de geófonos es una técnica muy antigua en sísmica a reflexión superficial. Su objeto es registrar las reflexiones cuando la energía superficial que disturba el sismograma no ha llegado o ya ha pasado, lo que será función de la distancia elegida. Sobre la importancia de las técrúcas de explosión digamos, que se puede hacer tanta variación en un registro sísmico utilizando las diversas técrúcas de explosión como variando las características y posición de los instrumentos. b) Variables que dependen de canal sísmico

1) Geófonos.-Se debe considerar en ellos su frecuencia propia, amortiguamiento, su colocación sobre el terreno y su número. Como las dos primeras ya se seleccionan en función de las características del amplificador, no las detallaremos. En cuanto a su colocación sobre el terreno o plantado digamos que es fundamental para que el geófono reciba los movimientos del suelo. Sobre el uso de geófonos múltiples (muchos geófonos por traza) digamos solamente que contribuye notablemente a aumentar la energía reflejada y disminuir la energía casual o desordenada, por lo que se recomienda su empleo, unido al de pozos múltiples, en zonas en las que no se obtengan reflexiones. Sobre este interesante tema volveremos al final de estos apuntes. 2) Amplificadores.- El amplificador es fundamental en el registro sísmico, pues de él depende por completo el sismograma resultante. Aunque más adelante volveremos sobre ello (véase el apartado IV -14), es importante conocer someramente los elementos que lo integran: a) Filtros que son de alta, media y baja frecuencia, pudiendo seleccionar las frecuencias que interesen.

CAP. IV.- METOOOS SISMICOS

275

b) Controles de sensibilidad que permiten registrar la señal de llegada y ajustar su amplitud al nivel deseado a todo lo largo del registro, independientemente de la cantidad de energía reflejada en cada caso. e) Mezcla (Mix) que permite mejorar la calidad del registro mezclando parte de la señal llegada a una traza con la de las trazas consecutivas, es decir, mejorar visualmente las reflexiones. Debe ser utilizada con sumo cuidado y siempre se deberá registrar en cada perfil un sismograma sin mezcla (no mix), al objeto de comprobar la bondad de las reflexiones mejoradas instrumentahnente con su uso. 3) Galvan6metros.-Los galvanómetros se seleccionan, como los geófonos, en función de los amplificadores, por lo que no insistimos sobre ello. Repitamos, una vez más, que en el capítulo dedicado a instrumentos (apartado IV-14) encontrará el alumno una descripción más detallada del instrumental empleado, del que solamente hemos adelantado las ideas necesarias para comprender la importancia que tienen esta serie de variables en el registro del sismograma final obtenido. IV-10. Determinación de las reflexiones

El método sísmico de reflexión persigue, como es natural, la obtención de buenas reflexiones, con objeto de que la interpretación final esté basada en datos suficientemente precisos. Desgraciadamente no siempre se obtiene buenas reflexiones, por lo que la tarea del geofísico será en este caso tratar de identificarlas y, si es posible, mejorarlas. Es estudio de las reflexiones, que es el objeto de este apartado, proporcionará métodos para identificarlas. IV-10.1. Información contenida en el sismograma

El sismograma es un registro fotográfico de un sismo provocado artificialmente durante un período de tiempo de unos cuatro a seis segundos. Si hiciésemos el registro de un perfil sin haber provocado ningún sismo artificial observaríamos que los geófonos no están tan quietos como aparentemente parecen. Ello es debido a una serie de causas diversas como: presencia de vientos, movimiento de vehículos o personas, e incluso por la detección accidental de microsismos. Todo ello es lo que comúnmente se llama ruido del suelo. La distribución de este ruido del suelo en el sismograma es completamente arbitraria, ya que es debido a causas fortuitas y de distinto origen. Por otra parte, al registrar el sismograma, bien por la detonación de una carga explosiva o por cualquier otro sistema, se suma al ruido del suelo toda la energía que llega al geófono como resultado del sismo artificial producido. Ahora bien, no toda la energía provocada artificialmente es energía reflejada, sino que hay una parte que es energía difractada,dispersa o reflejada en pequeñas superficies de discontinuidad, dando lugar a energía que disturba el registro sísmico, dificultando la identificación de energía reflejada. Asimismo, el pozo de explosión puede gene-

la

276


rar energía que disturba el registro, debido principalmente a la onda superficial, onda directa con la velocidad del sonido o a pequeños derrumbamientos de las paredes del pozo que siguen a la explosión, etc. Vemos, pues, que en un sismograma hay energía útil reflejada y, asimismo, energía que disturba el registro. De esta última hay una parte debida a causas provocadas por las condiciones de explosión (profundidad del pozo, distancia del pozo al perfil, etc.) y otra a causas ajenas a las mismas (energía difractada, dispersa, etc.). Estas últimas no se pueden eliminar totalmente, ya que son debidas a causas accidentales dependientes del terreno.

Se admite que una relación señal/ruido de 1,2 correspondería a un sismograma en el que las reflexiones se mostrarían perfecta.mente visibles, mientras que un valor de la misma relación, igual a 0,8 sería lo suficientemente desfavorable como ·para enmascarar cualquier reflexión. Sin embargo, la identificación de la energía reflejada no representa el único problema en el método de reflexión, con ser importantísimo; hoy día se tiende a utilizar toda la información que contiene el sismograma muy elaborado previamente de manera que no se pierde ninguna posible información. IV-10.2. Reflexiones Qué son las reflexiones.-Cuando disparamos en un punto y registramos a lo largo de unos geófonos situados sobre una línea recta, la energía reflejada será detectada sucesivamente por cada uno de dichos geófonos. Por tanto, en el sismograma resultante se observará que las trazas van mostrando sucesivamente, la misma amplitud y, aproximadamente, el mismo tiempo (creciendo éste de una manera gaadual). Marcando Ja alineación de los picos o valles de las trazas sucesivas, se obtiene una reflexión. El fundamento es muy simple: la energía reflejada va pasando sucesivamente por los distintos geófonos, y como los elementos reflejantes podemos considerarlos planos y la velocidad media constante, dicha energía aparecerá, por tanto ordenada en el sismograma y con características de amplitud, frecuencia y forma de onda prácticamente iguales. La e!'1ergía casual, debida a los disturbios superficiales, es difícil estadísticamente que pueda llegar ordenada. La reflexión es, por tanto, una energía ordenada y definida que se presenta en el sismograma. Sin embargo, como no basta con esto para definir una reflexión, veamos cómo se debe presentar a lo largo del sismograma. Normal move-out, o desviación dinámica.-Es, por definición, la diferencia de tiempos existente entre el geófono extremo de la alineación y el geófono central cuando el estrato reflejando es horizontal. Suponiendo el caso de velocidad constante, los rayos serán rectas y entonces, en la figura IV-65, tendremos: normal move out = N =T seA - T ses

277


ss2 = sc2 + x2

\

Tse=~; Tsc=~ TseA

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s r -x---J

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4

Tses =

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v2T2

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0

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I

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VT VT SB=--X; SC = --0

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C

B

Fig. IV·65

Cuando x es pequeño comparado con la profundidad del reflector V T 0 enton2 ces, desarrollando la raíz y limitándonos a los dos primeros términos queda: [2)

fórmula que da el normal move-out en función de x, la velocidad y el tiempo central de la reflexión. De la fórmula [2] deducimos que el normal move-out va disminuyendo a lo largo del registro conforme aumenta el tiempo central T0 . Por ejemplo, suponiendo x = 200 m, V= 2000 m/seg, tenemos para T0 =O,1 seg= 100 milisegundos. N = 50 milisegundos mientras para T0

= 1 seg= 1000

milisegundos.

N = 5 milisegundos Por ello, en el caso propuesto, las reflexiones en el sismograma serían como esquemáticamente se indica en la figura IV-66. Vemos, pues, que en la primera parte del sismograma las reflexiones horizontales serán muy curvadas (como máximo tendrán, claro es, la curvatura de las primeras llegadas o primeros impulsos refractados) y que poco a poco su curvatura irá disminuyendo hasta ser prácticamente rectas a partir de los 1000 ó 1500 milisegundos, dependiendo de la velocidad V. En la práctica la velocidad V, como sabemos, no es constante; sin embargo, el razonamiento es válido con solo considerar la velocidad media entre la superfi-

278


'ºº

200

H '

1 1

1

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400

500

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600

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j

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H -s ml/ise!J. '

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rooo milise9undos

-50mi/iseg.

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!¡ "1

hl 1•1

111

1 \ 1

fll 1 •

: q

. Fig. IV-66

cie y el elemento reflejante considerado. Esta velocidad media irá, como es lógico, aumentando con T 0 , por lo que de [2] deducimos que todavía disminuirá más rápidamente N que en el ejemplo anterior. Veamos ahora como influye la inclinación del reflector en el move-out. Efecto de la inclinación del reflector sobre el move-out-El término move-out se aplica generalmente a la diferencia de tiempos existentes entre dos trazas del sismograma. En nuestro caso lo aplicaremos a la diferencia de tiempos existente entre la semisuma de los tiempos de las trazas extremas y el tiempo central, para compararlo con el normal move-out hallado anteriormente. Sea un extendimiento DA de longitud 2x; S' es el simétrico de S respecto al reflector ECB (fig. IV-67). Tracemos la circunferencia con centro en S y radio x. Sea D'SA' perpendicular a SS'. S'D'

No= V

SS'

- -y=

S'D' + S'A' 2V

SS' V

C3 l

ya que S'D'=S'A' Sea N0 el move-out correspondiente al extendimiento DA, que forma un•ángulo 8 con el reflector; entonces, por definición, N _DES+SBA o2V No=

SVS'; DES=DS'; SBA=S'A DS' + S'A

SS'

2V

V

[4]

279


S'A +AA'= S'A' +e,

[5]

e1 =una cantidad pequeña positiva S'D' + D'D = S'D

+ e2

e2 =una cantidad pequeña positiva pero de la figura se deduce que e2 > e 1 de donde: [6)

e

entonces restando de la (4) la [3] y teniendo en cuenta (5} y [6] OS'+ S'A Ne - No=

2V

S'D' + S'A' 2V

Fig. IV-67 (tomada de Oix)

08

=-2v

expresión que indica que el move-out decrece cuando la pendiente crece. Veamos el move-out en el sismograma (fig. IV-68). A T.,

I/ 1I I 1

I

1

+ ,....1-..1

,.// // /

I 1 / I 1 J.- Normal ¡ t.i + t,,2 To f-1 move-out=T81 -T0 ¡ ; - -2 1 1 I \ 1 ! / \ 1 //"' \ 1 I/ Move-out = t,, 1 + t.2 -to \1 V 2 ~T.1 tez Reflexión horizontal Reflexión inclinada Fig. IV-68

te1

t..2

¡-

tiempo extremo

tl/'

t 0 = tiempo central

En el caso de reflector inclinado hemos visto que, asimismo, el move-out decrece rápidamente con el tiempo central t 0 (según se deduce de [7) y que no corresponde exactamente al move-out de una reflexión horizontal con el mismo to, sino que es algo más pequefío, debido precisamente a la inclinación del reflector. Considerando, como antes, el caso real de velocidad variable con la profundidad llegaríamos a conclusiones análogas sustituyendo V por la velocidad media.

280


Carácter de las reflexiones.-Se llama carácter de una reflexión a toda la serie de factores por medio de los cuales puede describirse dicha reflexión. Estos factores son, principalmente: amplitud, frecuencia, forma de onda y secuencia: l) Amplitud.-Es simplemente Ja amplitud de la traza registrada, es decir, la altura máxima a que llega sobre la traza supuesta inmóvil 2) Frecuenci.a.-Es la frecuencia de la onda registrada; es d~cir, el número de ciclos por segundo. Es más útil medirla por la cantidad de milisegundos que 'hay entre dos picos o dos valles sucesivos de la reflexión considerada. 3) Fonna de onda.-Es la forma particular con que se presenta el tren de ondas correspondiente a la reflexión. Generalmente la reflexión se presenta con un iJn. pulso suave; luego, un impulso fuerte, y, a continuación se amortigua rápidamente. Muchas veces no hay diferencias aparentes entre las formas de onda de las distintas reflexiones del sismograma. 4) Secuencia.-Es la forma peculiar de presentarse la reflexión, considerada entre las reflexiones vecinas, es decir, una especie deforma de onda correspondiente a un paquete de reflexiones cercanas. El estudio del carácter de las reflexiones es muy interesante, ya que si se logra descubrir el carácter de un determinado reflector, éste podrá ser identificado fácilmente en distintos puntos de la zona prospectada. Los principios básicos para la utilización del carácter en el análisis de las reflexiones se basan en que generalmente, tanto los reflectores como su disposición estratigráfica suelen ser uniformes durante bastantes kilómetros, por lo que deben proporcionar reflexiones con el mismo carácter. Naturalmente las condiciones geológicas pueden variar, y de hecho varían, alterando el carácter; pero esto suele suceder gradualmente y al cabo de kilómetros. Para estudiar el carácter de una reflexión se debe registrar el sismograma con un filtro ancho que permita pasar la mayoría de las frecuencias presentes en lazona prospectada. El impulso reflejado no es un impulso puro, ya que casi siempre es una composición de diversas reflexiones causadas por una serie de reflectores muy próximos unos a otros; como consecuencia de la interferencia resultante para determinaD su carácter. Añadamos que los estudios de carácter de las reflexiones son complicados y que no siempre se pueden sacar conclusiones prácticas, pero prosiguen las investigaciones. Identificación de las reflexiones.-El criterio para la identificación de las reflexiones en el sismograma es el de su continuidad a lo largo de todas sus trazas, ya que la energía casual, entendida por energía casual aquella que no puede ser prevista en una traza por el estudio de las demás estadísticamente, es muy improbable que se presente ordenada. Otro criterio importante es el de move-out, ya que cada reflexión deberá tener un move-out aproximadamente fijo para un determinado tiempo central y para la velocidad media correspondiente a dicho tiempo central.

281


Por último, cuando se trabaja por el sistema de perfiles continuos, con cobertura continua del subsuelo, un tercer criterio muy importante es, asimismo, que la reflexión estudiada se continue de registro a registro, ya que en general los horizontes reflejantes presentaran buena continuidad a lo largo de toda la zona. De esta manera, puestos los sismogramas en orden consecutivo, los horizontes reflejantes mostrarán la debida continuidad. Otro criterio que enseña la práctica es el siguiente: las reflexiones corresponden elementos reflejantes que siguen la estratificación del subsuelo y por ello se agrupan en paquetes de reflexiones con, aproximadamente, la misma inclinación (o sea, parecidos At), por lo que una reflexión, por ejemplo, positiva(+ .1t), que aparezca entre un paquete de reflexiones, todas ellas negativas concordantes, deberá ser cuidadosamente estudiada antes de ser interpretada como tal. 3

Cuando los tiros son centrales (es decir, simétricos respecto al pozo de explosión) el interpretador lee el tiempo central (trazas 12 y 13) y el Át (diferencia de tiempos de las trazas extremas) para cada reflexión. Con estos datos, una vez conocida la ley de velocidad, se puede representar en el subsuelo el elemento reflejante. Punteado de las reflexiones.-Las reflexiones se puntean a trazos con un lápiz blando, correspondiendo cada trazo a un valle o pico de cada traza. N aturahnente se sigue siempre el mismo criterio para cada traza. Generalmente se puntea el primer valle definido del tren de ondas correspondientes a la reflexión. Graduación de las reflexiones.-Las clistintas reflexiones de cada sismograma se gradúan según la bondad de las mismas. Un sistema de graduación corriente es el de clasificarlas en buenas (B), regulares (R), débiles (D) y muy débiles (MD), según se presenten en el sismograma. Su graduación tiene la ventaja de que al pasar las reflexiones a la sección final (es decir, al replantearlas en profundidad) cada una pasa con su grado correspondiente, por lo que el interpretador podrá saber la calidad de los datos con que opera. Efecto de la topografía sobre la forma de reflexiones.-Veamos como influye la topografía sobre la forma de las reflexiones. Supongamos (fig. IV-69) L

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Fig. IV-69

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282

que registramos un perfil sísmico en una :t.ona accidentada, en donde para mayor comodidad suponemos que no existe capa me teorizada. Sea O el pozo de explosión. Si disparamos en O y registramos el perfil ALMNB y comparamos la reflexión registrada con la que obtendríamos si hubiésemos registrado en el plano horizontal AL 1 M 1 N 1 8 1 fácilmente se ve que la reflexión deberá seguir, aproximadamente, las ondulaciones de la topografía, ya que de A a 0 1 vendrá retrasada, correspondiendo el máximo retraso al punto L, mientras que de 0 1 a N vendrá adelantada, correspondiendo el máximo adelanto aJ punto M. Por ello si la reflexión correspondiente al registro en el plano P es la indicada con la línea continua en la figura IV-70, la correspondiente al perfil topográfico supuesto será la que esquemáticamente indicamos de trazos. Efecto de la capa meteorizada.-Supongamos que registramos en una zona horizontal, en donde hay variaciones notables en el espesor de la capa meteorizada (fig. IV-71). A

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Fig. IV-71

Sea el perfil AB. Si no existiese la capa meteorizada de velocidad lenta Vw la reflexión correspondiente al reflector r sería normal (línea continua de la figura IV-72), ahora bien, como existe dicha capa, los tiempos de llegada a los sucesivos geófonos del perfil AB vendrán retrasados en cantidades proporcionales a los distintos espesores de la capa meteorizada bajo los geófonos correspondientes (línea de trazos de la figura IV- 72). Efecto conjunto.-EI efecto conjunto puede dar lugar a formas de reflexión muy irregular en el sismograma. Como en general la capa meteorizada suele variar poco de espesor, la alineación de picos o valles de una reflexión seguirá corrientemente la topografía del terreno (como en la figura IV-70). En zonas en donde el espesor de la capa meteorizada varíe mucho convendrá hallar dicho espesor bajo cada geófono o grupo de geófonos para calcular la forma (o patrón) que deberán tener las reflexiones; esto ayudará a reconocerlas en el sismograma. En zonas de buena respuesta sísmica no hará falta construir el patrón ya que bastará elegir una reflexión clara y evidente del t->ismograma para saber cuál es la


283

fonna que adoptan las demás, ya que todas mostrarán el mismo A efecto de topografía y capa meteorizada por corresponder al I I I mismo registro si bien con distinto move-out dependiente, como I I sabemos, de la profundidad (o tiempo central). ,I Reflexiones múltiples.-Reflexiones múltiples son las originadas 1' por una onda sísmica reflejada varias veces antes de llegar a la su- o '1 1 perficie. 1 1 Las más corrientes son las indicadas esquemáticamente en la \ \ figura IV·73. \ \ En (aÍ la onda explosiva se refleja en r, luego se refleja en la base \ \ B de la capa meteorizada y, por último, se refleja nuevamente en r llegando a la superficie. En (b} se produce el mismo efecto, solamente que el reflector intermedio en este caso el contacto Fig. IV-72 suelo-aire, y, por último, vemos esquematizado, asimismo un caso simple de reflexión múltiple entre dos reflectores profundos (e). Estas reflexiones múltiples pueden aparecer en el sismograma confundiendo aJ interpretador puesto que aparentan provenir de estratos r' más profundos (ver figura IV-73 ). \

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Fig. IV-73

Las reflexiones múltiples pueden ser más complicadas, ya que el número de veces que se reflejan entre dos contactos puede ser más elevado. Las más fáciles de reconocer son las correspondientes a los casos a y b, ya que el tiempo central de la múltiple es, aproximadamente, doble del correspondiente al reflector r; y asimismo ocurre con los t (o diferencias de tiempos entre las trazas exll"emas), en caso de reflectores inclinados. Para que existan múltiples es condición necesaria que haya buenos reflectores y, asimismo, que haya otro contacto que pueda devolver la energía hacia ahajo. Desgraciadamente este hecho ocurre con más frecuencia de la que muchos geofísicos creen; lo que sucede es que las reflexiones múltiples se intercalan entre las verdaderas y es muy difícil verificarlas.

284


El análisis de las reflexiones múltiples puede llevarsé a cabo por determinaciones de la velocidad media en función del tiempo central t y de la diferencia de tiempos extremos .:lt de las reflexiones. Como veremos más adelante (Determinaciones de velocidad), por el análisis cuidadoso de los t y At se puede llegar ala velocidad media V m entre la superficie y el reflector correspondiente. Si esta V m es notablemente inferior a la real (obtenida de reflexiones verdaderas) hay bastante probabilidad de que la reflexión estudiada sea múltiple, ya que los recorridos de los rayos se verifican desde el reflector verdadero y no desde el reflector aparente más profundo (en los casos (a) y (b) a doble profundidad, aproximadamente). No obstante, esta determinación es pesada y, sobre todo, no muy precisa. Modernamente para el estudio de las múltiples se recurre a la fabricación de sismogramas sintéticos hechos en el laboratorio (ver apartado IV-15) que se pueden fabricar con o sin múltiples. De la comparación entre el sismograrna real y el sintético se puede llegar a la verificación de las múltiples. Otro tipo de múltiples mucho más corriente es el de las llamadas reflexiones fantasma. L

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Fig. IV-74

En la figura IV-74 aclaramos el concepto. A un geófono cualquiera del perfil llegan el rayo reflejado OAG y un rayo OLA 1 G que se refleja sucesivamente en el contacto suelo-aire y en el reflector r. Esto provoca una segunda reflexión ficticia cuya diferencia de tiempos con la verda
Cuando se trabaja en el mar se observan múltiples debidas a ecos producidos entre el contacto agua-aire y el fondo marino. .Estas pueden perturbar notablemente el registro. Difracciones.-Cuando la energía sísmica que parte de un punto O llega a un punto singular de discontinuidad, tal como A (fig. IV-75) (caso de una falla), éste punto actúa como nueva fuente de ondas produciendo rayos directos difractados tales como los indicadores sobre el perfil registrado MN. Las ondas producidas interfieren la energía reflejada y pueden confundirse con verdaderas reflexiones. Ya es siempre posible diferenciarlas de ellas, pues el move-out de una difracción es mucho mayor que el de una reflexión, a causa de que el origen de la misma, A, está mucho más superficial que el punto imagen de la reflexión correspondiente al mismo tiempo central (ya que éste es el simétrico de O respec-

285


M

N

D

Fig. IV-75

to al reflector correspondiente). No obstante, la diferenciación entre una reflexión y una difracción es frecuentemente confusa. Efecto de falla sobre las reflexiones.-Cuando un perfil sísmico cruza una falla la reflexión se interrumpe bruscamente en un cierto punto para continuar en el mismo perfil o en perfiles sucesivos (fig. IV-76). o

M

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II

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I

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I

\,' \ ,'

Fig. IV-76

Es raro que la reflexión vuelva a continuar en el mismo sismograma, ya que generalmente las fallas van acompañadas de difracciones que disturban notablemente el registro. En general, en los perfiles siguientes podrá observarse de nuevo el reflector más superficial o más profundo, según el salto de falla sea hacia arriba o hacia abajo. Causas de las malas reflexiones.-Las causas de las malas reflexiones pueden ser de dos clases: 1) Las procedentes de la zona que se investiga, y 2) Las que se refieren a la técnica de registro utilizada.

286


Entre las primeras, citamos: a) No haber suficiente contraste de velocidad entre lasdistintascapas; b) Los contactos entre capas no son planos, sino irregulares (por ser, por ejemplo, zona de tectónica complicada) c) Absorción de la onda explosiva por los terrenos superficiales poco consolidados y muy espesos, impidiendo una buena transmisión de la energía e incluso una buena recepción; d) Presencia de múltiples o difracciones o simplemente disturbios que oscurezcan el regisb"o. Entre las debidas a la técnica de registro empleada citamos: a) Presencia de la onda superficial; b) Insuficiente recepción, debida a la utilización de pocos geófonos por traza; c) Dispersión de la energía debida a deficiencias en la correcta stuación de la carga o a la no utilización, en su caso, de pozos múltiples. Es muy difícil definir a priori las causas por las que no se obtienen buenas reflexiones. En general todas las anteriores contribuyen, sin olvidar que hay zonas en las que las reflexiones son malas o no existen debido a las características peculiares de las mismas, en cuyo caso la prospección debería ser '!omplementada con otros métodos geoñsicos. Procedimientos para mejorar las reflexiones.-Aparte del empleo de p02os y geófonos múltiples y del compositing, de los que hablaremos en el apartado IV-15, hay oh"os procedimientos que penniten mejorar las reflexiones. Uno de ellos, muy utilizado, es el empleo de la mezcla de..,l;rlZ'lS o mix. La mezcla de b"azas consiste simplemente en mejorar artificiahntntte las reflexiones (en el apartado de registro) por la combinación o mezcla de unas trazas con otras. Combinando la señal de una traza con parte (del orden de un 20%) de las señales de las trazas adyacentes se logra mejorar visualmente las reflexiones y, por tanto, facilitar su lectura. Es peligroso utilizar un grado muy alto de mezcla, ya que podría introducir falsas reflexiones o, al menos destruir el carácter de las verdaderas. La mezcla de trazas debe ser empleada con mucho cuidado y, al menos, si se registra un perfil con mi.x, se debe efectuar una segunda exposición no mix (sin mezcla) para poder verificar con la segunda las reflexiones obtenidas en la primera. Otro procedimiento para mejorar las reflexiones es eliminar el ruido producido por el viento enterrando los ge6fonos en el suelo o con filtros adecuados. Asiipismo, se puede separar convenientemente el pozo del perfil para eliminar la onda superficial o directa, si no se ha podido eliminar mediante el empleo de filtros adecuados. También se puede intentar mejorar las reflexiones variando la técnica de explosi6n empleada (profundidad, forma, cantidad y distribución de la carga). Por último, digamos que la elección de filtros es fundamental para el registro de las reflexiones. En general, las reflexiones superficiales requerirán filtros estrechos (de frecuencias medias-altas), mienb"as las profundas requerirán filtros anchos (frecuencias medias-baj¡u;). Datos de tiempo que se obtienen de las reflexiones.-Aunque ya hablamos algo de ello anteriormente, nos p«ece conveniente insistir sobre lo mismo.

..,

287

CAP. IV.- METODOS SJSMJCOS

Cuando se emplea el método sísmico de reflexión, el objeto es determinar las reflexiones y situarlas en profundidad. Para ello se hacen, en cada reflexión obte· nida en el sismograma, dos lecturas de tiempos: a) EJ tiempo mínimo t (es decir, en explosiones centrales el tiempo central correspondiente a las trazas 12-13 y en explosiones laterales el tiempo correspondiente a la traza l); b) La diferencia de tiempos .6t entre las trazas extremas. Con estos dos valores, t y Lit se puede llegar, como indicamos en el apartado IV-8) a la situación de los elementos reflejantes (es decir, de las reflexiones) en profundidad. Un factor importante a tener en cuenta cuando se utiliza el sistema de perfiles continuos con cobertura continua del subsuelo, es que las reflexiones correspondientes a un mismo reflector deben quedar ligadas de cada perfil al siguiente. Es decir, el tiempo central t sumado a la media de los .6t correspondientes debe dar el t siguiente (con error admisible menor de unos cinco milisegundos). Esto se debe a la continuidad del reflector de uno a otro punto de disparo, como fácilmente puede comprobarse razonando sobre la figura correspondiente. IV-11. Reducciones al datum En todas las explicaciones anteriores hemos supuesto que disparábamos y registrábamos en un plano horizontal y, asímismo, que la velocidad inicial era la de Ja capa consolidada.. Esto no es cierto ya que en realidad registramos el perfil en la superficie del suelo (fig. IV-77) y, aunque disparemos debajo de la capa meteorizada (weathering), la última parte del recorrido de los rayos reflejados OG se verá afectada por la capa meteorizada GM. Por otra parte, como registramos en la superficie del suelo, tendremos que tener en cuenta, asimismo, las diferentes cotas del pozo y de los geófonos para poder reducir los tiempos registrados a los que se obtendrían si hubiésemos disparado y registrado en el Datum (es decir, en 0 1 y G 1 respec· tivamente). 6pi1

meteorizetle

C11pe consolidada

----------- - -- ______y_i;,_ __ _ O¡

Rel/ecfor

Fig. 1'!·77


288

El Datum o plano de referencia es un plano horizontal ficticio, elegido cerca de la superficie (para evitar errores grandes en la estimación de los recorridos) aJ que referimos, según hemos indicado, los tiempos leídos en el sisrnograma. IV-11.1. Capa meteorizada y capa consolidada

La experiencia demuestra que bajo el perfil del terreno (fig. IV-77) hay una zona superficial de baja velocidad y espesor variable, que forma la capa meteorizada o capa no consolidada. Su espesor es muy variable, ya que puede oscilar entre O y 100 metros, aunque 1 lo más corriente es que sea del orden de 10 a 30 metros. Aunque se le llama capa meteorizada (o weathering en los libros ingleses), en general, su espesor no coincide con el de la capa superficial afectada por los agentes atmosféricos; en sísmica, cuando hablamos de ellas, nos referimos a la capa superficial de baja velocidad, coincida o no con la zona de aireación. La velocidad Vs de la capa meteorizada suele variar entre 350 m/seg y 1200 m/seg.

Bajo la capa meteorizada se encuentra la capa consolidada. La velocidad Ve de la capa consolidada suele variar de 1400 m/seg a 3500 m/seg. La variación de espesor de la capa meteorizada puede ser completamente arbitraria, incluso a lo largo de perfiles contiguos; por ello hay necesidad de efectuar el cálculo de su espesor, al menos en los puntos más importantes del perfil Para disparos centrales estos puntos son: el pozo de explosión y los puntos correspondientes a las trazas centrales 12-13 y a las trazas extremas 1 y 24. Con estos datos podremos obtener el tiempo central y la diferencia de tiempos extremos Lit, ambos referidos a 1m plano horizontal para cada una de las reflexiones, tal como supusimos en las explicaciones anteriores. Indiquemos, por último, que el contacto capa meteorizada-capa consolidada viene dado, en definitiva, por el cambjo de velocidad entre una y otra zona. Precisamente, gracias a este contraste grande entre una y otra velocidad, podremos determinarlas mejor. Interesará primeramente conocei: cómo se determinan las velocidades de la c~pa meteorizada (V 5 ) y de la capa consolidada (Ve), que es de lo que vamos a tratar a continuación. Determinación de la velocidad v. de la capa meteorizada.-Hay dos sistemas: 1) Por sucesivos disparos en un p020 perforado dentro de la capa meteo~ada. Sea (fig. IV-78) un pozo OA perforado dentro de la capa meteorizada. Si disparamos tres pequeñas cargas explosivas a las profundidades OA, OB y OC y registramos los tiempos tA, t 8 y te de llegada de la onda sonora a un geófono situado en la boca del pozo O (tiempos up-hole) podremos dibujar la dromocrona de La parte derecha de la figura. La tangente del ángulo de inclinación con el eje t nos dará la velocidad buscada Vs, ya que:

289


o

e

A'

B

B'

A

e•

o

e

B

A

F.ig. IV-78

Conviene dibujar el gráfico tiempos-distancia porque, en general, los puntos no caerán en una recta y habrá que buscar la recta que, pasando por el origen, se aproxime mejor a los puntos C'B' A' determinados en el gráfico. 2) Disparando en superficie y colocando los geófonos muy cerca del punto · de explosión. Disparando en el punto O y registramos los tiempos t 1, t 2 y t 3 correspondientes a los recorridos de la onda superficial (onda directa) OG 1 OG 2 y OG 3 (fig. IV-79);

o

.

G

I

\1

I 1

\

\

I

.

1

;

I ,, I

1

I

1

L

M

Fig; íV-79

Representando el gráfico tiempos-distancia obtendremos, como antes, la velocidad Vs de la capa meteorizada, ya que: V =OG 1 =0G 2 =0G 3 s

t¡

t2

t3

Es necesario situar los geófonos G 1 , G2 ... muy cerca del punto del disparo O pa·

TRATADO DE GEOFISICAAPLICADA

290

ra evitar que lleguen antes los recorridos OLMG refractados por el contacto capa meteorizada-capa consolidada. Determinación de la velocidad Ve de la capa consolidada.-En realidad lo que determinamos es la velocidad de la parte más alta de la capa consolidada, ya que, como sabemos, la velocidad varía con la profundidad. Se determina por los mismos procedimientos indicados anteriormente, sólo que variando las profundidades y distancias. 1) Por sucesivos disparos en un pozo perforado previamente dentro de la capa consolidada, registrando los tiempos de llegada a un geófono situado en la boca del pozo (tiempos up-hole) (Fig. IV-80). o

B

o

A

e

B

A

Fig. IV-80

Como los tiempos tA, t 8 , te estarán todos afectados por el recorrido OM en la capa meteorizada, si hallam?S la diferencia entre cada dos de ellos, eliminaremos su efecto. Por lo tanto:

= OA -

V

e

08

tA - ta

= OA -

OC

tA - te

o lo que es lo mismo, la velocidad Ve la obtendremos representando la dromocrona parte derecha de la figura IV-80 y hallando la tangente del ángulo de inclinación que forma con el eje de tiempos. 2) Por disparos en superficie colocando los geófonos a suficiente distancia para poder registrar la onda refractada en el techo de la capa consolidada. Disparamos en O y registramos en los geófonos G1 , G2 , G3 ... (fig. IV-81) colocados a una distancia conveniente para que la onda refractada OABG 1 ll(:gue a.fi!es que la directa OG 1 • Representando el gráfico tiempos-distancias, la tangente del ángulo de inclinación con el eje Ot nos dará la velocidad Ve que buscamos. Este método supone que la superficie es horizontal y que el contacto capa meteorizada-capa consolidada es asimismo horizontal. Lo primero se puede conseguir eligiendo un terreno aproximadamente horizontal para hacer la prueba; en

291


o

G¡ I I 1 1

\

1

1 1

'

1 1

I 1

A

Ve

B

1

1

, 1

1

e

1 1

1

1

,

\

I

1 1

I

~

1 1 I

1

1 1 1

1

I 1 1

1

1

\

G3

1 1

,I

1

v,

G2

1

1 1

o

D

1 • 1

1 1

1

:t1

: t2

:t3

' 1

1 1

1 1

G¡

G2

G3

Fig. IV·81

cuanto a lo segundo, se remedia registrando el perfil conjugado (en sentido contrario) y tomando para Ve una componente media de las velocidades obtenidas en ambos sentidos, en la forma que indicamos en otro capítulo. Hagamos notar, por último, que conviene siempre representar a una escala adecuada las dromocronas al objeto de trazar la recta que más se aproxime a los puntos situados por sus coordenadas tiempo-distancia. Una vez conocidas las velocidades V, y V e por estos métodos u otros análogos, calcularemos el espesor de la capa meteorizada tanto en el pozo de explosión como en un geófono cualquiera del perfil A continuación exponemos un sistema sencillo de cálculo que suele bastar en condiciones topográficas normales. Espesor de la capa meteorizada en el pozo de explosión.-Cuando se realiza un disparo para registrar un perfil sísmico siempre se sitúa un geófono auxiliar junto a la boca del pozo. Este geófono se emplea para registrar el tiempo vertical (tiempo up-hole) que emplea la onda sonora en recorrer la distancia punto de explosiónboca del pozo. Este tiempo es muy útil para hallar el espesor de la capa meteorizada en el pozo de explosión y se registra en una de las trazas del sismograma, ya que como es el tiempo mínimo (tiempo vertical) llegará antes que la primera llegada (o primer impulso refractado), correspondiente a dicha traza. Una vez registrado se desconecta automáticamente el circuito y la traza prosigue el registro normal del geófono que le corresponda. Sea, pues, la figura IV-82, en la que hemos representado en la parte izquierda el pozo de explosión y en la parte derecha la dromocrona correspondiente, que hemos representado para mayor claridad, con el eje t horizontal El trozo PA1 corresponderá a V 5 y el trozo A1 O 1 a Ve. Si ponemos: p

=profundidad de explosión PO

tuh

=tiempo up-hole =tiempo PO= 00 1

eP =espesor de la capa meteorizada en el pozo= PA,

podremos escribir:


292

p

p

v,

p

v, A

~-+--++-----'-~~~- ------

-----------

A¡

A

o

o

O¡ t uh

Fig. IV·82

tuh

t

un

= tPA

- -p

Ve

eP

p - eP

+ tAo =Vs + -Ve

= eP (

- 1 - - 1 ) de donde Vs Ve

[1]

Como se ve, en la figura de la derecha el espesor de la capa meteorizada en el pozo de la ex.plosión corresponde a PA, es decir, a la profundidad correspondiente al punto de intersección de las dos velocidades V5 y Ve. En la práctica, como en cada pozo se realizan varios disparos bastará situar los distintos tuh• en el gráfico, tiempos-profundidades, para obtener las dos velocidades, V, y Ve. La profundidad· aei punto de intersección A1 nos dará el espesor de la capa meteorizada. O bien, aplicando la fórmula [ 1 ], obtendremos dicho espesor eP. Espesor de la capa meteorizada bajo un geófono cualquiera.-Suponemos que el disparo se ha efectuado en la capa consolidada, a poca distancia de su contacto con la capa meteorizada, circunstancia corriente en los trabajos sísmicos. Sea (fig. IV-83) P el pozo de explosjón, O el punto de disparo y G un geófono cualquiera del perfil. En la figura hemos representado el plano vertical que pasa por el pozo y por G. Llamemos eP y eq a los esprsores de la capa meteorizada ha· jo el pozo de explosión y bajo el geófono G, resprctivamcnlf'. El primero de ellos será conocido por la fórmula [ 1]. El recorrido de la onda refractada (priml'ra llrgada) s1·rá OAG; ahora bien, como el contacto entre las capas m<'tcoriMda y coni;olidada no ~ná, en g<'neral muy inclinado, y las velocidades V5 y Ve scr[m mu} divrrsas, f'I recorrido GA se podrá tomar, aproximadamente, como vrrli1·aJ. El ti<·rnpo t 9 en el ~ismograma será:

293


p----- D ----- G

p

o Fig. IV-83 t 9 =Tiempo OAG =Tiempo OA

+ Tiempo AG

es decir, t9

-

V 0 2 + (p -

-

V

e

e )2 9

e + -V 9 s

Y entonces resultará:

(2)

que es la fórmula práctica que se emplea. Si la distancia D es muy grande respecto a p - e9 , aún se puede simplificar más la fórmula (2], quedando: [3]

que en la práctica da suficienlt' aproximación para distancias grandes pozogeófono. En todo lo anterior hemos :;upucsto que PG era horizontal, cosa que normalmente no ocurrirá. Si la diferencia de cola~ entre P y G es grande, entonces habría que considerar esta diferencia para corregir el valor de eP en la fórmula (2), ya que en eUa suponíamos que P y G estaban al mismo nivel. D será siempre la distancia entre las proyecciones de P y G sobre un plano horizontal. Conocidos V,, V e•

eP

y e9 podremos calcular las reducciones al Datum.

IV-11.2. Reducciones al Datum

Sea PO el pozo de explosión y G un geófono cualquiera del perfil. Sea r un reflector cualquiera (fig. IV-84).

294

TRATADO DE GEOFISICA APLICADA G

p

Disparamos en O y registramos en G. El problema consiste en reducir el tiempo leído toLG = t 9 al que se tendría (t01 , tG 1 ) si hubiéramos disparado y registrado en el Datum; es decir, en los puntos 0 1 y G 1 •

p

-----

o

G• 1 1

--~--

I

,.,_

__ 1

____ 7___::'_

Qp O¡\

/G¡

,

'\

I

1

1

"..__0atum

Aclaremos de antemano, que como las profundidades de lm: reflectores son muy grandes comparadas con las distancias superficiales PG, y la pendiente de r no muy grande, los recorridos 00 1 y GG 1 serán prácticamente verticales (favorecidos, además, por la curvatura del rayo y por la p re· sencia de la capa meteorizada bajo G). Consideraremos, pues, dichos recorridos verticales y los puntos O 1 y G 1 como los O y G proyectados sobre el Datum.

QO

I

1

V

Nivel del mar

--4-----'-- --- -----\ I

,

\

I

' '1

I1

' ' '11 1I' I

1

,,

1 I

1'

"

L

Fig. IV-84

Con esta simplificación es muy sencillo el cálculo de las reducciones al Datum. Llamando Üp OG y 0 0 a las cotas de P, G y del Datum respecto al nivel del mar y e9 al espesor de la capa meteorizada bajo el geófono G, siendo: Tiempo bruto T oLG = T9 Tiempo reducido al Datum, T01 LGi =

T~

podremos poner: T~

= T9

-

tiempo 00 1 - tiempo GG'G 1

ahora bien, como PO= p y GG' = C9 y Too1==

~

Üp-0 0 -P.

Ye

'TGG'=Vs y TG1G'=

OG-Oo-~

Ve

quedará finalmente: T' =T g

9

o P -o0 Ve

-p

(4]

Esta reducción no se suele hacer para todas las trazas del sismograma, sino solamente para las trazas que interesen. En disparos centrales se hacen solamente para las trazas 12-13 (pues el tiempo central interesa para situar los elementos reflejantes en profundidad); se podría hacer asimismo para las extremas, pero como no suelen interesar por separado, sino solo su diferencia Llt' (que indicará en tiempos la pendiente del estrato), se calcula la llamada corrección diferencial de weathering (D,W,C). Conservamos el término inglés (Diferential Weathering Correction) por ser llam ada así generalmente.


295

IV-11.3. Corrección diferencial de weathering (D.W.C.)

Hasta ahora hemos corregido los tiempos brutos leídos en el sismograma para reducirlos al Datum o plano de referencia. Ahora veremos cual es la corrección que tenemos que añadir al Llt bruto (diferencia de tiempos brutos de las trazas extremas l y 24 de cada reflexión) para obtener At' (At corregido), es decir, el que se obtendría si hubiésemos disparado y registrado en el Datum. Observemos que esta corrección es para tiros centrales. t 24

La pendiente bruta en tiempos que obtenemos en el sismograma será At = - t¡, siendo t 24 )' t 1 los tiempos desde O a los geófonos G24 yG 1 (fig. IV-85).

L

M

Fig. IV·BS

La pendiente real en tiempos At' será la que obtendríamos restando las dos expresiones [4] relativas a los geófonos l y 14 es decir: ,_ Á ÁtA

'"'t

=

A

'"'t

ei - e24 _ e1

t+ Vs

- e 24 + 0 1 - 0 24 Ve Ve

ei - e24 ( 1 - V s ) Ve

+ Vs

+

01 - 024 Ve

De donde la corrección diferencia de weathering será:

_ e 1 -e24 (l - V5 ) D.W.C. - Vs Ve

+

0 1 -024 Ve

Ahora bien, como e 1 ~ e24 = te1 - t 824 ; es decir, la diferencia de los tiempos de s· los recorridos bajo la capa meteorizada en G 1 y G24 , podremos poner (fig. IV-85).

296


tgl :

te24 =

y como toLA

R:

toMe

ti - tOLA

tz4 -

toMB

resultará

y podremos poner finalmente

que es la fórmula práctica para hallar la D.W.C. Como ya indicamos, esta corrección servirá para obtener la pendiente real del contacto en tiempos. Con todas las reducciones anteriores hemos pasado del caso general al teórico de disparar y registrar en un plano horizontal. IV-11.4. Criterios para la elección del Datum

El Datum elegido debe estar lo más cerca posible del punto de disparo, con objeto de que las correcciones a aportar a los tiempos sean las menores posibles, ya que, como se conocen imperfectamente tanto las velocidades como los espesores de la capa meteorizada, se evitan grandes errores procediendo de esta manera. No es necesario que el Datum sea el mismo para todos los perfiles, ya que de hecho se variará su nivel adaptándose a la topografía para cumplir la condición anterior, y de manera que la diferencia de cotas de dos Datum sucesivos sea la menor posible. Como las reflexiones leídas en cada sismograma se referirán a su Datum correspondiente, situado sobre Ja sección final a la escala de las profundidades, las diversas reflexiones de un mismo horizonte se corresponderán, asimismo, en la sección profundidad. El Datum puede ser, incluso, un plano inclinado, aunque pocas veces se e~plea de esta manera. Indicamos, por último (fig. IV-86), la disposición de los Datum elegidos en una sección topográfica accidentada. Como vemos los sucesivos Datum Di 0 2 •.• van marcando, más suavemente, los accidentes topográficos del perfil. IV-12. Medidas de velocidad

.

~

El conocimiento de la ley de propagación de la velocidad de la onda sísmica en el subsuelo es necesario para la interpretación de los datos sísmicos, ya que sin él no se pueden situar correctamente, en profundidad, los elementos reflejantes.

'197


Perlll

2

3

4

5

6

Fig. IV-86

En este apartado trataremos de los díversos métodos que se emplean para determinar la ley de propagación de Ja velocidad de la onda sísmica en la zona en que se realiza la prospección. Tres son los procedimientos más empleados para esta determinación: el primero de ellos es indirecto y consiste en llegar a la velocidad media partiendo de las medidas de tiempos registrados en los sismogramas obtenidos por el método de reflexión; los otros dos son directos y consisten en medir la velocidad utilizando sondeos profundos, bien partiendo de los tiempos de llegada de la onda sísmica desde la superficie a un geófono situado en el sondeo, bien a partir de los tiempos de llegada de la onda sonora producida por un equipo transmisor a unos receptores incorporados a él y situados a distancias fijas,. constituyendo un aparato emisor-receptor que se va desplazando de una manera continua a lo largo del sondeo (Continuous Velocity Loging o C. V .L. Testificación continua de la velocidad).

A continuación describimos los tres métodos, con lo que quedará suficientemente aclarado todo lo anterior.

IV-12.1. Determinaciones de velocidades basadas en datos de reflexión

Hay dos procedimientos, aunque fundamentalmente son idénticos, ya que se basan en el mismo principio. Estos métodos son: a) Método de los perfiles de reflexión; y h) Método t - .:1 t. Añadamos que estos métodos suponen que las trayectorias de los rayos son rectas y que los estratos que proporcionan las reflexiones son horizontales. El primer supuesto no es exacto, ya que las trayectorias son, como sabemos curvas. No obstante, el error que se comete no suele ser muy grande.


298

Si los elementos reflejantes no son horizontales, pero difieren poeos grados de la horizontal, los errores cometidos son, asimismo, pequeños. a) Métodos de los perfiles de reflexión. -Supongamos (fig. IV -87) que disparamos y registramos en un plano horizontal OG 1 G2 • Sea r 1 un reflector, asimismo, horizontal. Sea O el punto de explosión, G 1 y G2 dos geófonos cualesquiera de la alineación, Z la profundidad del reflector r 1 y V m la velocidad media entre la superficie y el reflector. Si suponemos las trayectorias rectas podremos poner: V T V T OM =~; OL=__!!!__.!.

2

r¡

L

2

siendo T1 =ToLGi y T2 = T oMG 2

M

Si suponemos OG 1 = X 1 y OG 2 = X2 , tendremos:

Fig. IV-87 2 r2

z2 = V __!!)__j_ 4

=

x2

--1

4

y2 T2

xz

4

4.

z2=~-......!

de donde:

[ 1]

De la expresión [ 1] se deduce que la relación entre X 2 y T 2 es lineal para cada reflector horizontal, por lo que, si representamos los valores correspondientes de X 2 y T 2 el] un gráfico con estos ejes, los puntos caerán en una línea recta. En realidad, como las observaciones de X y T están afectadas de ciertos errores conviene elegir muchos puntos para determinar la recta que mejor se ajuste a todos ellos (fig. IV -88). Si m es el coeficiente angular de la recta así determinada, la velocidad media será:

Nótese que la recta corta el eje T 2 en el punto T~, tiempo que corresponde a la trayectoria vertical o tiempo mínimo (X= O).

299


Fig. IV-88

La profundidad de la capa reflectora será:

Vm To z:::::.--

2

Siguíendo el mismo procedimiento para otros reflectores horizontales podremos determinar las distintas Vm y Z para cada uno de ellos. Si las capas no son horizontales se pueden disponer perfiles inversos (disparando en el punto O' de la figura IV-87, simétrico de O respecto al punt o medio de Gi G 2 ) y poner en la fórmula {1) en vez de T 1 y T 2 los valores medios que se obtengan, o bien hallar la media de las velocidades medias determinadas en ambos sentidos. b) Método t - Lit.-Como dijimos anteriormente es fundamentalmente igual al anterior, sólo que se procede de distinta manera. Sea el perfil de geófonos G 1 G 2 ; O, el punto de disparo y M el punto medio de G 1 G 2 (fig. IV-89). Si ponemos OM =X y G 1 G2 = LiX e introducimos estas cantidades en la fórmula [ 1], teniendo en cuenta que: X2

+ X1 =

2X T 2

z

+ T 1 = 2T

X2 -X 1 =LiX T 2 - T 1 =LiT podremos expresar dícha fórmula por la síguiente expresión:

Fig. IV·89

yz m

= X Li X T Li T

300


o lo que es lo mismo: T f:,, T =

XAX ---vz = constante

[2]

m

puesto que los valores de X, AX y Vm son constantes para cada reflector horizontaL Si representamos en unos ejes coordenados AT, T los valores que obtengamos de .c:1T y T para las mejores reflexiones (aproximadamente horizontales) de un gran número de sismogramas y trazamos la curva C que más se aproxime a todos ellos (fig. IV-90) obtendremos la ley de variación de las velocidades medias, ya que para cada valor de T y AT de cada punto de la curva obtendremos Vm por las fórmulas anteriores, puesto que X y AX son conocidos. Una vez determinada Vm para un tiempo T, la profundidad Z se obtiene simplemente por Ja fórmu la:

T

Hay que tener en cuenta que si las reflexiones no son horizontales convendrá disparar en los dos sentidos, utilizando, como indicamos antes, los valores promedios de T y h.T que resulten. Cuando mayor sea la longitud X tanto más precisa será la medida e por ambos procedimientos. Si se ' - - - - - - - - - - - - - - - A T quiere efectuar medidas de velocidad partiendo de datos de reflexión, convendrá, pues, elegir los Fig. IV-90 extencümientos más largos posibles.

No obstante, estos métodos se aplican estadísticamente a las prospecciones normales de campo, ya que, aunque los extendimientos son cortos, y, por tanto, las medidas menos precisas, eligiendo reflectores muy buenos y extendiendo el número de medidas a una cantidad grande de reflexiones de la zona se puede llegar en circunstancias favorables, a la determinación de las velocidades medias con errores del orden del 3%. Indiquemos, por último, que una vez obtenidas las velocidades medias se puede determinar la curva tiempo-profundidad (verticales) y, por tanto, determinar la ley de variación de la velocidad con la profundidad. Como esto lo explicaremos con suficiente detaUe en el apartado siguiente, no insistimos sobre ello.

301


IV-12.2. Determinaciones de velocidad en sondeos profundos

Hay dos métodos: a) Testificación mediante disparos en superficie. b) Testificación continua de la velocidad. a) Testificación mediante disparos en superficie.-Un método directo para determinar las velocidades de La onda sísmica en el subsuelo consiste en introducir un geófono especial en un sondeo y medir los tiempos de llegada de la onda sísmica producida por Ja explosión de una carga en superficie (P, punto de explosión) a las distintas posiciones del geófono del sondeo G 1, G 2 , G 3 , G 4 (fig. IV-91).

El único equipo especial que se requiere es un geófono especialmente preparado para resistir las altas presiones encontradas en los lodos del sondeo. Esta geófono está conectado eléctricamente al aparato registrador por medio del cable que queda suspendido.

s

p

G1

El cable es el que normalmente se utiliza en las testificaciones eléctricas de sondeos. La carga explosiva se sitúa en un pozo de explosión P perforado en superficie por debajo del weatherittg (capa meteorizada) y situado a una distancia PS conveniente del sondeo S para que la explosión no le dañe.

Fig. IV·91

Los tiempos, como es normal en sísmica, se refieren a un plano de rdereneia horizontal, próximo a los puntos de l:'xplosión. De esta manera registramos los tiempos observados correspondientes a los recorridos PG 1 PG 2 , PG 3 , etc, de la figura IV-91; tiempos que situarnos en un gráfico tiempos-pro· fundidades y que son los indicados con un cuadradito (fig. IV-92). Estos tiempos los reduciremos a tiempos verticales multiplicándolos por cose, siendo 6 el ángulo de inclinación de las sucesivas rectas PG 1 , PG 2 •.• con la vertical (fig. IV-91) án.d gu 1o conoc1 o ya que tg

e = SG SP

tlempos

G2 --------- -

.,

{: ~

G3 ~---------~

::

~

G4 --------------

. ; estos tiem1

pos serían los correspondientes a los trayectos verticales SG 1 , SG 2 , etc. Los tiempos verticaJes están indicados en la figura IV-92 con un circulito.

a

tiempos observados

o

tiempos verticales

Fig. IV-92

300


o lo que es lo mismo: T t:i. T =

XÁX

---qr- = constante

[2)

m

puesto que los valores de X, t:i.X y Vm son constantes para cada reflector horizontal. Si representamos en u nos ejes coordenados t:i. T, T los valores que obtengamos de t:i.T y T para las mejores reflexiones (aproximadamente horizontales) de un gran número de sismogramas y trazamos la curva C que más se aproxime a todos ellos (fig. IV -90) obtendremos la ley de variación de las velocidades medias, ya que para cada valor de T y t:i. T de cada punto de la curva obtendremos Vm por las fórmulas anteriores, puesto que X y t:i.X son conocidos. Una vez determinada V m para un tiempo T, la profundidad Z se obtiene simplemente por la fórmula:

z = .!2 v v2m r 2 - x2 T

Hay que tener en cuenta que si las reflexiones no son horizontales convendrá disparar en los dos sentidos, utilizando, como indicamos antes, los valores promedios de T y t:i. T que resulten. Cuando mayor sea la longitud X tanto más precisa será la medida por ambos procedimientos. Si se e L - - - - - -- -- - - - -- Á T quiere efectuar medidas de velocidad partiendo de datos de refle· xión, convendrá, pues, elegir los Fig. IV-90 extendimientos más largos posibles.

No obstante, estos métodos se aplican estadísticamente a las prospecciones normales de campo, ya que, aunque los extendimientos son cortos, y, por tanto, las medidas menos precisas, eligiendo reflectores muy buenos y extendiendo el número de medidas a una cantidad grande de reflexiones de la zona se puede llegar en circunstancias favorables, a la determinación de las velocidades medias con errores del orden del 33. Indiquemos, por último, que una vez obtenidas las velocidades medias se puede determinar la curva tiempo-profundidad (verticales) y, por tanto, determinar la ley de variación de la velocidad con la profundidad. Como esto lo explicaremos con suficiente detalle en el apartado siguient e, no insistimos sobre ello.

301


IV-12.2. Determinaciones de velocidad en sondeos profundos lwy dos métodos: a) Testificación mediante cfü;paros en superficie. b) Testificación conlinua
u) Testificación mediante disparos en superficie.-Un método directo para deh'rminar las velocidades dt• la onda sísmica en el sul)suclo consiste en introducir un gcófono especial en un sondeo y medir los tiempos de llt>gada de la onda sísmi· ca producida por la explosión de una carga en superficie (P, punto de explosión) a las distintas posiciones del geófono del sondeo G1 , G 2 , G3 , G4 (fig. IV-91). El único equipo especial que ~e requiere es un geófono especialmente preparado para re· sistir las altas presiones encontradas en los lo· dos del sondeo. Esta gcófono está conectado eléctricamente al aparato registrador por medio del cable que queda suspendido.

s

p

El cable es el que normalmente se utiliza en las testificaciones eléctricas de sondeos. La carga explosiva se sitúa en un pozo de explosión P perforado en ~upcrfirie por debajo del weathering (capa meteorizada) y situado a una distancia PS conveniente drl sondeo S para que la explosión no le dañe.

Fig. IV-91

Los tiempos, como es normal en sísmica, S<' refieren a un plano de referencia horizontal, próximo a los puntos de rxplosión.

De esta manera registramos los lirmpos observados correspondiente~ a lo~ rl'corridos PG 1 PG 2 , PG 3 , etc, de la figura lV -91: tiempos que situamos en un gráfi<'o tiempos-profundidades y que son los indicados con un cuadradito (fig. IV-92). Estos tiempos los reducirrmos a tiempos verticales multiplicándolos por cos 8, siendo 6 el ángulo de inclinación de las sucesivas rectas PG 1 , PG2 ••• con la vertical (fig. IV-91) ángu 1o conoc1"do ya que tg 8

SP ; estos = SG 1

tiempos

..,

i;15

G3 ~---------~

~
. tiem-

pos serían los correspondientes a los trayectos verticales SG 1 , SG 2 , etc. Los tiempos verticales están indicados en la figura lV -92 con un circulito.

Q tiempos ooservadOS

o

tiempos vertlcales

Fig. IV-92


302

Hallemos ahora las velocidades intervalo. Las velocidades intervalo son las velocidades medías entre dos posiciones sucesivas del geófono del pozo y se determinan simplemente dividiendo Ja diferencia de profundidades por la diferencia de los tiempos verticales correspondientes. PG 2 - PG 1 Vi=--"--~

TG2-TG1

Una vez halladas las velocidades intervalo se construye el gráfico tiemposprofundidades-velocidades de la figura IV-93. tiempos

A

-

tiempos vertlcales

velocidades

Fig. IV-93 (tomada de Dix}

En esta figura tenemos: La línea que une los puntos con circulito es la gráfica de los tiempos verti· cales. La línea quebrada AN es la gráfica de las velocidades intervalo, halladas como hemos dicho antes. Obsérvese que los trozos verticales corresponden a las velocidades intervalo, que son constantes entre cada dos posiciones consecutivas del geófono, o sea, entre los circulitos. La curva (en este caso la recta AB) que !fiás se aproxima, como media a la que· brada de las velocidades intervalo será la ley de velocidad que buscamos. Este concepto se comprende fácilmente, ya que si consideramos un número infinitamente grande de posiciones del geófono en el sondeo, cada una de las velo· cidades instantáneas, o sea las velocidades correspondientes a cada punto de la función V= f (z).

303


En el caso de la figura IV-93 se ha buscado a la estima la recta que más se aproxima a la gráfica de las velocidades intervalo, obteniendose la ley de velocidad lineal V = V 0 + a z. Hay diferentes métodos analíticos para deternúnar la ecuación de la curva V= f {z) que más se aproxime a la gráfica de las velocidades intervalo, pero su exposición se sale del objeto de este apartado. Digamos por último que este método de cálculo de la ley de velocidad se puede aplicar a la determinación de la velocidad en hase a datos de reflexión, ya que una vez que se determinan las velocidades medias se llega a la profundidad del estrato reflejante y, por tanto, conocida ésta y el tiempo correspondiente se puede hacer un gráfico igual al anterior, en donde los tiempos serían los de llegada a cada uno de las reflexiones del sismograma. b) Testificación de la continua velocidad (C.V.L.).-La testificación continua de la velocidad o C.V. L. (Continuous Velocity Logging) es una técnica desarrollada en los últimos años, que consiste en medir, de una manera continua, las velocidades verticales de propagación de las ondas sísmicas a lo largo de todas las formaciones atravesadas por un sondeo. El instrumento consiste, esquemáticamente (fig. IV-94), en un aparato colgado del extremo de un cable, que se hace descender en el sondeo a una velocidad constante. El aparato lleva en sus extremos un emisor E y un receptor R separados por un aislante acústico A. El emisor produce ultrasonidos que llegan al receptor R a través de las formaciones comprendidas entre ambos, registrándose los ~empos de llegada t 1 para el intervalo ER, de una manera continua, en el aparato registrador de superficie. La transmisión de las ondas sonoras se ha de verificar necesariamente a través de las paredes del sondeo, ya que el aislante A impide la propagación directa ER. Por tanto, solamente podrán llegar al receptor las ondas propagadas por el lodo (zona rayada) o por las formaciones no afectadas. Ahora bien, como la velocidad de las formaciones no afectadas es siempre mayor, se registrarán primeramente las llegadas a través de ellas, por lo que se reconocen con facilidad. Al medir los tiempos del intervalo ER de una manera continua a lo largo del sondeo, en realidad lo que hacemos es medir de una manera continua las distintas velocidades intervalo.

'' ' _,'' 1 1

!l :

Fig. IV-94

z

304


El aparato registra dos curvas: a) la curva tiempo de intervalo-profundidad; h) la curva del tiempo total-profundidad (fig. TV-95).

200

~

(a)

220

\

240

260

UI

oa:

:e

280

\

'

z

lU

o <( o

300

::;,

320

oz \L.

Curva del tiem¡. I? total-

r--iC8/iZ8

340

-""'fJ:~~r.~:llJBS

~

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'\ ~

~ ~

Yeso r-

,.-.....,

...

\

o

a: o.

Caliza

~

\

3GO

\ Arcillas

'i\.

l

380

400

~

1-"

(b)\

...

lU

11

'\ ¡\ 1,5

2

3

4

Calizo

1"'55

6

789

VELOC I DAD DE PROPAGACION EN MILES DE M/S

Fig. IV-95

La curva (b), tiempo total-profundidad, sería la integral de la anterior (a}, es decir: T=J L

ft ' dz

o sea, el área bajo la curva de los tiempos intervalo. Esta se gradúa en milisegundos, a diferencia de Ja(a) que viene graduada en microsegundos. Por esta diferencia de escalas las c::urvas no se corresponden. La ventaja de tener la curva íb) en milisegundos es que se puede comparar con la obtenida disparando en superficie y bajando un geófono en el pozo, como en el caso anterior. Esta comparación es necesaria para determinar el retraso debido al recorrido

,,


305

de la onda por el lodo y por la parte de formación afectada por el lodo, que nunca se conocen bien. Por ello es necesario recurrir a la testificación mediante disparos en superficie para poder ajustar la curva tiempo total-profundidad a los puntos que indique aquella. Se recomiendan, al menos, cuatro puntos de medida para el ajuste de la curva. También se hace el cálculo del retraso cuando hay cavidades en las paredes del sondeo. Las aplicaciones del C.V.L. son muy importantes y se pueden dividir en dos clases. a) Aplicaciones geológicas.-El diagrama del C.V.L. ofrece la posibilidad de correlación entre sondeos distantes y, a veces, estas posibilidades superan las de las otras testificaciones geofísicas en sondeos. En realidad siempre se debe emplear en unión de estas últimas. b) Aplicaciones geofísicas.-La gran ayuda que proporciona a la interpretación sísmica al indicar la velocidad precisa de los contactos que originan las reflexiones o las refracciones.

Otro empleo importantísimo en estos últimos años ha sido la realización de sismogramas sintéticos. Estos se preparan en el laboratorio, partiendo del C. V.L. Sobre este interesante tema hablaremos con más detalle en el apartado que dedicamos a nuevas técnicas. Como final digamos que últimamente se ha desarrollado el sonic-log que es un aparato similar al anterior, sólo que lleva dos receptores en la parte inferior. Este aparato, además de todo lo dicho para el anterior ha resultado muy útil para determinaciones de porosidad. lV-13. Interpretación

Llamamos interpretación en sísmica de reflexión a todo el proceso necesario para la exacta situación en profundidad de los elementos reflejantes, relacionándolos unos con otros, con el fin de llegar a las secciones o cortes verticales que nos muestren los contactos que el método ha ido descubriendo, en realidad la labor interpretativa en sísmica de Teflexión comienza con el estudio del sismogra· ma y no acaba hasta que se han dibujado e interpretado geológicamente los mapas o batimetrías correspondientes a los diversos reflectores importantes que se encuentren en la zona. En los trabajos de sísmica normales se procede generabnente por el método de perfiles continuos con cobertura continua del subsuelo, lo que permite establecer correlaciones entre cada una de las reflexiones correspondientes a un mismo horizonte reflejaute, que se siguen en los sismogramas. Por ello comenzaremos con el estudio de las correlaciones entre sismogramas y a continuación, estudiaremos cómo se llega a los cortes verticales o secciones, de las que obtendremos los datos necesarios para dibujar las correspondientes batimetrías.


306

IV-13.1. Correlaciones entre sismogramas Sean dos perfiles contiguos CB y AD, en cuyos centros A y B hemos efectuado dos disparos consecutivos (fig. IV-96). Supongamos, para mayor comodidad, que hemos disparado y registrado en un plano horizontal CD (o, lo que es lo mismo, que hemos reducido los tiempos al Datum CD). Sea la capa reflectora LN;

1

/r\

\

1:1

1

/

\'

111

l:\ I 1 1

1 1

' ' '

¡'

I ' t //\

1 \

/

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J

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1

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1

,'

/ tA

\ \

I

1

L

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\

f

/t\

:

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1

I

/

\ / \ /

V

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I ta

1

/

1

i I

f

I

II ,'

'

,11

:\

/ \

I

;

/ I

,' /

\ ,' \

\/

I

Fig. IV·96

Si LM y MN son las reflexiones correspondientes al reflector LN en los dos sismogramas registrados (fig. IV-97), estas se reconocerán fácilmente poniendo uno junto a otro con los orígenes de tiempo coincidentes, ya que como el trayecto AMB corresponde a la traza última-del sismograma A y, asimismo a la primera del sismograma B, los tiempos son iguales. o L

1 1 1

1

A'1 1

: 1

M

1 1

M

1

Por otra parte los tiempos centrales tA y te están también relacionados entre sí a través de la inclinación del reflector r. Para pendientes suaves y profundidades medias y grandes se verificará, aproximadamente, que tA + ~tA +~te . + 2 =te,Slendo t.tA = tAMe - tALC y

1

e 1'

~te= te N 0

1

1

N

1

- te MA ; es decir, la diferencia de tiempos entre trazas extremas de cada perfil, como se puede comprobar fácilmente.

Fig. IV-97

Estas dos cosas permiten establecer un criterio para reconocer las reflexiones que pertenecen a un mismo horizonte reflejan te. Procediendo de la misma manera con todos los sismogramas contiguos iremos

ligando, sucesivamcnt<>, todas las reflexiones y obteniendo, por tanto, los distinto$ horizontes de la investigada.

..

307


Advirtamos que no todos los horizontes se siguen con completa continuidad, sino que de hecho se pueden interrumpir algunas veces. Cuando esto ocurre el interpretador tratará de seguirlos sobre sus cortes o secciones, prolongando ima· ginariamente sus elementos reflejantes y trazando lo que se llama un horizonte fantasma. Sobre este punto volveremos más adelante. La tolerancia admisible en sísmica sobre los tiempos para establecer correlaciones entre dos reflexiones contiguas es del orden máximo de unos cinco mili· segundos. Perfiles en cruz.-Hablamos en este capítulo de los perfiles cruz, porque son muy útiles para la labor interpretativa final y, aunque ya hablamos de ellos anteriormente, nos parece interesante ampliar un poco más lo dicho. El perfil en cruz (fig. IV -98) es el que se establece transversalmente a una línea de perfiles sísmicos. Generalmente se sitúa perpendicular a la línea con su centro O en dicha línea, y aproximadamente en el centro del perfil AB que cruza. En la figura hemos representado la línea de perfiles, y en el centro de uno de ellos AB hemos situado el perfil cruz CD. El objeto es obtener información soo bre la pendiente en sentido transversal CD. Una vez hallada la pendien.e en este o sentido CD se combina con la obtenida en sentido AB y por una composición A e vectorial se obtiene la pendiente total o máxima pendiente (fig. IV-99). O L =pendiente en sentido transversal. e

OM =pendiente en sentido longitudinal. OT

=magnitud

y dirección de la pendiente total. Cuando se efectúan mallas de líneas se puede hallar la pendiente total compo· niendo, en los puntos de intersección, las pendientes parciales de análoga manera.

Los valores de las máximas pendientes que hallemos se situarán en la batimetría final y snvirán de valiosa ayuda para dibujar dicha batimetría. Secciones verticales (Cross-sections).Una vez interpretados y ligados los sismogramas se procede a la representación de las reflexiones contenidas en los mismos en las secciones o cortes verticales.

Fig. IV-98

L

T

o

Fig. IV-99

M


308

Hay diversos tipos de secciones: secciones-tiempo y secciones-profundidad. Secciones·tiempo.-Cuando no se conoce la ley de propagación de la velocidad en la zona a investigar, una primera representación de los datos puede efectuarse en las llamadas secciones-tiempo. De estas hay dos tipos, secciones tiempo verticales y secciones tiempos emigrados. Las secciones tiempos verticales consisten simplemente en construir una sección situando directamente bajo los puntos de explosión (1 y 2) los tiempos ver· ticales t 1 y t 2 (o tiempos centrales en el caso de disparo central) leídos en los sismogramas, tal como se indica esquemáticamente en la figura IV-100. Esta representación tiene la ventaja de gran sencillez y de que sitúa los vérti· / I ¡ I 1 / : ces de los anticlinales y sinclinales per/ : I 1 I 1 fectamente. No obstante, presenta el in· ' i ,' l conveniente de que distorsiona notable· t¡ / / l ti / t2 : t2 1 1 I 1 mente los flancos. En la figura se ha preI 1 I I 1 / 1 1 sentado el segmento A'B', que corres· / :, / i pondería a la situación real del AB. / I 1 / i / 1 / Para evitar algo este último inconve· <. V A' ...... , { niente se emplean las secciones tiempos ',......... I !,1 emigrados, uno de cuyos sistemas consis'.../ l B' L_____ : te simplemente en trazar las tangentes A ------.J comunes a las circunferencias sucesivas B con centro en cada uno de los puntos de explosión y radios iguales a los tiem· Fig. IV-100 pos centrales (tiempos mínimos) de las reflexiones correspondientes a dichos puntos de disparo (fig. IV-101). 1

1

1

1

1

-'

1

/

2

,,

1t

1 1

1

t¡ :

,

1\ • 1 '\

'

12 J : t2 ' l

,

ll

'

'

, 1, 1

:

'

4

1

: \ '1 '\

1

......

3

\

\ 1\

t3 ' \ 13 l \

\ t4 \

~\

,-___\v ,.,,,.

l

~ \ '

\

\\

\

\

·~

--~~~~---L-...,,,,----------1-

--

Fig. IV· 101

De esta manera los elementos reflejantes se sitúan más correctamente, ya que se tiene en cuenta el desplazamiento producido por la inclinación de los mismos.

..


309

De todas formas hagamos notar que hemos hecho una representación considerando los rayos rectos; es decir, como si la velocidad fuese constante, lo que no sucede en la realidad, aunque esta representación es más aproximada que la anterior. Secciones-profundidad.-Cuando se conoce la ley de velocidad o simplemente cuando se adopta una ley de velocidad que, por las medidas efectuadas pueda aproximarse a la real, los elementos reflejantes se representan en seccionesprofundidad. Cada elemento reflejante se sitúa en su sitio mediante las fórmulas y ábacos correspondientes a la ley de velocidad empleada, según dijimos en la sección que dedicamos al estudio de las leyes de velocidad. En la figura IV -102 indicamos ese quemáticamente dos horizontes re· A 4 5 2 3 flejantes a y b compuestos por cinco e o elementos reflejantes correspondientes a otros tantos puntos de disparo. Los dementos reflejantes se repr.esentan como segmentos con una _lrayita en su centro, que correspon-L b de al punto del rayo normal al estrato (tiempo mínimo). Cuando las Fig. IV·102 pendientes son suaves se representan con una longitud 'igual a la mitad del perfil superficial (no olvidemos que en caso de un reflector horizontal la cobertura del subsuelo es la mitad del perfil en superficie); en caso de pendientes mayores se disminuye su longitud en función de la pendiente. Una escala corriente de estas secciones es la 1/10000, tanto en horizontal como en vertical. En la figura IV-102 la recta CD representa el nivel del Datum (o plano de referencia) mientras la AB representa el perfil topográfico. Aclaremos que los perfiles tienen sobre el Datum la longitud deseada 2L, ya que el equipo topográfico sitúa los perfiles sobre el terreno de manera que su proyección sobre un plano horizontal sea siempre la elegida 2 L. Sobre el uso de secciones-profundidad digamos solamente que es el tipo de secciones que siempre sedebenemplear;sólamente en caso de no conocer ni aproximadamente la ley de velocidad de la zona se emplearían secciones-tiempo. Digamos por último un concepto muy interesante. Las secciones-profundidad no representan exactamente un corte vertical del terreno pasando por la línea sísmica a que dicha sección corresponde. Razonando sobre el caso de velocidad ru11stante (ya que las cosas, en realidad, son más complicadas) y sobre espejos


310

planos vemos que cada elemento reflejante debe estar situado 110 sobre el plano vertical que pasa por el perfil, sino sobre el plano normal al plano reflejante que pasa por el perfil (plano de incidencia}. Ahora bien, si los horizontes sísmicos no son perfectamente concordantes, cada uno de los espejos sísmicos se encontrará sobre los sucesivos planos que pasan por el perfil y son normales a los diversos planos reflejantes. Es decir ~ada perfil sísmico registrará reflexiones de planos distintos y, aunque nosotros las representemos sobre un plano teórico vertical, en realidad estarán situados sobre un haz de planos (como las hojas de un libro abierto correspondiendo el lomo al perfil).

~

Si a esto añadimos que los distintos planos de incidencia pueden variar de un perfil a otro, por variar la pendiente de los estratos, se comprende que las secciones-profundidad son un poco más complicadas de lo que parecen. Este inconveniente se evita si las líneas se proyectan en la dirección aproxima· da de la máxima pendiente de los estratos. De esta manera y suponiendo que la serie sea algo concordante, los planos de incidencia serán prácticamente vertica· les. De aquí la técnica de la que hablamos anteriormente de disponer las líneas según la máxima pendiente general de los estratos de la zona. En caso de estratos horizontales, las secciones serán, como es lógico, verticales. Horizontes fantasma.-Cuando en un determinado trozo de una sección o corte no se sigue un horizonte por medio de reflexiones, o bien cuando el horizonte que interesa no corresponde a un determinado reflector, se utilizan los llamados horizontes fantasma, que no son más que horizontes ideales trazados a la estima basándose en la marcha de los elementos reflejantes próximos al horizonte que se pretende seguir.

_L_ m

A -l._

-l._

- L e ____________________ e

-L

-L..

-L

n

Fig. IV-103

Si por ejemplo (fig. IV-103) queremos seguir al horizonte AB hacia la derecha a partir del punto B en que se interrumpe, trazaremos el trozo BC (horizonte fan· tasma) apoyándonos en las pendientes de los horizontes m y n que lo comprenden

..

CAP. IV.·METODOSSISMICOS

311

y dándole una pendíente intermedía entre ambos. F,sto siempre, claro es, que la falta de contínuidad entre B y C no se deba a una falla. Estos horizontes son muy útiles para la realízación de las batimetrías, pero deben utilizarse con sumo cuidado para no falsear Ja interpretación finaL Batimetrías.-El objeto inmediato de una prospección sísmica es la construcción de las batimetrías de los distintos horizontes que jnteresen. En sísmica a reflexión generalmente se trabaja por medio de malJas cerradas de manera que se pueda verificar que los horizontes elegidos cierran en los dis· tintos circuitos cerrados; es decir, que partiendo de un horizonte a una profundi· dad determinada, en la intersección de dos líneas, se llegue al mismo punto de partida a través de la malla que se estudia. Una vez conseguido el cierre de las distintas mallas se procede a situar en un mapa las profundidades y máxjmas pendientes (si se han hallado) del horizonte que interesa y se dibuja la batimetría correspondiente apoyándose en ambos datos. En el caso de que alguna malla no cierr& habrá que revisar todos los sismogra· mas por si hemos cometido algún error en la lectura de las reflexiones del horizonte que interesa y, en caso negativo, repasar los horizontes fantasmas trazados (si los hay) por ver si en ellos se encuentra el error o si está justificado suponer alguna falla. Las batimetrías construidas darán, claro es las curvas de nivel de los horiwntes elegidos y, por tanto, los máximos o altos estructurales que puedan contener hidrocarburos. Advirtamos, por último, que si operamos con secciones-tiempo el mapa de las distintas curvas isócronas mostrará, como ya indicamos, los altos y bajos estructu· rales. Fallas.-Como se ha visto, cuando un horizonte sísmico se interrumpe en un determinado sismograma y vuelve a aparecer, al cabo de un cierto número de registros, en los sismogramas sucesivos desplazado hacia arriba o hacia abajo (menor o mayor tiempo), es muy probable que dícho horizonte esté fallado. El problema de la determinación de fall¡is no es tan sencillo como a primera vista pudiera parecer, ya que, en general, es difícil reconocer un mismo horízonte a uno y otro lado de la falla, pues su carácter puede variar. Hay, sin embargo, casos en que las fallas se reconocen perfectamente sobre los sismogramas. Lo más corriente es que las fallas se sospechen al leer los sismo· gramas y se confirmen al seguir el horizonte en cuestión en una malla cerrada. Las fallas van acompañadas de difracciones más o menos claras, lo que proporciona un indício importante para su reconocimiento. Sea (fig. IV-104-) el caso esquemático de un prrfil AB disparado en P, una falla de salto LM. El punto L, en el ángulo de la falla, actúa como un punto irregular que devuelve la energía a la superficie. Se darán pues, además de los recorridos


312

p

A

B

M

Fig. IV-104

reflejados, los difractores PLA y PLB·(y asimismo sobre los geófonos intermedios de la alineación). Esto dará lugar a difracciones que perturbarán el registro de las reflexiones. & fácil distinguirlas de las verdaderas reflexiones. Como ya indicarnos, un criterio sería que un move-out (o flecha en la curva que representa la llegada de la difracción en el sismograma) debe ser mucho mayor que el correspondiente a una reflexión del mismo tiempo central tPL, ya que el punto de tiro imaginario de esta última se halla justamente al doble de distancia PL, mientras la difracción proviene efectivamente del punto L (tpLS - tPLA = tLs - tLA ). En las secciones finales a veces se reconocen fácilmente los acontecimientos producidos por las difracciones, ya que emigrarlos se encuentra que pasan todos por un mismo punto, origen de la difracción; esto puede utilizarse como criterio para la determinación de fallas. Trampas estratigráficas.-Las trampas estratigráficas son, generalmente, difíciles de localizar por los métodos sísmicos. En muchos casos, sin embargo, el método sísmico puede ser de gran utilidad, por ejemplo, cuando se trata de localizar trampas producidas por discordancias estratigráficas o pinch-outs (fig. IV-1 O&).

af

Las arenas o areniscas producen los pinch-outs en zonas de convergencia hacia arriba. Además los pinch-outs se presentan generalmente en los flancos de los grandes anticlinales. Trabajos sísmicos detallados pueden determinar dichas zonas favorables si existe suficiente control del subsuelo, por medio de sondeos cercanos. En este· caso los resultados sísmicos se pueden ajustar obteniéndose buenos resultados. Algunas veces, si existe suficiente contraste entre las constantes elásticas de las areniscas y las formaciones adyacentes, se pueden identificar las mismas areniscas. El estudio de los sismogramas sintéticos que veremos en el apartado IV-15 puede ser de gran utilidad para ·tratar de descubrir trampas estratigráficas.


313

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Fig. IV-105

IV-13.2. Interpretación geológica de las secciones profundidad

El último paso de la labor de interpretación es la interpretación geológica de las secciones profundidad. Sólo de esta forma podremos considerar acabado el estudio geofísico. Para interpretar las secciones desde el punto de vista geológico necesitaremos todos los datos de la geología de la zona, así como apoyarnos en los sondeos que se hayan realizado. Esta tarea la dehe realizar un geofísico-geólogo, que es el que conoce bien las posibilidades y limitaciones tanto de la geología como de la geofísica. No olvidemos que en último término la interpretación es geológica, por lo que el geofísico deberá tener buenos conocimientos geológicos para poder efectuar esta interpretación final. IV-13.3. Consideraciones finales

Cuando se puntean las reflexiones y se pasan a las secciones profundidad hay que notar que no se pasa a éstas toda la información contenida en los sism ogramas, sino sólo la parte de la energía recibida interpretable en forma de energía reflejada. Esto supone un grave inconveniente, ya que hay una serie de datos en forma de reflexiones parciales o energía no interpretable que pueden ser muy útiles para la labor interpretativa final. Por este motivo la tendencia actual es construir las secciones partiendo directamente de los sismogramas, pues solamente una visión de conjunto de todos ellos puede suministrar la información completa contenida en el sismograma. Una primera aproximación puede conseguirse simplemente fotografiando a una escala apropiada todos los sismogramas de una línea, adosados unos a otros, de manera que las reflexiones se correspondan. Esto nos daría una especie de seccióntiempo que nos serviría para una visión de conjunto. Modernamente con el desarrollo de las técnicas de registro magnético se obtienen

314


secciones de diversos tipos que incluyen toda la información obtenida en los sismogramas, con la ventaja, además de que como se pueden introducir las correcciones debidas a las reducciones al datum y al move-out se dibujan reflexiones rectas en vez de curvas. Estos sistemas permiten, además, la realización de secciones en corto tiempo con las ventajas que supone en los casos de alta producción, como por ejemplo en la sísmica marina, ya que una rápida interpretación de una línea puede ayudar/ a situar la siguiente en la zona que más interese.

IV-14. Instrumentos

Dedicamos este apartado a un somero estudio de los instrumentos empleados en los trabajos sísmicos. En esencia todos ellos proceden de los instrumentos empleados en sismología, si bien adaptados a los problemas específicos de prospección. Como ya hemos indicado en repelidas ocasiones, un canal sísmico básico se compone del sistema Geófono-Amplificador-Galvanómetro. El geófono detecta el movimiento del suelo transformando este movimiento en una f.e.m. que da lugar a una corriente que entra en el amplificador, en donde se amplifica y se filtra. Por último, la sefial amplificada actúa sobre un galvanómetro produciendo el registro sísmico en la cámara de registro. En la figura IV-106 mostramos un esquema en el que se indican los elementos esenciales de un equipo de registro sísmico y como se llega al sismograma resultante. Sólo se han indicado seis canales. A continuación estudiamos estos instrumentos que componen el canal sísmico básico. IV-14.1. Geófonos.-Los geófonos (también llamados sismómetros) son los instrumentos que detectan los pequeños movimientos del suelo debidos a las distintas llegadas de energía, como consecuencia del sismo provocado artificialmente. Deben ser lo suficientemente sensibles como para detectar desplazamientos del suelo del orden de 10- 8 cm. ' Todoslosgeófonos constan básicamente de una caja exterior solidaria al terreno y de una masa móvil o elemento de inercia ligada elásticamente a aquella. Cuando el suelo se mueve (p.e., por la llegada de las ondas sísmicas) su movimiento se transmite a la caja que oscilará con la misma frecuencia, aproximadamente, que la de las ondas; ~omo el elemento de inercia tenderá a permanecer fijo, existirá un movimiento relativo entre la caja y el elemento de inercia, movimiento que, amplificado de una manera conveniente, podrá ser detectada. La amplificación se puede conseguir mecánica, óptica o eléctricamente; actualmente, en prospección, sólo se emplea esta última. Los geófonos utilizados en prospección sólo responden, usualmente, a la componente vertical del movimiento del suelo.


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F ig. IV-106

Según el tipo de movimiento a que responden se clasifican en geófonos de mo· vimiento, de velocidad o de aceleración, midiendo en cada caso el desplazamiento relativo, la velocidad o la aceleración del suelo respecto a la masa de inercia. Los geófonos se clasifican también según la frecuencia propia de resonancia, comúnmente se utilizan geófonos de frecuencia propia de resonancia comprendida entre 14 y 30 ciclos por srgundo. Los geófonos de mayor o menor frecuencia solamente se fabrican por encargo para aplicaciones especiales. Todos los geófonos ne("t'::iitan alguna clase de amortiguamiento ya que, una vez que las ondas sísmicas han cel'ado, el elemento de inercia tendería a seguir os· cilando si aquél no existiese. ~:l amortiguamiento empleado suele ser de tipo electromagnético. Este amortiguamiento debe ser rápido, de manera que se puedan reconocer cada uno de los sucesivos impulsos sísmicos por separado. La sensibilidad de los gcófonos respecto a las frecuencias de detección suele estar comprendida para los geófonos dr, reflexión entre 7 y 50 c.p.s., y para los de refracción entre 2 y 5 c.p.s. Los geófonos más utilizados actualmente en prospección son de los siguientes tipos; electromagnético, piezoelfotrico y de capacidad, que son los que describimos a continuación. Geófono electromagnético.- Hay dos tipos de geófonos electromagnéticos: el inductivo y el de reluctancia variable.

316


a) lnductivo.-El geófono electromagnético inductivo consta de una bobina fija

y un imán móvil o viceversa. Cualquier movimiento relativo entre uno y otro

~

lugar a una f.e.m. inducida, que es proporcional a la velocidad relativa de las partes. Se trata, pues, de un geófono de velocidad. En la figura IV-107 indicamos esquemáticamente un geófono electromagnético inductivo: en este caso Ja masa de inercia la constituye un imán permanente suspendido elásticamente en la caja exlerior; la bobina va fija a la caja.

Muelle oe suspensión

Mua Oe Inercia (Imán)

Fig. IV-107

En la construcción de este tipo de geófonos se ha llegado a tamaños muy pequeños (del orden de 5 ó 6 cm de alto por 3 ó 4 cm de diámetro), gracias al empleo de imanes permanentes de alta permeabilidad magnética. El geófono electromagnético inductivo (frecuentemente designado simplemente como geófono electromagnético), es con mucho, el más empleado en la actualidad. b) De reluctancia variable.-En este tipo de geófono el movimiento relativo entre la masa de inercia y la bobina se traduce en una variación de la reluctancia del circuito magnético bobina-imán. En la figura IV-108 indicamos esquemáticamente un tipo de geófono de reluctancia variable. Consta de dos imanes permanentes iguales, unidos entre sí por una pieza no magnética y dispuestos en oposición; el conjunto solidario de imanes va unido a la caja por medio de un muelle de suspensión. En el espacio inlerior entre estos imanes hay una bobina rígidamente unida a la caja. Cuando el geófono está quieto no se induce ninguna f.e.m. en la bobina, ya que los dos imanes están en oposición y la disposición de la bobina es simétrica respecto a amboS- Basta sin embargo, que se mueva la caja para que se desplace, respecto a los imanes, la armadura que soporta la bobina, con lo que varía el flujo magnético a través de ésta y, por tanto, se inducirá una f.e.m. en la bobina. Esta f.e.m. es proporcional a la velocidad del movimiento, por lo que este tipo de geófonos también es de velocidad.


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/Huelle suspensor Mese de inercia (Imanes permanentes)

Brezo de unión de los imanes

Corrttmle al amplificador

Fig. IV-108

Actualmente apenas se emplea estr modelo, aunque recientemrnlc se ha construido un lipo de geófono de reluctancia variable que responde a la presión (por lo tanto es de aceleración) y que se emplea en las prospecciones marinas.

Ge6fono piezoeléctrico.- Este tipo de geófono, también llamado de presión, se basa en el conocido rfceto piezoeléctrico que ocurre en algunos cristales en los que cualquier variación de presión sobre sus caras talladas apropiadamente se traduce en una carga eléctrica. Los cristales piezoelrctricos más comunes son los de cuarzo, turmalina, bitartratos de sodio y potasio y titanato df' bario, tallados paralelamente a sus cjcli ópticos. En la figura IV -109 indicamos csquemátiramen le un geófono de este tipo. Masa do Inercia Cristales plezoel4ctrlcos

Placas metálicas

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Al ampllllcador

Fig. IV-109

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Equipo sísmico portátil de Reflexión

Equipo sísmico portátil de Reflexión Registrador, Geófonos, Amplificadores y Explosor

~ CAP. IV.- METODOS SiSMI COS

319

Consta de una masa de inercia que descansa sobre una pila de placas hechas con uno de estos cristales piezoeléctricos. Esta pila lleva una serie de placas metálicas delgadas que recogen el voltaje total producido. El movimiento del suelo se traduce en un aumento de disminución del peso aparente de la masa inerte y, por lo tanto, en la correspondiente variación del voltaje. Este tipo de geófonos mide variaciones de presión, es decir, responde a la aceleración del terreno. · Se emplea, sobre todo, en sísmica marina y en la prospección de zonas cubiertas de agua. Los geófonos van incluidos en el mismo cable que los une al aparato de registro. También se emplean en las testificaciones de velocidad en sondeos; en este caso la transmisión de las ondas sísmicas se efectúa a través de los lodos del sondeo. Geófono de capacidad.-En el geófono de capacidad la masa de inercia y la caja del geófono van unidas a las placas de un condensador. El movimiento relativo entre ambas se traduce en la variación de la capacidad del condensador. Este geófono apenas se emplea actualmente. IV-14.2. Amplificadores

La amplificación de las pequeñas f.e.m. generadas por los geófonos se consigue por medio de amplificadores elecuónicos de varias etapas, semejantes a los empleados en radio. Los amplificadores se intercalan entre el geófono y el galvanómetro; la mayoría de ellos son del tipo de resistencia acoplada o de impedancia y transformador, con una ganancia útil del orden de 100 a 150 decibelios. El amplificador se compone de un gran número de elementos independientes. A continuación indicamos los más importantes. a) Filtros.-Los filtros sirven para seleccionar la gama de frecuencias que interese, eliminando o atenuando las frecuencias bajas y altas que perturban el registro (ondas superficiales, ruido producido por el viento, etc.). Los filtros empleados en reflexión solían seleccionar frecuencias de 30 a 80 c.p.s. Actualmente con el Registro Digital se produce w1 filtraje gradual y cambiante comenzándose de 5 a 10 c.p.s. y terminando en 40 a 80 c.p.s. Los de refracción suelen dejar pasar frecuencias por debajo de los 8 c.p.s. Los filtros clásicos empleados en prospección sísmica son del tipo R.C. (resistencia/capacitancia), que son filtros lineales en los que las variaciones de frecuencia se obtienen con un cambio uniforme de una serie única de elementos. Los amplificadores disponen generalmente de un gran número de filtros pudiéndose realizar cientos de combinaciones con ellos para seleccionar las frecuencias que interesen. Como el espectro de frecuencias de las reflexiones detectadas va variando a lo largo de un registro sísmico, ya que las reflexiones muy superficiales presentan frecuencias altas (100 a 300 c.p.s.) y las muy profundas frecuencias medias (20 a 40 c.p.s.) no es posible disponer los filtros de manera que den respuesta óptima a la vez para las primeras y últimas reflexiones, ya que si se dejan pasar las

320


altas frecuencias se introduciría asimismo el ruido de alta frecuencia. Por ello, en el registro ordinario de reflexión se suelen limitar las combinaciones de filtros a frecuencias de 30 a 80 c.p.s. Cuando se quieren registrar las frecu encias más altas se recurre al empleo de equipos dotados de alto poder de resolución, que utilizan filtros en Ja gama de 75 a 300 c.p.s. (registro de alta frecuencia o HVF). b) Controles de sensibilidad.-Como la energía reflejada varía a lo largo del registro (en una proporción del orden de 10000 a 1 de la primera a la última parte
ce

Ligado al AGC está el circuito de supresión, que tiene por objeto reducir simultáneamente el volumen de todos los amplificadores para que las trazas osci· lográficas queden quietas y acusen bien las primeras llegadas. La tensión de supresión se origina mediante una señal de alta frecuencia (del orden de 3000 Hz), ge· nerada en el panel de control. Cuando se ha registrado la primera llegada tardía, salta automáticamente un relé de supresión eliminando ésta, con lo que el amplificador queda en disposición de registrar los acontecimientos reflejados.

más

c) Control de amplitud.-El control de amplitud permite ajustar la amplitud de registro de cada traza al nivel deseado¡ como el movimiento del galvanómetro (y, por tanto, la amplitud de la traza) es directamente proporcional al valor de la tensión aplicada al galvanómetro, el control actúa sobre dicha tensión. d) Mezc la (Mix).-lncorporado también al amplificador está el panel de mezcla, que permite aplicar un determinado tanto por ciento de la tensión que llega de un


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galvanómetro a cualquier otro. La mezcla clásica es la bicüreccional, de tipo resistivo, y consjste en aplicar un tanto por ciento de la tensión de un galvanómetro a los galvanómetros anterior y siguiente. Hoy se hacen grandes combinaciones de mezclas, lo que conduce a resultados magníficos, antes insospechados. IV-14.4. Galvanómetro La tensión de salida del amplificador se aplica al galvanómetro (también llamado oscilógrafo). El galvanómetro corriente empleado es del tipo de bobina, que consiste en una bobina móvil suspendida entre los polos de un imán; solidario con la bobina hay un pequeño espejo, sobre el que incide un rayo de luz que se re· fleja sobre el papel fotográfico. Cuando la corriente variable del amplificador pasa por la bobina, ésta gira lentamente y se produce la deflexión de la traza. Cada traza corresponde a un galvanómetro; los aparatos registradores suelen tener 24 o 48 trazas o galvanómetros. IV-14.5. Cámara de registro Es el conjunto de elementos que permiten fotografiar en papel sensible las os· cilaciones de los rayos luminosos reflejados en los galvanómetros. Consta de una caja almacen de papel fotografico, de un cilindro giratorio de arrastre (accionando a velocidad fija por un motor síncrono) y de una caja colectora. Dentro de la cámara están, asimismo, los galvanómetros. Líneas de tiempo.-Las medidas de los tiempos se efectúan mediante las líneas de tiempos proyectadas fotográficamente a intervalos de tiempos fijos; estas lí· neas cruzan verticalmente el sismograma y se proyectan corrientemente a interva· los de 0,0 l segundos. Cada 10 de ellas se proyectan algo más gruesas para facili· tar la lectura de los tiempos. El sistema empleado para marcar las lineas de los tiempos es el que esquemáticamente se indica en la figura IV-106; un rayo de luz se proyecta sobre e) papel fotográfico cuando una de las ranuras de un dis· co giratorio pasa delante de él; las ranuras se distribuyen a intervalos regulares sobre el disco. Basta, pues, accionarlo a una velocidad fija, lo que se consigue controlando el motor de arrastre con un diapasón. · IV-15. Técnicas modernas Dedicamos este apartado a las técnicas recientes en sísmica de refle.xión. Si bien algunas se conocen desde hace tiempo, solamente en los últimos años han alcanzado un gran desarrollo. Mencionaremos entre ellas las siguientes. Registro múltiple, Registro Magnético, Registro Digital, Energía por caída de peso, Vibraseis, Sistemas de representación y Sismogramas sintéticos. IV-15. 1. Registro múltiples El registro múltiple (pattern shooting) consiste en el empleo simultáneo de muchos pozos de explosión (pozos múltiples) en el punto de disparo y en la utilización de muchos geófonos (geófonos múltiples) en cada punto de detección.


322

El objeto del empleo de pozos múltiples es producir más energía sísmica en el disparo y sobre todo una mejor distribución de dicha energía. Los geófonos . la re lac1on ., señal S (vcase , . y disparos mu'l. tipl es se utiliz. an para me1orar ruido= R aparta do,

rY-10, Procedimientos para mejorar las reflexiones). La técnica de aumentar el número de pozos de explosión y el número de geófonos por traza no es nueva, ya que se remonta a hace algo más de veinticinco años. En aquella época no prosperó debido a que hacía encarecer mucho el método. Sin embargo, como el registro múltiple ha ido demostrando su eficacia en regiones en donde el registro normal no lograba obtener reflexiones, su uso se ha ido extendiendo progresivamente, siendo hoy una técnica de trabajo corriente en los equipos sísmicos de reflexión. La experiencia demuestra que en zonas de pobre respuesta sísmica el uso del registro múltiple da generalmente como resultado la obtención de reflexiones que con el registro normal no serían detectadas. Su empleo se ha visto favorecido, asimismo, por las mejoras realizadas en el instrumental sísmico, sobre todo por la disminnción del tamaño de los geófonos, que ha hecho posible la utilización de más de mil en un equipo de campo. En el registl'o múltiple se adoptan disposiciones variables de pozos y geófonos que suelen ser de dos tipos: circulares o rectangulares, tal como se indica en la figura IV-110.

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Fig. IV-110

Las cargas de los pozos se disparan simultáneamente y cada uno de los grupos de geófonos están conectados en serie entre ellos y en paralelo a cada traza. Se emplean disposiciones similares de pozos y geófonos (circulares o rectangulares en ambos). En D y g los puntos O representarían, bien el punto de disparo, bien el punto de registro equivalente, según sean pozos de explosión o geófonos los puntos representados en la figura. El número de pozos y geófonos utilizados es muy variable, siendo corriente del orden de 12 a 48 colocados sobre distancias horizontales variables de 30 a 120 metros. La profundidad de los pozos es, en general, pequeña comparada con la del sistema de pozo de explosión único.


323

Ventajas del registro múltiple.-Como el estudio del registro múltiple es bastante complejo, indicamos solamente unas ideas acerca de sus ventajas. a) Pozos múltiples 1) El uso de pozos múltiples contribuye a generar una energía sonora que prácticamente se transmite toda en profundidad, con escasa o nula producción de energía horizontal, evitando, por tanto, las interferencias debidas a esta última. 2) En zonas de capa meteorizada de gran espesor el empleo de pozos múltiples contribuye a un mejor aprovechamiento de la energía sonora, ya que si disparásemos un sólo pozo con la carga total, casi toda ella se emplearía en la deformación de las paredes del mismo. b) Geófonos múltiples El dispositivo de geófonos múltiples proporciona las siguientes ventajas: 1) Detecta bien la energía vertical, es decir, la energía reflejada, pues debido al agrupamiento de geófonos en el punto de detección, todas las ondas reflejadas llegarán prácticamente al mismo tiempo y en la misma fase, proporcionando una señal de salida suma de las parciales, y por tanto, mucho mayor. Por otra parte, la energía horizontal prácticamente no será detectada, ya que, como las ondas de gran recorrido horizontal llegarán en fases distintas a cada uno de los geófonos, la resultante, suma de todas ellas, tenderá a anularse. 2) Tiende a anular la energía casual, es decir, Ja energía desordenada, por la misma razón que indicamos últimamente en el párrafo anterior. 3) Es un medio de aumentar la energía total, utilizable como ya indicamos en la ventaja 1). 4) Mejora el acoplamiento medio entre el geófono y el suelo. Digamos, por último, que teóricamente se demuestra que la relación de amplitudes señal/ruido es proporcional a la raíz cuadrada del producto del número de pozos por el número de geófonos empleados por traza. Esto quiere decir que empleando un número suficiente de pozos y geófonos múltiples se puede llegar a obtener un valor adecuado de dicha relación y, por tanto, mejorar notablemente la energía reflejada obtenida en el sísmograma.

El costo del registro múltíplf' depende, claro es, del número de pozos y geófonos empleados, así como de las condicíont::s particulares de la zona. No obstante, en condiciones normales, no suele Uegar al doble del costo del registro convencional. El uso de geófonos múltíples es hoy día una práctica común en los equipos sísmicos, hasta el punto que en la literatura geofísica se menciona que un sólo constructor ha fabricado en los últimos díez años más geófonos que los que consumía toda la industria hace diez años.

324


IV-15.2. Registro magnético .

Durante muchos años ha preocupada a los geofísicos el problema de la obtención de registros sísmicos de forma tal, que almacenasen toda la información y que ésta pudiese ser reproducida en cualquier momento en el laboratorio. Esto es lo que en el lenguaje geofísico se llama la puesta en conserva. La técnica del registro magnético ha solucionado este problema al registrar en una cinta magnética el fenómeno producido en el campo, quedando almacenado en ella y permitiendo, por tanto, su fiel reproducción en cualquier momento, y muchos años después. El registro magnético consiste, pues, en la obtención de un registro perma· nente del disparo sísmico de forma tal, que fácilmente puede ser convertido de nuevo en su forma original eléctrica (play back). Si bien la primera patente para el registro magnético del sonido (en este caso la palabra) se remonta a 1899, el gran avance técnico que ha conducido a los aparatos modernos fue conseguido por los alemanes en la segunda guerra mundial, con la fabricación de cintas de plástico recubiertas de óxidos magnéticos. C()n ellas se consiguió registrar el sonido con fidelidad y precisión, como hoy día se hace en los magnetófonos. La aplicación de estas técnicas a la geofísica fue inmediata, ya que los geofísicos se dieron cuenta de la gran importancia que tendría el poder disponer de un registro permanente del fenómeno de campo, reproducible a voluntad y sin las limitaciones a las que el registro convencional de campo estaba supeditado, por la necesidad de seleccionar algunos parámetros antes del disparo (filtro, control automático de volumen, etc.). De esta manera, intercalando el sistema de registro magnético lo antes posible en el circuito del canal sísmico, dichos parámetros se pueden elegir libremente en el laboratorio, lo que proporciona una gran elasticidad en la selección de Jos mismos, pudiendo hacer toda clase de pruebas hasta elegir los más Cllnvenientes. De hecho el sistema de registro magnético se intercala entre una etapa previa de amplificación (preamplificador) y el amplificador propiamente dicho (ver ñgura lV-106). 1 El sistema de registro magnético, similar al de los magnetófonos, consiste en impresionar una señal proporcional a la intensidad eléctrica generada en cada momente en el geófono. Ahora bien, para poder grabar esta señal proporcional hay que llevarla por medio de una onda de amplitud y frecuencia adecuadas, es decir, hay que modularla. De esta manera se consigue la proporcionalidad, pues se trabaja en la parte recta de la curva de imantación de la materia magnética que recu; bre la cinta. En la figura IV-111 indicamos el esquema del registro en cinta magnética y el de la conversión de dicha cinta en registro sismográfico. La cinta magnética va corriendo bajo la cabeza magnética. La cabeza magnética

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CAP. IV.· METODOS SISMJCOS

Geófono Preampllflcaclor

Moclulaclor

Cabeza magnética Tambor con cinta magnética

oemoc1u1ac1or

Registro en cinta magnética Ampllflcaclor Fiitro Mezcla

oscilógrafo Slsmograma

Tambor con cinta magnética Conversión ele la cinta magnética en forma elástica y registro siguiente

Fig. IV·111

consiste simplemente en un electroimán, cuya bobina está recorrida por la corriente generada en el geófono, una vez modulada. Las variaciones de intensidad de la corriente originan imantaciones variables permanentes en el óxido magnético que recubre la cinta, que son proporcionalBs a dicha intensidad. Si, inversamente, hacemos pasar la cinta magnética bajo la cabeza magnética obtendremos las intensidades de corriente primitivas (una vez efectuada la demo· dulación) pudiendo, por tanto, reproducir perfectamente el fenómeno de campo en el laboratorio. · En realidad el tambor de la cinta magnética lleva tantas cabezas magnéticas como trazas tenga el sismograma final, bastando una sola cinta para el registro completo de todas ellas. En los aparatos de registro magnético se encuentran los tres tipos de modulación que se emplean en telecomunicación: 1) Modulación de amplitud. 2) Modulación de frecuencia. 3) Modulación de impulsos. Sin embargo, los sistemas que más se emplean hoy en día son los de modulación de frecuencia y de impulsos, porque la modulación de amplitud presenta los siguientes inconvenientes: a) Exige una calidad grande en la fabricación de la cinta. b) No se extiende lo suficiente el registro en la gama de bajas frecuencias. Con los sistemas de modulación de frecuencia o de impulsos se pueden transmitir frecuencias de 5 a 300 c.p.s. con distorsiones inferiores al 2%. Ventajas del registro magnético

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1) Permite obtener y conservar un registro no filtrado del fenóm eno de campo, reproducible en cualquier momento. 2) Como consecuencia de lo anterior, basta un solo disparo en campo para obtener en el laboratorio registros con filtros distintos; esto es muy útil para la posterior selección de filtros en el laboratorio. Algunas reflexiones tienen su frecuencia característica; en este caso se las puede hacer particularmente claras utilizando el filtro correspondiente, siempre, claro es, que sean importantes para la interpretación. 3) Pennite obtener sismogramas corregidos, mejorando mucho su presentación visual. Hay dos tipos de correcciones: las estáticas y las dinámicas. a) Correcciones estáticas.-Se llaman estáticas porque son constantes para cada traza a todo lo largo del sismograma. Son las debidas a las irregularidades superfi· ciales (relieve topográfico y capa meteorizada). Es, por lo tanto, la reducción al datum o plano de referencia. b) Correcciones dinámicas.-Estas son variables con el tiempo y con la situación del geófono ~orresponcliente a la traza en cuestión. Son las debidas a la oblicuidad de los rayos (es decir, al move-out o desviación normal que hace que la reflexión aparezca en el sismograma con forma de hipérbola). Lo que se hace es corregir la oblicuidad de los rayos, calculándola para cada traza y para cada tiempo del sismograma (o sea, para cada profundidad) se hace la corrección dinámica, es decir, el l:lt a sustraer del t de cada reflexión, para obtener el t' central (tiempo mínimo) correspondiente a un disparo ficticio realizado en el centro del grupo geófonos a que dicha traza corresponde. La cosa se hace en la realidad más simplemente, suponiendo que el estrato es horizontal, en función de las desviaciones correspondientes a las restantes trazas de dicha reflexión (para un determinado tiempo central o tiempo mínimo de la reflexión en estudio. Estos move-out se determinan estadísticamente en muchos sismogramas, si no se conoce la ley de velocidad de la zona. Las correcciones estáticas (o reducción al datum) se aplican en la cinta magnética desplazando cada uno de las cabezas magnéticas el intervalo de tiempo correspondiente sobre el tambor de la misma en la dirección de giro. Las correcciones dinámicas {variables con los tiempos) se aplican adaptando un dispositivo especial a cada una de las cabezas magnéticas, de manera que se obtengan la variación deseada para el tiempo correspondiente de las reflexiones. De esta manera se obtienen sismogramas corregidos en los que las reflexiones aparecen perfectamente rectas, lo que facilita notablemente la identificación de las reflexiones más débiles que, en zonas accidentadas o de gran variación de la r,apa meteorizada, podrían quedar enmascaradas. 4) Mezcla de trazas (mix). El empleo del registro magnético evita el inconveniente que la mezcla de


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trazas tiene en el registro convencional, ya que una vez efectuadas las correcciones estáticas y dinámicas quedan prácticamente en fase todas las reflexiones sobre las trazas del sismograma De esta manera se puede utilizar la mezcla sin peligro alguno, ya que con su empleo se reforzará Ja energía total de las reflexiones y su claridad. 5) Composición de trazas (Compositing). En realidad la composición de trazas es una mezcla de trazas llevada a un grado máximo, pues mientras la mezcla clásica permitía sumar la energía de una traza con una parte o el total de las adyacentes, en la composición de trazas podemos sumar una o varias trazas con cualquiera o cualesquiera de las restantes. La composición tiene aplicaciones muy variadas; citemos algunas de ellas: a) Hacer visibles reflexiones que se cruzan en el sismograma y que no se observa· rían en el sisrnograma clásico a causa de la interferencia de sus trenes de onda. b) Eliminar las reflexiones múl1:iPles conocidas, con lo que se evita que inter· fieran con las reales de tíempos análogos. c) En sismogramas con reflexiones discordantes (probablemente procedentes de planos distintos) se pueden reforzar las que buzan en un sentido y debilitar o anular las que buzan en sentido contrario. Todas estas cosas se realizan componiendo las distintas trazas de manera que la suma de las que se elijan refuerce la reflexión que interesa destacar y debilite o anule las que interese eliminar. Se puede operar no sólo con las trazas tal como se registran, sino invirtiendo la polaridad de las que interesen para que la suma to· tal alcance el objeto deseado. 6) Posibilidad de referir a un origen común de tiempos, fenómenos que en la realidad no se registran simultáneamente. a) Composición de registros (stacking). Supongamos, por ejemplo, que en una determinada zona hay un nivel alto de ruido. Se registran varias explosiones en cada pozo. Luego se componen los distintos sismogramas de cada punto de disparo sumando trazas adecuadamente. Como el ruido es casual, la suma de trazas tenderá a anular este ruido mientras que la energía ordenada (reflexiones) tenderá a sumarse. Corrientemente se llama stacking a1 hecho de componer electrónicamente los sismogramas

328

que referirlos a un mismo origen, que puede ser arbitrario o el de uno cualquiera de los registros. 7) Utilización del play back o reproceso inverso. Otra ventaja del registro magnético es la posibilidad de hacer pasar la cinta magnética aJ revés, es decir, comenzando por el final del sismograma (play back inverso), lo que puede ser muy útil, tanto en reflexión como en refracción. a) En reflexión. Se pueden estudiar las llegadas (sean o no reflexiones) posteriores y muy próximas a las reflexiones, ya que en el sismograma quedan enmascaradas por la acción del control automático de volumen. Haciendo el play back inverso se observan perfectamente por llegar antes que las reflexiones. h) En refracción. Es utilísimo para reconocer las segundas llegadas, es decir, las llegadas de energía próximas a las primeras que, normalmente quedan enmascaradas por la gran

amplitud de las primeras llegadas. Una aplicación práctica muy interesante de este concepto la indicamos en la figura JV-112.

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Fig. IV-112

Supongamos que registramos el perfil 00,desde el punto O, y que en este perfil se observan dos velocidades correspondientes a OP y PO. Si hacemos el reproceso inverso, es decir, introducimos el registro magnético correspondiente a 00 por el extremo Den el play back, con filtro~ adecuados observaremos Ja llegada RP (Prolongación de PQ), pues ahora lleganí antes que la OP, lo cual confirmará que la r
329


obedece a un cambio de estrato y no a una variación de la velocidad OP (de P a Q), porque si sucediese este último caso no se observaría, en el play back inverso la prolongación RP de PQ. Como .el pi.ay back inverso lo podemos aplicar a cualquier perfil de refracción, podremos distinguir perfectamente los cambios de velocidad que se deben a anomalías de un estrato de los que se deben al paso por otro refractor más profundo. 8) Sistemas de representación. Gracias al empleo del registro en cinta magnética se han desarrollado nuevas técnjcas para la presentación de resultados bien en forma de sismogramas o en forma de secciones o perfiles hechas con sismogramas. Son principalmente de cuatro clases. a) Oscilográficos o galvanométricos. b) Area variable. c) Densidad variable. d) Mixtos (oscilográfico y área o densidad variables). G.Olono

Si.smogr1m1 OOf'!WnaOn&I

Esquem. dtl registro convencional

-------------------------------------, l AmptlllCOdo<

Sismograma corwtn• CIONI no OOflegido

Sumog
CtnUCOl"f191da wt"ic:. y dlN

Sfnema con..,.naon11

(oorr.

mica

oorregido SJsrnogtM'll de dtnM~ v.llble corrtgido S1sm()9l'lml: de . _ variable corregido

PlotttJr

Eaquem1 del ngtruo m1gn6tico

Fig. IV-113

330


De estos sistemas habla.remos más adelante en el apartado correspondiente. lncluímos en la figura IV-113 dos esquemas simplificados, uno del registro convencional (oscilográfico) y otro del reigstro magnético. En cada uno de ellos indicamos la clase de información que puede proporcionar. IV-15.3. Registro digital o numérico ( *)

Los requerimientos de sensibilidad de registro, cada vez más rigurosos, así como la necesidad de evitar la degradadón de la señal en las numerosas manipulaciones, filtrados y transferencias a que hay que someterla, han llevado a una importante modificación del registro magnético: el registro numérico o digital. Por supuesto, que no es un invento nuevo, sino la aplicación a la sísmica de un proce· so ya ampliamente utilizado en multitud de aplicaciones tecnológicas, como la telemetría, telecomunicaciones, ordenadores electrónicos, etc. Se trata también de registro magnetofónico múltiple; pero en lugar de grabar señales generada en los detectores analógicamente, esto es, con grado de imantación de las pistas magnetofónicas análogas o proporcionales a la amplitud de la señal, lo que hace es medir a intervalos de muestreo dados (uno, dos o cuatro milisegundos) las amplitudes de la señal y grabar sobre la cinta las cifras que expresen esa medida. Por su puesto que estas cifras se traducen previamente al código binario (que, como es sabido, solo requiere dos símbolos, O y 1, es decir, magnetización positiva y en tal lenguaje es en el que quedan grabadas en la cinta (figuras IV-114, IV-115 y IV-116).

~

Tr11zi1

S/smic.1

Convenc1on11/

Magnit//flde"1orrlal18tÍ8 ' 2 IS 37 47 40 17 IZ sz /IQ JI

"'..,'.!'

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1

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24 •16

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1 1

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o o 1 o o o o o o o o o o 1 o 2)1 los cífros escno o o o o o o o o o tas encima

21

{:

2 1 -. 64 2 1 =128

o

1 1 1 1 1 1

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o

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J

1 1 1

C11cl11 eolum/18 reprtb1 • ner1o(como suma

senf8, en códígo

, de les potencms ele

1

1

1

lmpres10(1 mag-

nética de lt! cinta 9ue, en formato

..

digital, representa la curva

superior. -

Dirección de avance de la cmte F19. IV-114

(•) Nota: de "Evolución de la Geofísica del Petróleo en el último quinquenio". Revista "El Petróleo" de CEPSA, Junio 1967, por el Dr. lng. de Minas D. Antonio Martín Díaz).

331

CAP. IV.· METODOS SISMICOS QECIMAL

BINARIO

181

10110101

t (1

ESCRITURA ABREVIADA EN LUGAR DE.¡,

(1

102) + (8 X 10 1 ) + (1 X 10º) 100+80+1 X

X

2?) + (0

128

X

+ o

26 ) + (1

+

X

2 5 ) + (1

32

+

X

24 )

16

+ (0 X 23 ) + (1 X 22) + (0 X 21 ) + (1 X 2º) +o +4+o+1

w

Explicación del sistema de numeración binario, empleado en la grabación y procesado en ordenadores electrónicos

24

Fóg.IV-11~

37

Traza 1

~ 1

:

:

1

1

1

1

1

1

rl 1 1

..... /

\

'

1

r11 1\\

1 ::2° 2::2 1 4=2 2

8=23 1s-2~

32=25 64=2b

128=2'

l \ 7 J

COMPUTADOR

1

-,

'

ELECTRONICO

\

~ Olrecc16n de avance de Ja cinta

Grabación digital múltiple de las 24 trazas que integran un registro sísmico convencional Fig. IV-116

332


Las ventajas de este nuevo sistema de grabación son varias. En primer lugar, la gama dinámica, que en los equipos analógicos es de unos 45 ó 55 decibelios, se

puede incrementar ilimitadamente. Ello permite teóricamente prescindir del sistema automático de variación de la ganancia (A.G.C.) y conservar sin distorsión las verdaderas relaciones entre las amplitudes de reflexiones próximas (lo que resulta muy importante al interpretador como criterio de identificación del carácter). Otra ventaja del sistema digital, completada por la elevada calidad de sus compo· nentes auxiliares, es su bajo nivel de ruido instrumental, que conduce a una degradación en las composiciones muy pequeñas, con posibilidad de recuperar señales de nivel (respecto al ruido) significativamente menor de lo que actualmente es posible. Pueden señalarse, ciertamente otras positivas ventajas, como la mayor adapta· •Ción y flexibilidad para los procesos de croscorrelación, representación automática, o aún la posibilidad (todavía no comercialjzada) de transmisión por circuito telefónico desde los equipos de campo hasta las alejadas centrales de procesado de datos (centrales Play back). Pero, sin duda, el mayor adelanto introducido por el nuevo sistema es su posibilidad de tratamiento en computadores electrónicos y, consecuentemente, el ilimitado campo abierto a los procesos de convolución (filtrado numérico) y desconvolución. Por supuesto que una vez concluida la elaboración de los datos en la calcula· dora electrónica (abarcando todo tipo de correcciones, composiciones, filtrados, etc.) es preciso un aparato auxiliar que efectúe Ja traducción y representación de las secciones sísmicas en cualquiera de los formatos habituales al geofísico, como área, densidad o amplitud variable. Como ya hemos indicado, uno de los más importantes recursos que se sabe hoy emplear en las computadoras es el filtTado numérico o convolución (del que el filtrado de frecuencia convencional no es sino un caso particular). De hecho la explotación de sus posibilidades no ha hecho sino comenzar. Aunque mucho de los complejos !ratamientos de la información que hoy se aplica a los registros sísmicos digitales se pueden teóricamente ªJ?licar también a los analógicos, de hecho en estos se alcanzan rápidamente límites de aplicación práctica que no existen en los procesos digitales. Hay que indicar también que los registros magnéticos convencionales pueden transcribirse al sistema digital y beneficiarse así de las últimas técnicas. Sin embargo, conviene no olvidar a este respecto que los nuevos sistemas son capaces de eliminar gran cantidad de señales parásitas, pero que naturalmente, no pueden nacer aparecer algo que ya no exista en el fegistro. Es decir, que si el problema de los registros originales fuese la falta de señal, nada se podría conseguir con ellos. Caso muy distinto1 por supuesto, es aquel en el que interferencias fuertes de variada índole (frecuentemente bien visibles) ocultan la señal; en tal caso, los resulta· dos pueden ser muy notables. Para resumir nuestro superficial análisis sobre el enorme desarrollo experimen·


333

tado en las técnicas de exploración sísmica en los últimos años, diremos que se han abierto caminos nuevos, como el Vibroseis y el registro digital, cuya influencia en la prospección representa un progreso sólo comparable al que hace años supu· so la introducción del registro magnético. IV-15.4. Registro por caida de peso

El registro por caída de peso (Weight dropping) o Thumper, consiste en generar la energía sísmica por medio del impacto producido por un bloque de acero, de unas tres Tm. de peso, dejando caer desde una altura de dos a tres metros. El sistema no es nuevo, ya que en los comienzos de la prospección sísmica se hicieron intentos para generar ondas sísmicas por este sistema; intentos que no tuvieron éxito a causa del gran disturbio superficial que se originaba con el impacto y que enmascaraba la débil energía reflejada. Hace algunos años, gracias al avance obtenido en el instrumental geofísico y, sobre todo, gracias al empleo del registro magnético se ha conseguido utilizar con éxito este sistema, que en algunas zonas compite en eficacia y economía con el sistema convencional. Sus ventajas prácticas son indudables, pues evita la perforación de los sondeos de sísmica y, asimismo, evita el gasto de explosivo, lo cual supone una reducción importante por el costo de ambos conceptos, sobre todo en zonas difíciles de perforar, en las que su utilización es máxima. Hoy día lo emplean con éxito algunas de las compañías que trabajan en nuestra provincia de Sahara. E1 peso va m<;mtado sobre un camión y se eleva hidráulica o mecánicamente a la altura convenida. El momento en que se deja caer se transmite por radio al aparato registrador y, asimismo, el momento en que golpea en el suelo (por medio de un dispositivo especial de inercia). Como hemos indicado anteriormente, cuando el peso golpea el suelo se origina la onda que viaja por el interior de la tierra. Al mismo tiempo se genera un gran disturbio superficial que, de no ser eliminado, enmascararía completamente la señal reflejada. Y aquí es donde juega su importante papel el registro magnético. F:l sistema es muy simple. Supongamos que golpeamos con el peso en un punto A y registramos en un punto G (Fig. IV-117). El resultado del impacto lo registramos en una cinta magnética. Si golpeamos un cierto númno de veces (20 ó 30 p.e.) en A y hacemos los correspondientes registros en cinta magnética, sumando las señales correspondientes a todos ellos, lo& ruidos ocasionales tenderán a anularse mientras la energía ordenada (reflejada) se sumará. De esta manera obtenemos un notable aumento de la relación señal/ruido con la subsiguiente mejora del registro final, suma de todos ellos. Por otra parte, los disturbios originados por la onda superficial se eliminan par· cialmente en la suma anterior . Colocando, gran número de geófonos por traza conseguirrmos eliminarlos casi totalmente y aumentar, según sabemos, la energía reflejada.


334

Por todo ello, el registro por caída de peso se efectúa disponiendo un gran número de geófonos por traza (del orden de un centenar) y sumando un número suficiente de golpes (del orden de 30 a 80), variando ambos según las condiciones particulares de cada zona y las pruebas realizadas antes de comenzar los trabajos.

Q 1

t 'A

G

, /

'\ '

\

I

\ \

I

\

'\

I

/'

,I //

Técnica empleada.-El sistema utilizado Flg.IV-117 para el registro por caída de peso es el inverso del sistema convencional. En el sistema convencional se dispara en un punto y se detecta en los geófonos dispuestos a lo largo del perfil. En el sistema de registro por caída de peso se colocan dos grupos de geófonos en los extremos del perfil (que corresponderían a dos puntos de explosión consecutivos en el sistema de cobertura continua del subsuelo) y se golpea con el peso en los puntos que corresponderían a la situación de los geófonos del perfil convencional. La figura IV-118 muestra el sistema empleado claramente:

F19. IV-118

Sea el semiperíil 0 1 0 2 comprendido entre dos puntos de explosión 0 1 y 0 2 • En el registro normal dispararíamos en O 1 y registraríamos en los geófonos G., G2 y G3 (sólo hemos considerado tres geófonos para mayor sencillez); luego dispararíamos en 0 2 y registraríamos, asimismo, en G 1 G2 y G3 • En el registro por caída de peso se opera a la inversa. Se sitúan los geófonos en 0 1 y 0 2 y se golpea con el peso en los puntos G 1 , G 2 y G3 . De esta manera, cuando se golpea en G 1 , se registran en dos cintas magnéticas distintas los recorridos reflejados respectivos G 1 O 1 y G 1 0 2 • Luego se golpea en G2 , registrándose, como antes, los recorridos reflejados G2 0 1 y G2 0 2 , y así sucesivamente. Más tarde se ordenan las trazas registradas de manera que se tenga un sismogra·!l· ma (que correspondería al disparo en O 1) con los registros de G 1 O 1, G2 O 1, G3 O 1 , o lo que es lo mismo 0 1 G 1 , 0 2 G2 ... etc, y otro sismograma (que correspondería al disparo en 0 2 ) con los registros de 0 2 G3 , 0 2 G2 , 0 2 G 1 •

335


En realidad el método operatorio es más complicado según indicamos anteriormente, ya que tanto en 0 1 como en 0 2 se sitúan muchos geófonos conectados en serie (geófonos múltiples) y en cada punto G 1 G 2 ... no se efectúa un sólo golpe, sino un elevado número de golpes (del orden de 30 o más) distribuidos simétricamente alrededor de él, registrándose otras tantas cintas magnéticas que, compuestas, darían la traza correspondiente. Describimos a continuación dos sistemas de campo de uso corriente. El primero se explica en la figura IV-119. Consideremos el semiperfil 0 1 0 2 y cuatro 01 o;, o; y 02 correspondientes a otras tantas estaciones de geófonos del semiperfil convencional equivalente.

ab

I·

be

ed

Sismograma 1

de

!¡~

be

cd

Slsmograma ti

Fig. IV-119

El camión con el peso se desplaza a lo largo de la línea y va golpeando en cada uno de los puntos señalados de cinco en cinco con A, B, C, D... etc. Golpea en A cinco veces, y otras tantas en B, C, D.. He, y cada vez que golpea se registra una cinta magnética en 0 1 y otra en 0 2 •

Luego en el laboratorio se componen las cinco cintas A y las cinco cintas B correspondientes al registro en 0 1 • La suma de todas ellas (referidas a un mismo origen de tiempos) proporcionan la traza O 1 abo;. Si sumamos las cinco cintas A y las cinco cintas B correspondientes al registro en 0 2 , obtenemos la traza 0 2 de 01. Análogamente, componiendo las cinco cintas B y las cinco cintas C de los registros rn 0 1 y 0 2 , obtendríamos respectivamente, las trazas 0 1 bcO; y 0 2 bcO;. Procediendo de análoga manera obtendríamos las trazas (generalmente doce) drl scrnipnfil 0 1 0 2 , tanto como si hubiésemos disparado en 0 1 como en 02· Como se v<· en este sistema hemos considerado una superposición o mezcla de trazas sobre el terreno del 50%, ya que cada grupo de cinco golpes B, C, O... etc. lo utilizamos dos veces (para la obtención de dos trazas consecutivas). Otro sistema operatorio de campo lo indicamos en la figura IV-120.

336

TRATADO DE GEOFIS ICA APLICADA

Grupo l

ºººººººº O T ºººº ºººº ºººººººº o, oºººººººº o o o oc;oo-----¡ ºººººººº + M R ºººººººº recorrido del camión que lle•a e I peso ºººººººº 64 geófonos

K2/>

<(V>

Grupo 2

r-----, 1

1

<2> ·----+----02 ! 1

1

1

l

' 1 1 l..------__,'

64 goófonos

Fig. IV-120

El camión que lleva el peso va recorriendo la alineación de los dos grupos de geófonos 0 1 0 2 , y alrededor de los puntos ABC... (equivalentes a los geófonos del perfil normal) va describiendo trayectorias LMNOP, QRSTU, etc., que son rombos todos iguales. En cada uno de los lados del rombo a un cierto número de golpes fijado de antemano, registrándose una cinta en O 1 y otra en 0 2 por cada golpe. Si en cada lado del rombo da, por ejemplo, seis golpes y en la diagonal de la alineación da diez, tendremos un total de treinta y cuatro golpes. La cinta suma las treinta y cuatro cintas registradas en O 1 nos dará la traza de 0 1 a A (si el rombo es el A y asimismo, la suma de los treinta y cuatro correspondientes a 0 2 nos dará la traza de 0 2 a A. Procediendo de análoga manera se registran las demás trazas. Como vemos el registro por caída de peso es una de las aplicaciones del registro magnético. Una vez registradas las cintas y compuestas las trazas se procede como en el registro magnético, aplicándose las correcciones estáticas y dinámicas, los filtros correspondientes, la mezcla, etc, obteniendo finalmente los sismogramas o secciones que se deseen. IV-15.5. Método vibraseis Para la descripción de este método nos hemos basado en el artículo Sismógrafo de señal continua, de Crawford, Doty y Lee (Geophysics, Vol. XXV, número 1). El método Vibroseis se funda en utilizar como fuente de energía un vibrador que genera una señal controlada durante un cierto tiempo, que es el que dura el registro del sismograma correspondiente. Se trata, pues, de un método que emplea una fuente continua de energía: este nuevo sistema ha sido ideado por la Continental Oil Co~ que lleva experimentándolo varios años. Por las grandes posibilidades que ofrece hemos creído interesante describirlo aunque someramente. Fundamentos del método.-Sea el caso teórico de la figura IV-12 1. En A se sitúa el vibrador que manda una señal determ inada de varios segundos de duración, señal que se detecta en el geófono B. Supongamos los tres recorridos ind~ cados en la figura; la señal detectada se compondrá de la superposición en el tiempo de tres señales (iguales a la generada) correspondientes a dichos recorrí· dos, como puede observarse en la figura IV-122.

337


senal compuesta

Fig. IV-121

f ' l . - - - - 1 - - - - + - - - - - - l Sel'lal de referenc,l a

f'l----+-------l

Recorrido n. 0 l

r - - - + - - - - - 4 Recorrido n.º 2

Recorrido n.o 3

seo'lal compuesta

Fig. IV-122

Una priml'ra observación de la señal compuesta no identifica claramente los tiempos de llegada correspondientes a cada uno de los recorridos indicados en la figura IV-121.


338

Una manera de hallar los tiempos de llegada de los recorridos indicados es estudiar la semejanza o correlación entre la señal generada (señal de referencia) y la señal compuesta recibida. Para ello existen métodos que son los que vamos a indicar brevemente. Funciones de correlación.-Si tenemos dos series de medidas estadísticas y queremos estudiar la posible coherencia o correlación entre ellas, hay fórmulas que proporcionan el coeficiente de correlación, coeficiente que indica el grado de correlación entre unas y otras. Por ejemplo, supongamos que tenemos dos trazas de un registro sísmico x(t), e y (t}, siendo x e y las amplitudes de dichas trazas en función del tiempo t. Si queremos obtener información sobre la semejanza o coherencia de dichas trazas se pueden elegir una serie de valores de x, y correspondientes a unos intervalos regulares de tiempo t 1, t 2 ••• , hallando las diferencias entre los valores resultantes y los valores medios Xm, y m de las trazas obtendremos estas dos series de medidas: X=

(X¡

-xm), (x2 -xm) ... (xn-xml

Y= (y¡ -ym), (y2 -vml ··· (yn-Yml

Si situamos los puntos (x 1 - Xm ), (y, - Ym) en unos ejes coordenados, su distribución (rectilínea, circular, dispersa, etc...) indicará el grado de correlación entre las dos funciones x (t), e y (t}. Una fórmula que da el coeficiente de correlación es la siguiente: n

l; (X¡ -xm) (y,-ym)

Verificándose que -1
siendo k 1 y k2 constantes. Si se extiende el concepto de coeficiente de correlación, introduciendo un tiempo de retraso T entre las dos series de medidas que se comparan, se llega a las funciones de correlación. Si las medidas se refieren a dos funciones x (t) ,e y (t) una función finita de cross-comdation (conservamos el término inglés) sería: 1

xy

(r)

rT

=TJo

x(t) Y (t + r) dt

Mientras que si queremos estudiar la correlación de una función consigo misma (p.e., su periodicidad), la función de autocorrelación sería:

339


1

xx (r)

(T

=T}o X (t) X (t + r) dt

Supongamos ahora que conocemos la formll de 11na reflexión en una determinada zona; si hallamos la función de cross-correl.ation entre la señal esperada (la reflexión) y cada una de las trazas de un sismograma de Ja zona que aparentemente no tenga respuesta sísmica ordenada, por estar enmascarada por el ruido, obtendremos el grado de correlación entre ambas; los máximos de la función (r) corresponderán para cada traza a los tiempos en que la reflexión esperada se produce (ya que la reflexión es un máximo); si por otra parte los tiempos se corresponden sobre cada una de las trazas habremos conseguido detectar la reflexión. Representando la función de correlación (r) se obtiene lo que se llama un corrPlograma.

El método de cross-correlation proporciona un poderoso instrumento para el análisis de los datos sísmicos; para información más completa véase Aplicaciones del análisis df' correlación a la exploracíón sísmica, por H.J. Jones (World Petroleum, marzo 1962). Aplicación al método Vibroseis.-La aplicación de la cross-correlation al método Yibroseis constituye Ja esencia del sistema, ya que en este método se conoce exactamente Ja función g(t) generada por el vibrador, Jo que pennite teóricamente establecer la presencia de la señal esperada (reflexión) bajo cualquier clase de mido. Por ello, si se halla la función de cross-correlation <1? 9 , (r), entre la señal recibida r(t) y la generada g(t) y se representa, se obtendrá el correlograma correspon· diente. En este correlograma los máximos corresponderán a las distintas llegadas de energía (onda directa, reflexiones, etc.) del sismograma normal equivalente, es decir, el correlograma resultant<' equivaldrá al sismograma. La función de cross-correÚII ion a representar será: gr

(r) ==

~.f; (t)

g (t + r) dt

Para obtenerla se utiliza el aparato llamado correlador, que consta básicamente de dos tambores solidarios, pero uno de ellos desplazahle respecto al otr·o. Sobre el fijo se monta la cinta magnética correspondiente a r(t), y sobre el otro, la relativa g(t). Para cada uno de los valores dados ar, un aparato electrónico (multiplicador-integrador) , obtiene los productos de las funciones r (t) y g(t) y los integra, realizando la operación (1) y fabricando el eorrelograma. El proceso se ha ilustrado esquemáticamente en la figura IV-121. Los valores de r se eligen en función de la frecuencia de la señal generada por el vibrador. Para frecuencias inferiores a 100 c.p.s. basta tomar el intervalo T igual a 3

j milisegundos, lo que sobre un tiempo total T = 1000 milisegundos supone

340


trescientas posiciones clistintas para el tambor desplazable y, por ello, la realización de trescientas operaciones con el aparato multiplicador-integrador para el análisis de cada traza del sismograma (que en este ejemplo tendrá una duración de un segundo). El inconveniente de la gran cantidad de operaciones a realizar se ha solventado dotando al multiplicador-integrador de los canales necesarios para analizar simultáneamentr varios registros de campo. Equipo empleado.-El equipo básico es semejante a un equipo sísmico de registro magnético con la adición del vibrador y el correlador.

El vibrador es centrífugo y se compone de dos anchas ruedas de acero que se aplican al terreno y giran excéntricamente en oposición, de manera que se anulan los esfuerzos horizontales y se suman los verticales. El vibrador genera una sefíal controlada, cuya frecuencia pueda disminuir durante el tiempo de la operación. Para conocer y controlar en todo momento Ja señal generada se dispone junto al vibrador un detector (detector de referencia). La duración de la señal se establece de modo que sea mayor que el tiempo de la reflexión más profunda que interese detectar.

El vibrador lleva dos ruedas, lo que le permite en campo ser remolcado por un camión. Para I;ugos desplazamientos se monta sobre el camión. Rutina de carnpo.-Los trabajos de campo son semejantes a los descritos para el método de caida de peso; es decir, se sitúan dos grupos de geófonos en los extremos del perfil y el vibrador va ocupando las posiciones intermedias; en cada posición del vibrador se efectúan un determinado número de vibraciones que se re.gistran en cinta magnética y luego se combinan para reducir al mínimo el ruido presente en la zona. Asimismo, cada vez que actúa el vibrador se registra la señal generada (señal de referencia), señal que es la que se utiliza en el proceso posterior de cross-correlación. Observaciones.-Las características más destacadas del método son: la utilización de una fuente de energía continua, la introducción en el terreno de una señal controlable, así como la movilidad del equipo de campo y su coste fijo. En cuanto a su penetración se ha obtenido con él información hasta de unos 2000-25,00 metros de profundidad. y más. En realidad, el método presenta más problemas que los indicados, ya que la señal generada se distorsiona algo debido a la transmisión vibrador-terreno y a la propia transmisión por el terreno, por lo que la señal recibida no se ajusta perfectamente a la señal generada y la cross-correlation no es perfecta. La primera prospección sísmica con este sistema se llevó a cabo en Libia en el año 1961. Hoy ha aumentado mucho su empleo y ha mejorado considerablemente. Otras fuentes de energía.-Se puede imprimir también energía al terreno provocando una explosión. de gas, en el interior de una cámara adecuada que se emplaza sobre el suelo. El aparato se llama Dinoseis, y en resumen es un generador de impulsos sísmicos montado sobre una máquina pesada, del ordt' n de 10 Tm.

CAP. IV. METODOS SISMICOS

341

La explosión se produre por una mezcla detonante de oxígeno y propano co· mercial l'Orrientc. Para mayor aprovechamiento de la energía, la cámara de detonación se presiona contra el sucio, levantando Las ruedas posteriores, para que su peso se constituya en elt>mento de inercia. Dentro de la cámara va un émbolo, que es el que percute contra el suelo al producirse la detonación. Las explosiones se provocan desde el registro central, lo que permite operar con varias máquinas a la vez. Se producen varios impactos para c..tda sismograma, que componen adecuadamente igual que con el Thumper. IV· 15.6. Sistemas de representación La rcprest'ntación de los dalos sísmicos se realiza, según sabemos, por medio de secciones o perfiles verticales, en los que cada segmentos representa una reflexión. li:ste tipo de secciones, muy útiles todavía, tiene el inconveniente de que el geo· físico no tiene a la vista en ellas t oda la información (interpretable o no) de los sismogramas, sino solamente la relativa a las reflexiones leídas en ellos. Como con· secuencia el interpretador se ve obligado a repasar con frecuencia los sismogra· mas bien cuando hay fallos en la interpretación o simplement e cuando trata de acoplar los datos sísmico a los nuevos conocimientos geológicos que vaya ad· quiriendo de la zona investigada. Este inconveniente se remediaba, antes de la llegada del registro magnético, haciendo secciones films, es decir, secciones que eran reducciones fotográficas de los siPmogramas colocados uno junto a otro en el orden de registro y teniendo en rucnta las correcciones estáticas, de manera que las reflexiones se continuasen de unos a otros. De esta manera el geofísico obtenía un documento, cómodo de manejar, con toda Ja información sísmica. En este documento Io.s distintos horizontes quedaban señalados por las reflexiones que se continuaban de unos sismo· gramas a otros; como puede suponerse la sección resultante era una especie de sección tiempo del terreno (sección galvanométrica u oscilográfica). Este procedimiento de representación tiene et inconveniente de ser muy pesado si se quieren utilizar los sismogramas corregidos manualmente por altitµd y capa meteorizada. Por otra parte, con frecuencia ocurre que no coinciden las lineas de los tiempos de los distintos sismograrnas porque siempre varía algo la velocidad del motor de los tiempos de unos a otros. La introducción del .registro magnético ha permitido el desarrollo de nuevos sistemas de representación de sismogramas y secciones (representación en área y densidad variable) y la mejora de los ya existentes (representación galvanométrica). Las secciones se construyen con los sismogramas correspondientes a la representación que se desee. El sistema consiste en introducir en la central play-back un plotter o aparato que fabrica automáticamente las secciones films (secciones he· chas con los sismogramas) a una escala generalmente más pequeña que Ja de los registros normales.


342

La gran ventaja del registro magnético es aparte de las ya citadas, que como se pueden introducir en el plotter los sismogramas corregidos previamente (correcciones estáticas y dinámicas) se obtienen secciones tiempo en las que las reflexiones aparecen rectas, por lo que el interpretador no píerde el tiempo examinando y controlando cada una de las reflexiones individuales para hac:er su lectura, sino que estudia directamente la sección tíempo r esultante en la que puede observar todos los horizontes reflejantes, con las ventajas de tener a la vista toda la información original. Sistemas de representación de sismogramas y secciones a) Galvanométrico.-El sistema es el que hemos descrito anteriormente pero realizado con mayor rapidez y precisión a través del plotter. Se le llama así porque en él la representación de las trazas es la clásica (oscilográfica o galvanométríca) de los sismogramas convencionales. Las secciones galvanométricas se realizan con los sismogramas corregidos estática y dinámicamente, según hemos indicado. b) No galvanométricos.-Entre los Slstemas de representación no galvanométri· cos incluimos tres, que son los que más se emplean : 1) Presentación en forma de área variable.-Este sistema consiste en representar solamente la parte positiva (o negativa) de cada traza, impresionándose, además, en negro toda la superficie interior de los pícos (o valles). En la figura IV-123 in· dícamos Ja representación esquemática de cuatro trazas consecutivas de un sismo· grama en área variable. La representación seria simplemente la superficie negra del interior de los pí· cos, mientras el resto de las trazas no quedaría representado.

A

8

2) Presentación en forma de densidad variable.-En este sistema la señal eléctri· ca procedente del amplificador se trans· mite a una fuente luminosa cuya intenF1g. IV· 123 sidad es proporcional a la señal, representándose como en el caso anterior los picos (o los valles) solamente. De esta manera se obtienen distintos tonos entre gris y negro, correspondiendo, respectivamente, a débiles y fuertes llegadas de energía. Por tanto, a lo largo del sismograma se ven variaciones de intensidad del color de los picos impresionados (por esto se Uama de densidad variable, porque varia la densidad del color). El sistema como vemos, es análogo al '.mlerior: solo que en éste~ además varia la densidad del color. Reflexiones fuertes como la A y B de la figura IV·l23 darán colores negros, mientras las llegadas más débiJes como a y b (que en este caso serían segunda fase de las anteriores), serán de colores grises. Este sistema permite distinguir los distintos horizontes reflejantes por los distintos tonos negros o grises que presenten.

CAP. IV· METODOS SISMfCOS

343

Damos a continuación algunos e1Nnplos J.c :'11.•1,,c•iunt'& Sís11m·a11 cedida¡; amable· mente por Ja CGO y por la Western Geophysirul Co uf America Los de 1a CGG corresponden a la misma sección con represenlacióu pu• anea vanahle con dislin· tos slackíng. Los de Western corresponden también a una misma sccc1ón, pero uno solo está representado por aerca vanahle. (F1g. IV-124. a, h, e,
SECCION SISMICA 100 %

F1g. IV 124 (a)

%

R'A íAUOlJE GEOFISle'A"APl..ICAOA St:CCION FINAL 1.200 °,;,

TIE.MPO VAAIADLI.'

Ot:'Lf"!l..TRO

F. m cos

~4900

1

2500 m:s -

3000mls

3, 3500mls 4'

¡

4• 4000ml'i-

DISTRIBUCION DE VELOCIDADES SECCION DE PROFUNDIDAD

35

30

25

20

15

10

o

2000"'

4000 "'

6000 m

o

2000 mis - -- - -- -- - - 2500 m/s

2000 '"

3000m/s

4000 "'

'3500mh.

6000m

4000m s

8000 m

OISTRIBUCION DE VELOCIDADES

Fig. IV-124 (b)

CGG

WESTERN GEOPHYSICAL COMPANV O F AMERICA lONDON DIGITAL CENTER

VARIABLE AREA COMPARISON SECTION

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TRATADO OE GEOFISICA APLICADA

348

Las st>rciones .c:ísmicas se preiwntan, como ya indicamos de estas dos maneras, componiéndose las serciones a partir de los correspondientes sismogramas corregidos por medio del plottcr es la forma deseada. e) Mixtos (Oscilográfiro} df'nsidad o área variable). Consisten en superponer a la representación oscilográfica de las trazas el sistema de densidad o área variable~ C.on este sistema se obtienen las ventajas de las dos reprC',Sentaciones. Estos sistemas de representación son muy útiles, pues presentan la gran ventaja de tener toda la información original, a&Í como la de presentar muy claramente los horizontes sísmicos¡ el geofísico y el geólogo pueden trabajar sobre estas secciones con mayor rapide:i: y facilülad. En áreas de gran producción, como por ejemplo en los trabajos de sísmica marina en los que es cifra corriente registrar 200 sismogramas diarios, son de gran utilidad, pues en poca~ horas es posible preparar las secciones correspondientes a dichos sismograma.c; y, por lanto, proyectar el trabajo para el día siguiente en función del realizado. 1-\ nuestro juirio r.ste tipo de secciones presente el inconveniente de que sitúan los horizontes reflejaules en la banda ele! sismograma correspondientes (es decir, bajo el p<·rfil d<' explf)sión) sin posibilirlad de emigrados en función de su pendiente. Este _inconvenit'nlr, Rin imporlanda en zonas de pendientes suaves, puede ser un grave obstá<·ulo rn zonas de fuertes pendientes. De todas formas conviene no olvidar que, generalmente, se realizan las seccionr•.s films corrr.gidas y, asimimo, las secciones normales, con lo que este último inconveniente se evita (fig. IV-124 a, b, e, d, e).

IV-15.7. Sismogramas sintéticos

No queremos acabar estos puntos sobre los métodos sísmicos sin dar unas ideas generales sobre los sismogramas simulados o sintéticos que constituyen una de las realizaciones de más interés dentro de~ campo de la sísmica. El sismograma sintético consiste en la fabricación ell e] laboratorio de un sismograma comparable al registrado en el terreno. Para ello se parte del diagr:i-ma del registro continuo de velocidad en un sondeo de la zona (C. V.L. o Testificación continua de lu velocidad), según la técnica que explicamos a continuación. Para el estudio de este tema, que haremos someramente, ronviene introducir algunos conceptos previos. Coeficiente de reflexión y refracción.-Se llama coeficiente de reflexión de un contacto entre dos medios a la relación de amplituiles de la onda reflejada a la onda incidente. Análogamente el corfirientc de refracción seria la relación de amplitudes de la onrla transmitida o refractada a la onda incidente. Sea (fig. IV-124) un rayo incidente longitudinal l l, que incide oblicuamente sobre un contacto horizontal que separa los medios 1 y 2. Al llegar al punto O dará origen a los cuatro ravos indicamos en la figura, ya que parte de la energía

CAP. IV.· ME rooos SISMICOS

349

IL =Rayo rncrdento longltudtnal RL= Rayo refleJado long1tuci1na1

v1=

V~

en el medro l

AT= Rayo reflejado trans-

versal

V¡= VT en el medio 1

&1

=densidad en el medio 1

v2 =

VL en el medio 2

v 2 =vL 62

TT

enelmedro2

TL =Rayo refractado (o transm ltldo) longrtudinal TT = Rayo refractado (o transmllrdo) trans-

=denso dad en el medro 2

versal

Fig. IV-124

de la onda longitudinal se transforma en ondas transversales (reflejada y refractada). Para estos rayos se verificarán las leyes de reflexión y refracción, por lo que con las notaciones de la figura podemos poner: ángulo it =ángulo rl

sen il

sen rt

sen tl

sen tt

v;--~=v:;-~

Si suponemos los medios 1 y 2 homogéneos e isólropos y que la onda incidente está representada por ,un movimiento simple armónico conocido, se pueden calcular los coeficiente de reflexión y refracción. El cálculo es laborioso por lo que no lo incluímos en estos apuntes (el lector interesado puede encontrarlo, por ejemplo, en Explora/ion Ceophysics, de Jakosky). Et1 esencia consiste en fijar las condiciones analíticas para que en el contacto de los dos medios (z = o) sean continuos, tanto los desplazamientos de la partícula como los esfuerzos. De esta manera se llegaría a un sistema de ecuacionrs qw· pcrmitiría calcular los coeficientes Je reflexión y refracción 1, supuesto conocidas la amplitud de la onda incidente, el ángulo de incidencia il y las distintas vrlocidades. Caso de incidencia normal.-Cuando la incidenci& es normal (il =O) no se produ1·rn ondas transvrrsall'~, ¡;;ino solamt·nte las ondas longitudinales reilejada y rC'frae<'ión, y las c<:uacione~ anteriores se simplifican notablemente (il = rl =ti=

= 0), (kducirnilose en rilas los siguientes valores para los coeficientes dr reflexión y ele' rl'Írac<·ión :

. A, 82 V2 -<5 1 V, Coeficiente de reflex ion= R = A,= V + V 82 2 81 1

[1]

1

\

350


. . d f .. At Coef1c1ente e re racc1on = T =A";- =

52

2 8 1 Vi V + V 01 1 2

(2)

A,= A,+ At

verificándose

A,, A, y At indican las amplitudes de las ondas incidentes, reflejada y refractada, respectivamente. Para este caso de incidencia normal se verífica •que las ondas reflejada y refractada tienen la misma frecuencia y forma de onda que la onda inciden te, difiriendo solamente en la amplitud, como esquemáticamente se representa en la figura lV-125. En las fórmulas (1] y [2] observamos que intervienen los productos 5 V. A este producto se le llama impedancia acústica del medio..

l---Ai 1 A1=Ar+ At

1

ó¡V¡(62V2

De las fórmulas [ 1] y l2) se deduce que cuando la onda se propaga de un medio de menor impedancia acústica a otro de mayor (5 1 V 1 Ó2 V 2 ) las ondas incidente, reflejada y transmitida tienen mis· mosigno.Cuando6 1 V 1 > 52 V2 , tas ondas incidentes y refractadas tienen el mismo signo, pero la onda reflejada invierte su signo.

<

6¡ V¡

At

Obtención de sismogramas sintéticos.-A Peterson y otros (Geophysics, Vol XX, núm. 3 julio de 1955) se debe la idea de obtener sismogramas sintéticos partiendo de una aproximación de la fórmula [ 1], que es la siguiente:

Fig. IV-125

A, /1 (5 V) 1 R = Ai= (5 V)= 2 Á loge (ó V) 2 de donde:

el

A,

<:::< [

~Á

[3}

loge (5 V) ] A,

expresión que indica que la amplitud de la onda rrflejada, para cambio de la impedancia acústica 5 V es, aproximadamente, proporcional al correspondiente cambio incremental del logaritmo neperiano de dicha impedancia. En la figura IV-126 explicamos la utilidad de la <-'Xpresión (3}. Supongamos

..

351


o

Sismograma tiempos verflca/es

Arcillas 6¡ V¡ · - -- -- - - - - - - - - - - - - T12

62V2

Calizas

Arcillas

profundidades

Fig. IV·126

que el gráfico rayado es el del logaritmo neperiano de fJV. Supongamos un caso sencillo como el de un medio homogéneo fJ 2 V2 intercalado entre otro medio fJ1 V1 (52 V2 > 51 V1 ). Para mayor claridad hemos representado los recorridos verticales OC1O y OD 1O por los oblicuos OCA Y 008, siendo, por tanto, OA y 08 los tiempos verticales correspondientes. Supuesta conocida la amplitud de la onda A 1 , podemos conocer por las fórmulas (2) y (3) las sucesivas amplitudes reflejadas A, y A; y transmitidas At y A;. Como conocemos las velocidades V 1 y V2 podremos calcular los tiempos verticales t 0 c 1 0 = OA y t 0 d 10 = 08, estando, por tanto, en condiciones de obtener el sismograma que esquemáticamente se indica por la traza de la figura IV-126, supuesto, claro es, conocidos el diagrama de 5V y la forma y amplitud del impulso inicial. En la práctica hay dos dificultades. La primera, que no se conoce generalmente con precisión de densidad, y la segunda, que no conocemos tampoco la forma y amplitud del impulso inicial. Peterson resolvió estos dos inconvenientes haciendo dos simplificaciones.

1) Reemplazando la impedancia acústica fJV por la velocidad V.Estoen la práctica es correcto, ya que como la velocidad y la densidad de una roca se hallan ligadas, aproximadamente por la siguiente relación: fJ =KV" tendremos: log 5V = (n + 1) loge V+ loge K.

352


No es necesario siquiera que n y K sean absolutamente constantes, sino simple· mente que se mantengan razonablemente constantes sobre los intervalos de profundidad elegidos para optener las distintas reflexiones del sismograma sintético, lo cual suele ocurrir en la práctica. Con esta simplificación bastará, pues, operar sobre el diagrama acústico del C.V.L., ya que podremos sustihür el diagrama del logaritmo neperiano de oV por el diagrama del 109 0 V sacado del C. V .L. 2) Peterson, asimismo, consideraba que la amplitud del impulso inicial se man· tenía constante a todo lo largo del recorrido vertical, es decir, que A1 = At; est a aproximación no introduce grandes errores, sino solamente distorsiones de amplitud. Finalmente, para obtener el sismograma sintético bastará elegir la forma del impulso originado por la explosión y sustituir el recorrido en el subsuelo por un filtro (filtro equivalente al terreno) y el geófono por otro (filtro equivalente al geófono), según se indica esquemátice:mente en la figura IV-127. El procedimiento se indica en esta misma figura. Consistiría en obtener del C.V.L. el diagrama del 1090 V, que queda impreso en una banda negra (aquí la hemos representado rayada). Se hace pasar delante dr una fuente luminosa que acciona una célula fotoeléctrica. De esta manera obtenemos las amplitudes correspondientes a la onda reflejada. Estas amplitudes se modulan a su frecuencia debida (la del impulso inicial que se elija). Por último, se hace pasar este impulso por los filtros equivalentes al terreno y al geófono y se introduce la señal resultante en el amplificador, dando por resultado el sismograma sintético (del que sólo hemos representado una traza, pues todas las demás son iguales). Los tiempos correspondientes se obtienen del diagrama del C.V.L.

r Amplifmtdor "sfsm1co

--..----...i,..c::.-:.:·-{.:-::.:-.I·----

\

Sismograma sintético.

Fig. IV-127


353

El problema que queda es el de la elección de impulso inicial (o impulsión) en cuanto a su frecuencia y amplitud, es decir, su forma. La forma del impulso inicial real es desconocida, por ello se suelen hacer pruebas con distintas impulsiones hasta lograr el sismograma sintético que más se aproxime al real registrado en las proximidades del sondeo en donde se ha obteni· do el C. V.L. Otro procedimiento usual es obtener la forma del impulso inicial estudiando sismogramas reales obtenidos en la zona objeto del estudio. Otros métodos de obtener sisrnogramas sintéticos Modernamente se han desarrollado otras técnicas para la realización de sismogramas sintéticos; nos limitamos a mencionarlas remitiendo al lector interesado a Geophysica/ Prospecting Vol. VID, núm. 2, junio de 1960 (Simposium de sismo· gramas sintéticos), pues su exposición se saldría del objeto de estos apuntes. Existen los siguientes métodos: 1. Métodos analógicos. modelos bidimensionales. a) Electroacústicos

, . ! barra ana1ogica.

1

b) Eléctricos (utilizando el filtro magnético de retraso).

2. Métodos que utilizan ordenadores. e) Método de Baranov y Kunetz. d) Método del producto de matrices e) Métodos aproximados

¡

Métodos exactos

Indiquemos, por último, que en la técnica de obtención de sismogramas sintéticos se pueden fabricar con las reflexiones múltiples, es decir, con todas las reflexiones posibles que se pueden originar en los contactos que marca el C.V.L., y no sólo Las múltiples simples, sino las dobles, triples, etc. Los procedimientos de la barra analógica y los métodos exactos dete.rminan todas las mÍU~ples. Los métodos aproximados, mucho más sencillos, sólo determinan las múltiples de superficie (reflejadas de nuevo en la superficie del suelo), y el resto, de las múltiples internas (entre estratos), hasta el orden que interese. Para el cálculo de los sismogramas sintéticos se emplean calculadoras electrónicas, que permiten la realización rápida de los mismos y el cálculo teórico exacto de toda::i las reflexiones (simples y múltiples). Utilidad de los sismogramas sintéticos In dicamos someramente, las venta1as:

354


1) Mejor identificación estratigráfica de las reflexiones. 2) Mejor definición del carácter de las mismas, con la posibilidad de aplicarlas a estudios de discordancia, arrecifes... , etc. 3) Un evidente progreso de las técnicas de campo y de oficina. 4) Proporciona un útil instrumento para el análisis de los sismogramas. Limitaciones de los sismogramas sintéticos a)

Se supone la incidencia normal, lo que sólo es cierto para los geófonos proximos al punto de explosión.

b) Son estudios aproximados.

dif~accio nes.. ., etc. que en el registro sintético no aparecen y que puede ser de mterés conocer. No obstante estas limitaciones, los sismogramas sintéticos son utilísimos.

e) El registro obtenido en el campo tiene ciertas perturbaciones por

1 V-16. Sfsmica marina

f

Fundamentalmente este método es igual que los demás sísmicos descritos. Solamente cambia el medio donde trabaja, que es el mar, y los instrumentos que están montados sobre un barco, flotando todo el sistema, explosión más Geófonos, sobre la superficie del agua, o más claro, deslizándose ambos a poca profundidad (10 a 25 metros), a la velocidad del barco (Fig. IV-128). Desde 1941 se viene empleando el método, para el estudio de las plataformas continentales. Desde entonces no han hecho más que mejorar los sistemas revolucionándolos totalmente con el empleo de los registros magnético y digital. Los geófonos están todos instalados en línea dentro de un tubo de poco diárÍlemetro, perfectamente impermeable. Por ser muy diferente el equipo a los que se emplean en tierra, vamos primero a definir cuales son las fuentes de energía que se utilizan actualmente para producir la onda sísmica ( *). En primer lugar tenemos los sistemas de explosivos, aunque con las técnicas especiales que amortiguan profundamente Jos efectos destructivos para la pesca y demás seres vivos, como es e] Maxipulse. Durante muchos años se empleaban cargas normales de dinamita, pero se les fué prohibiendo en casi todas ( *} Nota: De un trabajo sísmico en el Mediterráneo, supervisado por el Dr. Ingeniero de Minas,

Don Francisco Esteban.

355

CAP. IV.· METODOS SISM ICOS

Cables émisorde ondas ó ex losión

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¡J''~ ,~'

-<--,s:s_

Hidrófonos

-

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98rco

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•

Hldr6fonos

o

Detectores de profundidad

/11bor4for10

N1.,/

¡,¡mar

.,. Regulador de profundidad

Fig. IV-128

partes en defensa de la naturaleza. Otros métodos como el Vaporchoc, clAirgun, y el Acuachos, son también muy empleados y buenos en relación con la respuesta que se requiere para cada caso. Estos tres últimos no emplean explosivos convencionales. En el Maxipulse utilizado por este equipo el explosivo se lanza a través de una tubería de goma que se carga de agua merced al movimiento del barco. En el extremo de este tubo hay una parte metálica o cañón con una especie de resalte o eslabón que es el que produce la explosión al chocar con el detonador que lleva la carga.

356


Otro sistema similar emplea una envoltura especial metálica con orificios que sirve de amortiguador de los efectos nocivos para los peces. La carga puede ser de nitrocarbomtrato y detona a unos 15 m bajo la superficil' del agua. Libera una energía cinco veces superior a las otras fuentes de energía no e>..-plosivas actualmente en uso. Este tipo de explosión se transforma eficazmente en energía acústica con una relación de utilidad muy grande. Es muy importante señalar que el nivel de la energía de fondo afecta durante un tiempo de seis segundos al registro de un mismo disparo. Los niveles de señal procedentes de otras fuentes no explosivas, bajo las mismas condiciones, alcanzan nivúes de fondo muy inferiores. La energía primaria producida por la detonación de la carga y la energía de las ondas de burbujas son recogidas en un solo registro y después convenientemente seleccionadas y filtradas. También se están desarrollando métodos de disparo en el mar a base de aire coro· primido y recalentado, que no es peligroso para la vida animal y da buenos resultados en muchos casos. Otro procedimiento similar al anterior es a base de vapor recalentado o Vaporchoc. Pretenden, que hace desaparecer e1 efecto de burbujas que produce ruidos nocivos en los sismogramas. Se empieza a emplear en Francia un método llamado fusil de Diesel-Oíl cuya fuente de energía es el citado combustible, que se quema con un determinado volumen de aire. Lo que se despide al mar son gases quemados. El incremento de presión puede ser muy grande y el disparo resulta de una energía muchas veces mayor que la del aire comprimido. Citemos también un sistema de vacío entre dos platillos, que al cerrarse violentamente produce una fuente de ondas y otro más de explosión de gas metano. Pero en resumen para cada problema se debe usar la fuente de energía que mejor se adapte al mismo. La disposición del conjunto del equipo utilizado para el registro sísmico lo describimos someramente a continuación: El equipo está montado sobre un arco prospector de la Western Geophysical Co. de America, que ha realizado el trabajo sísmico en cuestión en el Mediterráneo español. Desde el barco hasta una balsa situada a 2400 m, se extiende el cable donde van alojados los hidrófonos. Tiene 48 trazas y en cada traza van 48 hidrófonos lo· grándose una cobertura de 2400 3. Los hidrófonos están lo suficientemente alejados para no percibir perturbaciones producidas por la proximidad de la explosión; van sumergidos a profundidades que en la parte central es de menos d<" 20 ro. Todo el proceso de registros es automático hasta en sus más pequeños detalles,


357

dándose las órdenes aJ artificiero cuando se ve en un osciloscopio que la energía sísmica ha dejado de manifestarse. En un papel aparte se va registrando la primera traza debidamente desfasada y así se logra ir teniendo w1a idea de la sección que se va obteniendo; aunque ésta no sea muy rigurosa, sirve para conocer previamente el tipo de secciones o resultados que se van a obtener y la batimetría del perfil. Añadiremos que en aquellas zonas donde interesan secciones de poca profundidad, los métodos sísmicos con fuentes de energía no explosiva son muy buenos. Cuando se presentan problemas en los que se requiere una gran penetración, en zonas de escasa respuesta, o por necesidades de orden litológico, los sistemas del tipo Maxipulse u otros semejantes resultan más adecuados. En las zonas de aguas someras (menos de 100 m) aparecen las llamadas ondas de fondo, que son ondas de baja frecuencia, semejantes a las superficiales ya descritas. Estas ondas se eliminan fácilmente por medio de filtros de paso adecuado. En algunos sitios se registran una señal perburbadora de alta frecuencia, que persiste durante tiempos del orden de 10 segundos. Su intensidad es tan elevada que muchas veces enmascara completamente la energía sísmica reflejada. Estas ondas se originan en el '\,UUa y son debidas a reflexiones múltiples entre la superficie y el fondo del mar. El fenómeno se llama ringing o singing. Recientemente se han desarrollado varios sistemas para anular este efecto, con bastante éxito. La longitud total del extendimiento, que es variable en los distintos modelos, es del orden de 1.000 m. Durante las operaciones el barco se desplaza a pequeña velocidad constante y todo el sistema es arrastrado por el mismo. La producción es mucho mayor que en tierra, pues se hacen del orden de 3000 Km de perfiles marinos al mes. El coste es considerable, del orden de 300.000 $ al mes, pero resulta mucho más econ6mico y eficaz por ki16metro. El problema de la localización del barco o sea el elemento que podríamos llamar topográfico, está resuelto perfectamente gracias a los modernos métodos de radionavegación . En primer lugar hay un equipo a bordo del barco que permite conocer, con una aproximación de 200 m, la situación del mismo. Este equipo es de radio-satélite y merced a él se van marcando unas cruces en los planos que van obteniéndose donde se señalan automáticamente las coordenadas geográficas. Otros equipos también usados son el Toran, el Shoran y el Loran C. Previamen· te se ha calculado la ruta con un ordenador que da un listado de la contínua situa· ción del barco. Dos estaciones de radio de baja frecuencia enlazan con el mismo a través de una radioemisora que recibe las señales en frecuencias distintas y así se determinan las distancias respectivas que deben ser concordantes con el listado

358

TRATADO DE GEOFJSJCA APLICADA

previamente obtenido. El error que se suele producir de esta manera, en la situación del buque, es solo del orden de muy pocos metros. En la radioemisora va una especie de osciloscopio que recibe la señal de las emisoras que hay en la costa y que cuando en este osciloscopio se produce el acoplamiento de la señal que se está recibiendo, automáticamente se 'tiene la distancia a la citada emisora. En la figura IV-128 damos un esquema de la disposición del barco y su tendido de cables. IV-17. Una investigación sísmica en el centro de España lV-17.1. Introducción El trabajo fue realizado por la C.G.G. con la colaboración del IGME y por encargo de la Compañía de Investigaciones y Explotaciones Petrolíferas (CIEPSA).

r;¡. edtudio es muy extenso y en estas líneas no hacemos más que resumir una pequeña parte del mismo. Agradecemos muy especialmente al IGME el habernos suministrado los datos que damos a continuación y autorizada la publicación, con las naturales reservas en cuanto a los lugares en concreto. El estudio ha sido realizado por las misiones sísmicas de reflexión S-3030 y S-3040 de C.G.G., habiendo efectuado en esta zona reducida un total de más de 120 km de perfiles. La media mensual por equipo ha sido de 51,5 km. Anteriormente se había realizado una extensa campaña gi:avimétrica que facilitó la mejor colocación y distribución de las líneas sísmicas. El problema planteado ha sido: Estudiar las posibilidades de cierre del embrión estructural, adosado a un accidente ya conocido. Buscar las posibilidades estructurales de la zona Sureste de una depresión existente. Definir lo mejor posible la tectónica de la sedimentación secundaria en esta misma zona. La estadística del trabajo se ha llevado en varios estados: En el primero se indican los medios utilizados, personal y material. En cuanto a personal total han intervenido 22 hombres por equipo. Del material, mencionaremos nada más lo de mayor interés: Un laboratorio C.G.G. 59 con corrector MTD sobre camión; nueve camiones y cuatro remolques para los servicios de Jefe de Campo, de oficina, topografía, explosivos, cables, 650 gcófonos de reflexión, aguas de los sondeos, taller y otros; además, tres trenes de sondeo Failing, montados también sobre camiones y un vehículo de enlace. En total 18 vehículos.

Se lh•va11 al día hojas topográficas y de perforación, pero únicamente copiamos

CAP. IV.· METODOS SJSMICOS

359

una de las hojas sísmicas por ser la de mayor interés, al llevar muchos datos cuya descripción nos evüamos. Topografía.

Los perfiles han sido implantados de forma lo más rectilínea posible. Con el fin de evitar al máximo los daños de paso y utilizar de la mejor forma las vías de acceso, se ha tenido que realizar un importante trabajo de señalización. Las operaciones topográficas utilizan sobre todo los puntos gravimétricos, situados en todos los mojones kilométricos a lo largo de la carretera. Perforación.

Sobre la mayor parte del estudio, excepto en las proximidades del río, la buena calidad de los pozos ha evitado la carga adelantada. La perforación con agua adicionada de hentonita, ha sido imprescindible en las orillas del mismo en las arenas y cascajos. Sobre las extremidades Norte de los perfiles Cll, C34 y C35, los bancos de conglomerados han retrasado la producción de los equipos. El rendimiento medio por hora de perforación real es de 7,23 metros, (siendo la mejor producción la conseguida por la Failing 1500 que alcanzó los 8 metros), este rendimiento es satisfactorio. Laboratorio.

Los parámetros de explotación son los utilizados por la misión S-3030 y se traducen en el cuadro de la figura Recordamos que a excepción del C35 (9 puntos de tiro) donde d =30 metros todos los perfiles tienen un intervalo entre trazas de 40 metros, o sea, un dispositivo relativamente corto. Algunas líneas eléctricas de alta tensión, han provocado un parasitaje sobre algunas películas, sobre todo a lo largo de la extremidad Este del perfil C33. Dispositivo de registro.

Comprende 24 sismógrafos por traza, a cinco metros de distancia mutua, desenrollados e~ líne~ paralela al perfil y después en dos líneas según un esquema convenido. (Fig. lV-129). Central de la misión.

Las secciones aérea variable han sido ubtenidas por unión de los play-backs fotográficos, ejecutados con ayuda del conjunto CGG 59-MTD corrector. Los reglajes de reproducción elegidos son: • Filtros BF: 1/20 HF: 2/56 • AVC medio. En el registro las bajas frecuencias fueron filtradas en 1/14. Lo$ tiempos (dobles) de las secciones están relacionados con el plano de referencia + 550 metros, siendo éste constante para el conjunto del estudio.

360


SISMICA

PUESTA EN OBRA

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CGG 59 y Correetor MTD

LABO

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EXPLOTACION

CABLES FLAUTA SISMOS

Plano de referencia: DP = 550 m

"'e: o ·¡;; Q)

60 m. entre trazas

u

Correcciones estáticas: J = 33 m/s de ree<1uccl6n al

EVSL Reflexión

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W Z: Tiros bajo la w- z.

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Monitor en cada punto de tiro en fil· tros: 1/20, 2/56. AVC medio

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1 - - -AVC medio 14 Unidad de Control Expansión.Si = =-36 y-48; Po= 120 y 160; R=80y200 Supresión; 6i =-36 y-42; Gt = =- 6,- 9,-12 y - 18; R = 160, 200 y 320.

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Amplificadores: Diaria.

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Mandadas al cliente al fin de trabajo

w

Naturaleza de los explosivos: Goma n. 0 len cartuchos de 2,5 K9 y

Correcciones dinámicas: V = 3300 mis constante

1,250 Kg ( 60 y 45 mm.)

¡:

Naturaleza de los denotadores:

"'o

Número de sondeos por punto de tiro: 1. Disposición:al centro. Profundidad: 24-28 metros. Cargas: 10,15 ó 20 Kg. (Tiros en ex tremos).

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Eléctricos Instantáneos.

Escalas: 1/6400

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Longitud: 480 m 6 360 - (C 35 ) Disposición de las trazas: a caballo. Distancias entre trazas: 40 ó 30 m. Sismos por traza: 24. Disposición de los sismos:

wº

u8

Presentación: Secciones Aire variable, de 8-11 puntos de tiro Composición: Sin Reglajes: Filtros: 1/20, 2/56 AVC: Medio

En 1, luego 2 lineas (Ver esquema)

ESQUEMAS sm

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t

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sm

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Fig. IV-129

sm PERFIL sm

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361

Las correcciones del punto de tiro han sido determinadas por el método CGG utilizando los datos del sismógrafo VT (boca del pozo). · La buena calidad del conjunto de los registros (excepto en las proximidades del río) ha hecho posible la utilización de las correcciones traza por traza, por medio de las indicatrices. En los casos desfavorables, las correcciones han sido hechas por altimetría. IV-17.2 Velocidades Velocidades superficiales

Para la reducción de los tiempos con relación al plano de referencia ( + 550 metros) ha sido utilizada la velocidad V = 3300 m/s. Deducida de los datos anteriores ha podido ser verificada en el curso del presente estudio por medio de las dromocrónicas. Velocidades verticales medias

La ley de velocidad utilizada para las correcciones dinámicas es: V= 3300 m/s constante. Adoptada desde el principio del estudio como consecuencia de los datos anteriores, ha sido verificada para nuestra zona Sureste de explotación con ayuda de las estadísticas de T. Esta ley corrige de manera satisfactoria la curvatura de las reflexiones. IV-17.3. Examen de las secciones Nota

En las descripciones que siguen, no se tratará más que de tiempos dobles. Identificación geológica de los horizontes seguidos

Los resultados obtenidos son en general de buena calidad. Ningún dato nuevo, concerniente a la geología no ha intervenido después del estudio precedente, por lo que nuestra identificación contiene las mismas incertidumbres. Han s'do dibujados sobre mapas tres horizontes elegidos entre los más característicos. (Figs. l V-130 a IV-132). El horizonte llamado 4 bis, por analogía con el horizonte 4, ya dibujado sobre mapa por la misión precedente, representa, con buena probabilidad, el techo del Mesozóico (carácter de puesta en fase y correlaciones con los afloramientos sobre los bordes del sinclinal terciario). Está bastante próximo al horizonte 4 del informe precedente e incluso a veces se confunde con este (Cll). El trazado de la base del terciario sobre las secciones es a veces dificil de precisar por el hecho de los biseles de erosión que existen por una y otra parte, y cuya distinción es a veces subjetiva.


362

El horizonte 5 bis está muy próximo al horizonte 5 anterior, no habiendo sido éste dibujado sobre mapa en el informe precedente, les hemos representado aquí en el conjunto del permiso. Representa un nivel indeterminado del Cretáceo SuFerior. El horizonte 7 es frecuentemente de buena calidad (zona Sureste) volviéndose pobre hacia el Noroeste, como consecuencia, posiblemente, del aumento de espe· sor de la cuenca en esta dirección; está afectado de movimientos netamente distintos de los del horizonte 5.

El trazado de un cuarto nivel, horizonte ID, ha sido esbozado sobre las secciones. El carácter de este nivel le hace correlacionar con las reflexiones profundas registradas sobre los otros permisos. Perfiles de orientación general Norte Noreste-Sur Suroeste

Los perfiles C34, C35, C30 y C31, C32 cortan transversalmente el valle del río.

El paso del accidente F1está bien claro sobre los tres primeros, pero su trazado es más dudoso sobre los perfiles C31 y C32 donde la fosa sinclinal terciaria se estrecha. El salto de este accidente no es notable verdaderamente más que sobre los perfiles C34 y C35 y por el hecho del cambio del carácter del horizonte 4 bis al Sur del accidente, un perfil de unión con el compartimento Sur sería necesario para asegurar las correlaciones. El perfil C34 indica sólo una culminación sobre el compartimento Norte del Accidente FI, que parece tenderse en profundidad y afectar el horizonte 7 sobre los perfiles C34 y C35. (Fig. IV -134). , Un accidente F2 del mismo estilo es cortado por el perfil C30. El accidente F3 no se hace sensible más que sobre el horizonte 7 y en Ja extremidad Noroeste de los perfiles C31 y C32. (Fig. IV-133)

El ¡lccidente F4 afecta hs series del intervalo 5 bis 7 entre los perfiles C35 y C31.

Ninguno de estos accidentes tiene el carácter de falla mayor y el horizonte ill, trazado al límite de los resultados profundos coherentes, de forma sin duda bastante poco precisa, no parece afectado. En la aproximación de las estructuras secundarias, a cada extremidad de los perfiles, se acentúan las divergencias entre las series superiores (hasta el horizonte 5 bis) y las series profundas. Las variaciones de espesor en el Secundario pueden ser en parte postsedimentarias (migraciones ta1erales de series plásticas) y ser el orí· gen de esta tectónica de cobertura. Perfiles de orientación general Noroeste-Sureste

Como consecuencia de su orientación paralela a la rurección tectónica principal, los perfiles Cl 1 y C33, revelan una •disposición interna mucl10 más tranquila de los mismos horizontes, que sobre las secciones precedentes. (Fig. IV -135).

..

CAP. IV.- METODOS SISM ICOS

363

El accidente F1 está recortado en las extremidades Noroeste del perfil C33, con un débil salto. La falla F4 parece atravesar este perfil diagonalmente y es sobre todo apreciable al nivel del horizonte 5 bis. Puede afectar también al perfil Cll en la vertical del punto 1113.

El trazado del horizonte 4 bis, sobre el perfil Cl 1, ha sido seguido en concordancia con el del horizonte 5 bis, admitiendo que en la extremidad Noroeste aparecen biseles de sedimentación terciarios. Por debajo del horizonte 5 bis se nota un nivel en discordancia angular clara entre los puntos 1110 y ll 15 del CU y 3301 a 3309 del C33. Los horizont!!s 5 bis y 7 divergen sensiblemente hacia el Sureste del perfil C33. El mismo fenómeno se muestra entre los horizontes 5 bis y Ill. Quizás, un accidente ha hecho bajar al horizonte III a 2.400 milisegundos aproximadamente, en la extremidad Sureste de la sección. IV-17.4. Descripción de los mapas de isócronas e isópacas Isócronas del horizonte 4 bis (Fig. IV-130).

Este hórizonte es inmediato a la hase del Terciario. Esta identificación se apoya por otra parte, sobre la geología de superficie dibujada sobre el fondo del mapa. En la zona explotada por S-3030 han sido dibujados nuevamente los horizontes al Noroeste del CU. No obstante, las curvas isócronas relativas a esta zona, conservan un trazado general parecido al precedente. La posición de las fallas y del eje sinclinal no se modifica. La subida del eje sinclinal se efectúa de una extremidad a otra del estudio, en dirección del Sureste, pero de manera más acusada a lo largo de la extremidad del C33, evidenciándose la disminución rápida de potencia, en esta dirección, de la sedimentación terciaria.

El salto Sur de la falla F 1 es máximo a nivel del perfil C3 donde alcanza 90 m (o sea, 300 m), pero pierde su importancia hacia el Sureste. Para asegurar las correlaciones de una y otra parte de este accidente, un perfil suplementario debería unir los perfiles C3 y C32 entre los accidentes F1 y F2. El eje sinclinal S2 está desplazado hacia el Sur, con relación al eje de superficie, situándose la diferencia máxima en la zona Noroeste. El pliegue anticlinal del eje A1, adosado a F 1, el cual es uno de los objetivos del estudio se confirma, tiene un cierre relativamente débil 40 m aproximadamente y una extensión bastante reducida. Un ensillamiento podría existir entre los ejes A 1 y A2, en la parte situada entre los perfiles C3 y C4; su estudio necesitaría algunas mediciones suplementarias. Isócronas del horizonte 5 bis (Fig IV-131).

Puede suponerse que este mapa representa la tectónica del Cretáceo Superior.


364

Esta tectónica parece más acusada que la del horizonte 4 bis. El fondo del sin· clinal es más estrecho, los movimientos reconocidos más acentuados y una falla nueva, F4, afecta al flanco Norte. El eje sinclinal S2 coincide aproximadamente con el que se aprecia en superficie y los ejes S2 y S1 se diferencian uno de otro. Los pliegues anticlinales A2 y sobre todo A 1 están mejor marcados; el cierre de la culminación A 1 podría alcanzar lOOm.

Las fallas F1 y F2 quedan prácticamente sin cambio, F1 afecta no obstante el horizonte con más nitidez, en la zona Sureste. Isócronas del horizonte 7 Este horizonte no identificado es neto y característico en la zona axial del sinclinal ter_ciario, pero se hace difícilmente diferenciahle sobre los bordes. La depresióñ de Tobalina se conserva pero se muestra más ancha, menos acentuada y de un dibujo más simple que sobre los mapas precedentes.

El profundizamiento del eje sinclinal S2 es continuo en dirección de Noroeste

y los pliegues anticlinales A 1 y A2, han desaparecido totalmente aquí. El salto de los accidentes F1, F2 y F4 es menos importante que sobre el horizonte 5 bis, y una nueva falla F3 aparece en el borde Norte. lsópacas entre los horizontes 4 bis y 5 bis (Fig. IV-132). Las isópacas tiempo dan una imagen de la topografía del horizonte 5 bis, al momento del depósito de las series posteriores del Cretáceo Superior. Ponen en evidencia numerosas variaciones locales de espesor siguiendo unos ejes paralelos a la dirección general de los movimientos tectónicos. La concordancia de las principales zonas de anomalías con los ejes de los mapas de isócronas, indica que las estructuras han sido esbozadas antes de la transgresión terciaria. En particular el eje de mínimo espesor mi coincide con la cuhninación A 1 de los dos horizontes 4 bis y 5 bis. t El eje m2 está también en relación con el anticlinal A2 con un desplazamient'o en dirección Noroeste probablemente explicable por un basculamiento en esta dirección, posterior al depósito de las series del intervalo 4 bis - 5 bis. La existencia de estos dos ejes de reducción de espesor confirma el interés de una búsqueda de un posible ensillamiento entre los ejes anticlinales A 1 y A2. Al Sur del accidente F 1, el trazado de las isopacas parece prolongar armonios~ mente las indicaciones del compartimento Norte. Recordamos no obstante, que las correlaciones entre perfiles no unidos entre ellos son subjetivas.

lsópacas entre los

h~rizontes

5 bis y 7

Las series comprendidas entre estos dos horizontes representan un espesor importante de terreno, en el interior del cual las variaciones de potencia son casi

l


365

sistemáticamente inversas de las del mapa precedente. Puede por tanto deducirse que los relieves existentes en la época del horizonte 7 se han invertido completamente después. De esta manera en la vertical del alto-fondo m2 del plano 11, se superponen el eje de máximo espesor M2 de las isopacas del plano y el eje sinclinal terciario. La geología regional nos ofrece otros ejemplos de una inversión tal, cuyo ejemplo más espectacular se representa por la fosa terciaria del río, antiguo alto-fondo secundario. Por otra parte, otro fenómeno ha podido intervenir para modificar la repartición de las series del intervalo 5 bis - 7, en la hipótesis en que esas series comporten términos plásticos espesos. Se trata del fenómeno de hundimiento diferencial, que puede haber contribuído al adelgazamiento de esas capas en la vertical del sinclinal terciario y mismamente engendrar una migración lateral de los ténninos plásticos hacia los bordes de la fosa. Esta hipótesis parece compatible con la existencia de la vasta anomalía gravimétrica negativa que coincide con el fuerte gradiente de espesor al Noreste del eje m2 y tal vez con el enriquecimiento de las series en términos plásticos menos densos, como arcillas o sal. IV-17.5. Conclusiones En resumen, la calidad de los resultados varía con las zonas de trabajo y las condiciones tectónicas, pero en general es buena y la pr ofundidad de investigación es frecuentemente muy importante. Sobre el estudio en cuestión, ha sido confirmada una culminación A 1 cerrada sobre la falla F 1, en el Cretáceo superior probable (horizontes 4 bis y 5 bis). El eje anticlinal A2 puede estar separado de A 1 por un ensillamiento que debería verificarse. Los horizontes profundos, el horizonte 7 y el horizonte Ill divergen bajo los dos primeros en la proximidad de las sierras cretáceas que bordean el sinclinal terciario. Parece que los relieves existentes en la época del horizonte 7 se hayan invertido completamente a continuación. Un fenómeno de sentamiento diferencial ha podido contribuir al sobreespesor de las capas plásticas sobre los bordes de la fosa. 'La acumulación de estas capas, arcillas o sal, poco densas, en el corazón de las estructuras cretáceas aflorantes explicaría su coincidencia con una anomalía gravimétrica negativa. Debe esperarse que la perforación ubicada al Norte del estudio, aportará justificaciones suplementarias para la ejecución de una perforación test sobre la culminación A 1.

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FilTROS: 1/ 20 - 2 / 56 p E R F 1LEs :

37

Llegada parásita (reflexión múltiple, difracción-refracción) Falla

GEGEGESA

Fig. IV-134

3502

'1501

-

capítulo V

métodos eléctricos

V-1 Introducción

El método eléctrico de prospección se basa en el estudio de campos de potencial eléctrico, tanto en lo referente a los naturalmente existentes en la corteza terrestre, como a los artificialmente provocados en la misma. Mediante estas mediciones se puede determinar la situación en el subsuelo de criaderos minerales o reconocer estructuras o accidentes geológicos. La modalidad más empleada y de más amplia aplicación es la segunda, o sea, la de campos artificiales provocados.

El método eléctrico se diferencia de los otros estudiados, como el magnético y el gravimétrico, en que estos estudian las variaciones de ciertos campos naturales del Globo terrestre ; en cambio, el nuevo método observa, salvo excepciones, las consecuencias de un campo artificial aplicado al suelo. La teoría físico-matemá· tica en que se basa, es, además, considerablemente más compleja que la teoría de la gravedad o la del magnetismo y ello hace que los resultados que se obtienen en este método no sean tan concretos, necesitándose una gran experiencia de campo y detenerse mucho en la interpretación para realizarla de un modo satisfactorio. Los instrumentos que hoy se emplean son los de antaño, en cuanto sus principios básicos, en los que se han introducido importantes mejoras a medida que la técnica electrónica ha avanzado. Los campos de potencial eléctrico, que se estudian en prospección, son muy variados. En primer lugar, un criadero mineral puede actuar como una hatería y crear su propio campo eléctrico, constituyendo un método especial llamado de Autopotencial del que hablaremos. Pero lo más frecuente es enviar energía al terreno, creando así campos artificiales de distintos tipos, de cuya deformación pueden deducirse consecuencias sobre las características geológicas o mineras del subsuelo. 379

380


Se utiliza no solamente corriente continua, sino también corriente alterna, pues estu última es bastante más cómoda de emplear que la primera. Muchos prospectores prefieren no utilizar Ja alterna porque la técnica interpretatoria, ya de por sí complicada, aún lo es más cuando hay que atender a posibles fenómenos de inducción, capacidad, etc. Las frecuencias que se utilizan en las prospecciones son muy variadas, pero se prefiere, en general, que sean Jo más bajas posibles, debido a que Ja profundidad de penetración disminuye rápidamente, a medida que aumenta la frecuencia. Las radiofrecuencias que son las más cómodas de empleo, apenas sí pueden utilizarse o sólo para cuerpos muy someros; en especial se emplean éstas en los detectores de minas. Se suelen considerar bajas frecuencias las qtte oscilan de 5 a 60 períodos por segundo; como intermedias las que van de 200 ciclos al kilociclo; desde aquí hasta los 80 ó LOO kilociclos como altas frecuencias y a partir de los 100 kilociclos se entra dentro de la gama de las radio-frecuencias. Una ventaja que tienen los métodos eléctricos sobre los gravimétrico y magnético es el poder controlar la profundidad de penetración y en alguna de las modalidades se llega a hacer de un modo bastante concreto, como ocurre, por ejemplo, en el método de resistividades con el que se ha llegado hasta la técnica de los sondeos eléctricos, llamados así porque de ellos pueden deducirse resultados comparables a los de los sondeos mecánicos. Las aplicaciones principales de los métodos eléctricos se encuentran en minería, subterráneas, ingeniería civil y en forma especial en prospecciones petrolíferas. En esta última, la testificación eléctrica es w1a de las ramas del mismo método que está mundialmente utilizada y l1a producido un cambio total en Ja técnica de los sondeos. Desde el punto de vista económico, la principal ventaja de los métodos eléctricos, es el reducido coste, no sólo en lo que a aparatos se refiere, sino también en el trabajo de campo. Se pueden cubrir grandes extensiones de terreno en un tiempo relativamente reducido y por un costo muy bajo. Por otro lado ya se va generalizando por el mundo el no realizar perforaciones sin una etapa previa de prospección geofísica y especialmente en aguas subterráneas, el método eléctrico es el más usado. ~auas

Desde el principio de su desarrollo. estos métodos se han aplicado principalmente a la exploración minera. Primero limitándose a la localización de los sulfuros más conductores y a estos siguieron los estudios estructurales. Pero hoy se emplea también mucho para seguir la marcha de filones no conductores, como los de espato-flúor o los diques de cuarzo aurífero y otros de tipo similar. Además, en obras pública.e;, se aplican Jos métddos eléctricos en la determinación de la profundidad de la roca firme, en las presas y túneles, en localizar escapes de aguas del cuerpo de las presas, en ciertas investigaciones en los puertos y en otros muchos problemas. En lo que se refiere al método eléctrico de resistividades su aplicación más útil estriba en la investigación de aguas subterráneas. Es en realidad el método más adecuado para este tipo de investigación, ya que el único parámetro físico que

381

CAP. V.· METODOS ELECTRICOS

permite a priori diferenciar netamente una roca seca de una roca impregnada de agua es su conductividad eléctrica. En Espafia el problema del agua es muy importante. El Centro que más gasta hoy en alumbramiento es el Instituto Nacional de Colonización, y casi puede decirse que no hace un solo sondeo sin haber realizado con anterioridad un estudio geológico y geofísico y este último, utilizando principalmente el método eléctrico de resistividades sobre las zonas de mayor interés hidrológico. V-1.1. Propiedades eléctricas de las rocas.

Como el método está basado en las diferentes propiedades eléctricas de las rocas, hagamos un somero estudio de estas propiedades : Las características que de ellas se consideran principalmente son las siguientes: Resistividad.-Es la propiedad más importante. Est e parámetro aparecerá constantemente en cualquier modalidad que empleemos del método estudiado. Se define la resistividad, como la resistencia en Ohmios medida entre dos caras opuestas, de un cubo de materia con dimensiones unitarias. Si llamamos R a la resistencia de un conductor cilíndrico de longitud L, sección de área S, y resistividad p: resultará que: R=p

RS

L

S'

p=-

L

Haciendo L = 1 cm y S = 1 cm 2 obtenemos la unidad de resistividad que es el Ohmio por cm 2 y por cm., que corrientemente se expresa en Ohmios-cm. Se emplea igualmente el Ohmio-metro cuya magnitud es igual a la anterior dividida por 100. La corriente I que pasa por un cuerpo y la diferencia de potencial V que se produce están relacionados por la ley de Ohm :

I= ~

R

y la corriente por unidad de área i

=i

se llama densidad de corriente.

Para dar una idea de los valores que encontraremos en prospección eléctrica copiamos, a continuación, una lista de la resistividad de algunas rocas tomadas de distintos autores y de nuestra propia experiencia : Azufre ............... Mica ................ Sal gema seca . . . . . . . . .. Calcita ............... Cuarzo ............... Granito seco ...........

1017 1010 105 5 10s

Ohms-cm. a 101s a 101s a 1014 1014 a 10 11

,, "

" ,,"

382


Arenisca seca . . . . . . . . . . 106 a 101 º Ohms-cm. ,, Limonita . . . . . . . . . . . . . 107 ,, 5 6 a 10 Caliza seca . . . . . . . . . . . . 10 ,, Cali:za húmeda ......... 5 · 103 a 5·104 ,, 4 3 a 10 Mineral de pirita, seco . . . 10 ,, a 10- 1 Mineral de pirita, húmedo . 102 ,, a 10- 1 Calcopirita . . . . . . . . . . . 1 ,, Calcopirita, húmeda . . . . 10- 2 a 10 - 3 Marga, seca ........... 5 · 103 a 104 a 103 Marga, húmeda . . . . . . . . 102 ,," 3 Arcilla, seca ........... 8 · 10 Arcilla, húmeda . . . . . . . . 10 a 102 " Sal gema, húmeda . . . . . . 5 a 20 " Grafito .............. 3 · 10- 2 ,," Cobre ............... 1,7 · 10- 6 ,, Plata . . . . . . . . . . . . . . . . 10- 6 ,, 4 5 a 3·10 Agua pura de montaña.. . 10 Agua con 3% de sal . . . . . 5 a 10 " Agua con 20% de sal . . ... . 3 La resistividad de las arenas puede variar mucho, según la cantidad de agua que contienen y la calidad de la msima, por Jo que no queremos dar cifras concretas. Pero es de interés saber que estando seca puede ser del orden de 107 Ohms-cm y de 1 Ohms-cm. si el agua es salada. De cualquier forma las diferencias considerables de resistividad que se manifiestan entre una arcilla y una arena con agua, da lugar a que se detecte con cierta claridad un manto acuífero arenoso situado entre capas de arcilla. De acuerdo con lo que acabamos de decir obsérvese también que la sal común está entre los primeros elementos del cuadro cuando está seca y entre los últimos o menos resistentes cuando está húmedad. Conductividad.-Se llama así al valor inverso de la resistividad. Se distinguen en los minerales y rocas dos clases de conductividad: una llamada metálica o electrónica, que la poseen ciertos minerales que conducen la electricidad como los llamados metálicos y que se verifica por transporte de electro· nes. Ejemplo son la pirita, el mispikel, la galena, el sulfuro de cobre, la magnetita y la pirolusita. Esta conductividad puede desaparecer en estos minerales por la interposición de una ganga aislante como el cuarzo, pues impide la comunicación directa entre los cristales del mineral. La otra conductividad se llama electrolítica y se refiere a minerales y rocas aislantes en estado de sequedad como las arenas cuarzosas o las areniscas, pero que conducen la corriente merced al agua que contienen; en este caso existe transporte de iones al paso de la corriente y la conductividad es función de la cantidad de agua que contienen y de la cantidad de sales ionizadas disueltas en ella. La resis-

CAP. V.- METODOS ELECTRICOS

383

tividad en estos se puede expresar prácticamente por el producto R.P. donde R es la resistencia específica del agua que impregna la roca y P un factor que depende del tanto por ciento de agua con relaci6n al volumen de la roca. La resistividad de las rocas y formaciones está afectada por los siguientes factores : Resistividad de los minerales constitutivos¡ resistividad del agua que llena los poros, volumen relativo de ambos y disposici6n de los mismos. De ellos hablaremos mas adelante. Es de interés hacer resaltar que la resistividad de los minerales que hemos llamado conductores, por ejemplo, la calcopirita, que es del orden de l a 10·1 Ohms-cm parecida a la del agua salobre, es sin embargo, 106 veces mayor que la resistividad de metales como el cobre y 10 10 veces menor que el granito seco. Esto es te6rico, pues en la naturaleza, tal como se presentan las sustancias mimerales, los contrastes son del orden de 1a100 y con estas diferencias ya se comprende el interés que puede tener el método. Actividad electroquímica.-La actividad electroquímica está relacionada con la composición química de las rocas,,pero principalmente con la composici6n y

conoentración de los electrolitos que las impregnan. De ello depende la magnitud y signo del voltaje que se desarrolla cuando la roca se encuentra en equilibrio con un determinado electrolito. En esto está basado el método autopotencial del que hablaremos más adelante; pero además al ocuparnos del agua de impregnación de las rocas, nos extenderemos mas sobre estos importantes fenómenos. Constante dieléctrica.-Se llama constante dieléctrica a un valor que expresa la manera de polarizarse un material, cuando se le somete a un campo eléctrico. La constante dieléctrica del agua es igual a 80 unidades y el vacío tiene como valor la unidad. Por ejemplo, una roca arcillosa húmeda tiene un valor comprendido entre 40 y 50 unidades. lsotropía y anisotropía.-Se define como isotropía la propiedad que presentan algunos cuerpos, de que una magnitud física (en nuestro caso la conductividad), sea la misma en cualquier dirección. Por el contrario, se define como anisotropía la propiedad de que la conductividad varíe con la dirección que se considere dentro del cuerpo. Un cuerpo típicamente anisótropo es el grafito, que estructuralmente presenta un plano de cristalización; la conductividad resulta ser considerablemente mayor en la dirección de este plano, que en el normal. En Geofísica nos encontramos con lo que podríamos llamar anisotropía macroscópica o macroanÍ'5otropía, ya que terrenos formados por cuerpos isotropos, presentan en su conjunto anisotropía, por encontrarse dispuestos en capas o en otro tipo de estructuras, como consecuencia de su formación Geológica. Esto en realidad es un tipo de heterogeneidad, ya que se trata de un sistema eléctrico formado por distintos cuerpos, que pueden ser homogéneos e isótropos.


384

Efectos del agua de impregnación de las rocas.-Son conductores electrolíticos todas las soluciones acuosas de sales, aún cuando las sustancias disueltas sean de por sí poco conducloras. El ejemplo más típico es el de la sal en agua; ambos componentes, el agua pura y sobre todo la sal seca son extramedamente pobres conductores en su estado natural. La conducción de corriente en los electrolitos depende no sólo de la movilidad de los iones, sino también de su número, que depende, a su vez, de la concentración y del grado de disoóación. El agua es la sustancia que, por tener la constante dieléctrica m más elevada, tiene mayor importancia en conductividad electrolítica. Las rocas en sí, es decir, las rocas secas son muy poco conductoras de la electricidad con excepción de ciertos materiales ya mencionados antes como el grafito y los sulfuros. S\ una roca es compacta o contiene sólo huecos aislados unos de otros, también constituye una sustancia poco conductora. Pero generalmente estos poros están conectados entre sí cuando se llena de agua y su presencia los hace convertirse en buenos conductores. La conductividad, por tanto, de las rocas en general dependerá de los siguientes factores. Lº -De la proporción en volumen de los huecos que existan en la roca, o factor de porosivad v. 2.0 -De la disposición geométrica de dichos poros: Factor de Formación F. 3.º -De la proporción en que dichos poros están rellenos con agua: Factor de saturación Fs . 4. 0 - De la resistividad del agua que contiene Pw. El agua pura es muy poco conductora, no se .,encuentra en la naturaleza y su resistividad ya hemos dicho que disminuye con el porcentaje de sales que contiene disuelta. En la figura V-1 puede verse cómo varía la resistividad del agua en función del contenido en cloruro sódico, que es lo que con más frecuencia solemos encontrar en las formaciones geológicas. Heiland establece la relación de los diferentes factores en una roca impregnada de agua P=

F

V' Pw

[ 1J

en la que p es la resistividad de la roca impregnada Pw es la resistividad del agua contenida en la roca;

v

es el volumen relativo de los poros o factor de porosidad y depende de la textura de la roca. Es cero cuando la roca es absolutamente compacta y aumenta (hasta un número que es siempre inferior a la unidad) a medida que aumenta la porosidad;

F es un factor que depende de la forma y distribución de los poros y lo llamaremos factor de formación.

385


so

25 000

E 20 000

E 40

~

~

E o" .,e

E

o"

e:

.. ..

"

'D

~

" ~¡;;

15 000

30

'D

~¡;; a:"

a: 10 000

20

5000

10 5

o

0,05

0,06

:]

%de CINa

3

9

(a)

12 %de CINa

(b)

Fig. V-1

Para la porosidad v tomamos a continuación los valores de Heiland y Sundberg que dan una indicación aproximada, pero que pueden servir para indicar la magnitud que cabe esperar para ellos. Rocas ígneas y pizarras cristalinas ............. Filadios compactos, calizas compactas, cuarcitas .. Pizarras arcillosas .......................... Arenas, areniscas, calizas porosas y arcillas com· .. pactas ........................... . .... Margas y arcillas porosas, calizas cavernosas y dolomías ................................ Margas y calizas muy cavernosa!' y arenas gruesas .. Tobas y tierras de infusorios .................

. . . . .

0,005 a 0,02 0,03 0,04 0,02 0,05 0,08

0,15

. 0,15 . 0,40 . 0,70

0,40 0,75 0,90

En realidad en la fórmula debe introducirse también un factor Fs que se llama factor de saturación y que depende de la proporción en que los poros de la roca están rellenos de agua; en este caso

386


p=

F

1

V 'Pw. F

l2J s

En la zona de saturación, es decir, teóricamente bajo el nivel hidrostático, el factor de saturación es igual a la unidad y entonces la fórmula se convierte en la ya indicada. Pero en la zona de aireación, por encima de ese nivel, ese factor F5 varía mucho para una roca húmeda: para gravas y arenas gruesas desde 0,01 hasta 0,40 y para rocas capaces de almacenar agua por acción capilar como las arcillas, hasta 0,60. No obstante, si el aire es muy seco los valores de F, pueden ser mucho más bajos. En la época calurosa, en el desierto, por ejemplo F, puede ser prácticamente O cerca de la superficie; es decir, que para una medición eléctrica del suelo, es necesario clavar los electrodos de corriente a bastante profundidad para llegar a una zona aJgo húmeda y obtener un paso de corriente que de lugar a lecturas apreciables. Las formaciones que más quedan afectadas por su contenido de agua son las arcillas, las formaciones arcillosas, las arenas y las areniscas. Pero las que más quedan afectadas por su factor de formación F son las areniscas, las cuarcitas, las calizas y las pizarras. En resumen, aquéllas que por su formación pueden tener, con un mismo volumen de poros, pero con formas y posiciones geométricas distintas, resistividades de la roca impregnadas muy diferentes. El factor F está afectado por la forma, posición, orientación y contacto o aislamiento de los poros. Por ejemplo, si suponemos todos los poros unidos en forma de tubos comunicados longitudinalmente en la dirección de la corriente eléctrica, entonces es igual a v. Cuando están distribuí dos en forma de esferas aisladas o en forma de láminas aisladas perpendiculares a la corriente, entonces llega a valores elevados y la resistividad de Ja roca se eleva proporcionalmente a él, con el mismo agua de impregnación y el mismo factor v de porosidad. Archie estudió la variación de F para un determinado volumen de arenas y areniscas de la costa del Golfo de México cuya porosidad oscilaba entre el 1O y 40% dibujando en papel logarítmico los valores de F en función de la porosidad, lo que Je permitió llegar a la siguiente relación simple para el factor de formación

[3] v es la fracción de porosidad total de la arena y m un factor que es constante para una roca determinada, pero que puede variar entre rocas que tienen la misma poro· sidad. Para un factor de porosidad de 1 el factor de formación tiene que ser también igual a la unidad. Para una serie de arenas investigadas por Arclúe, el factor m de la ecuación [3] encontró que variaba de 1,3 para las arenas sueltas a 2,0 para formaciones bien consolidadas. Cuanto mayor es el grado de cementación, mayor parece ser en general el factor m; por este motivo se le ha denominado factor de cementación. No existe todavía ningún método conocido para determinar de un modo exacto y directamente este factor de cementación.

387


La significación física del factor m puede explicarse como sigue: Volvamos al caso indicado de poros en forma de tubos cilíndricos en la dirección de la corrien· te. Entonces el factor de cementación m sería igual a la unidad y el factor F sería igual a v. En realidad los poros forman como canales tortuosos que debe seguir la corriente eléctrica; esto aumenta la longitud total de los caminos conductores, lo que, a su vez, de acuerdo con la ley de Ohm aumenta la resistencia de la sustancia. Para cualquier roca el factor de formación F es por consiguiente mayor que v lo que indica que el factvr de cementación debe ser siempre mayor que la unidad. Cuando la arena está cementada machos poros originales están bloqueados por materias resistentes y la corriente eléctrica debe hacer recorridos mayores que en las arenas no cementadas, lo que aumenta su resistencia. Por consiguiente este factor es relativamente grande para las arenas cerrentadas y en general aumenta con el grado de cementación. En el caso de arcillas y pizarras arcillosas su composición es también como la de las arenas, un conjunto de pequeños recipientes entrelazados entre sí que contienen también agua de formación y aún cuando el receptáculo en sí está constituido por sustancia poco conductora, en general silicatos de aluminio, la conductividad en conjunto es bastante grande .

.

Schlumberger hace intervenir en la fórmula una constante K calculada experimentalmente, que para las formaciones más corrientes es igual a 0,8 L En este caso F = K · v-m. V-2. Clasificación de los métodos eléctricos Los métodos eléctricos pueden dividirse en tres grupos principales; el primero no comprende rnás que el método autopotencial; e1 segundo comprende los que podemos llamar métodos de potencial y el tercero los métodos electromagnéticos. Heiland considera un cuarto grupo donde incluye los métodos que emplean radiofrecuencias. El método de polarización espontánea o de autopotencial, hay que estudiarlo separadamente, pues el campo de potencial lo origina el mismo criadero por un fenómeno de polarización electroquímica originada por el ataque de la montera del mineral por las aguas subterráneas. La posición del filón o masa miner~ada se determina estudiando la forma de las üneas equipotenciales en la superficie del terreno, lo que se hace, bien directamente o bien con la medición de perfiles. Los criaderos que producen fenómenos de esta índole son en general, los sulfu· ros, aún cuando también puede emplearse el método para localización de depósitos de grafito y para otros casos especiales, como la determinación de fallas. Los métodos de pott;nc1al propiamente dichos, también llamados por Jakosky métodos conductivos, comprenden aquellos e11 los que los electrodos que se emplean para enviar corriente al terreno, (electrodos de corriente), así como los que sirven para determinar las variaciones en el campo de potencial originado ( electrodos de medida), se establecen en contacto directo con el terreno. La corriente


388

empleada puede ser continua o alterna. Comprenden las siguienres modalidades: Métodos de líneas y perfiles equipotenciales; Métodos de resistividades; Métodos de cocientes y caídas de potencial y Métodos tipo Eltran (Electrica] Transient). Dentro de los métodos de potencial también hay que situar el moderno método de Polarización Inducida que tan útil viene resultando en la prospección de minerales físicamente diseminados (en especial sulfuros). Por último, los métodos electromagnéticos están basados en medir las variaciones del campo electromagnético engendrado en el terreno por distintos procedimientos en general inductivos. V-2.1. Método de polarización espontánea y autopotencial. La polarización espontánea está engendrada por las acciones químicas y efectos de contacto que se producen entre dos cuerpos o terrenos de distinta naturaleza y resistividad diferente. Dentro de esta modalidad nos fijaremos también en las corrientes que originan los diferentes grados de acidez o alcalinidad de las aguas subterráneas. Sean A y B (fig. V-2) dos vasos unidos por un sifón y entre los cuales se mide la diferencia de potencial por medio de un galvanómetro y dos electrodos impolarizables. Si acidificamos el agua de B, se hace negativa respecto a A y la diferencia de potencial puede llegar a 100 milivoltios, aún para concentraciones moderadas.

A

B

agua

agua acidulada

Fig. V-2

Si la comunicación de los vasos se hace a través de una membrana porosa, la solución electrolítica provocará a ambos lados una diferencia de potencial electrico que puede ser mucho mayor y proporcional a la presión P que produce la fil. tración. Esta diferencia de potencial V es igual a ( 1):

V=K·DP µv

siendo: P = presión que produce la filtración (1)

Prospection Electrique par Courants Continues - Pierre Lasfargues.

389


D = constante dieléctrica del electrolito µ = coeficiente de viscosidad del electrolito a= conductividad específica del electTolito K = coeficiente que depende del electrolito y de la naturaleza química de la pared porosa. Teniendo en cuenta esta consideración previa, supongamos una masa de pirita AB (fig. V-3) a pocos metros de la superficie. Con una disposición eléctrica constituí da por dos electrodos impolarizables y un galvanómetro intercalado reconoz-

'l<

PIRITA

--

7

Nivel hldrostátlco

B

LAnodo (zona reductora)

Fig. V-3

camos la superficie del terreno. En las proximidades de la masa se observará una diferencia de potencial de modo que el electrodo más próximo a la masa es siempre negativo respecto al otro. Este fenómeno se explica del modo siguiente: (fig. V-4) dos trozos de un mis· mo mineral o metal se introducen en los dos compartimentos que establece un tabique poroso en una vasija. En el compartimento correspondiente al trozo A se coloca una solución oxidante (K 2 Mn0 4 ) y en el otro agua pura. La corriente entonces circula por el conductor desde A hacia B y en el electrolito de B a A,


390

o sea, que A constituye el polo positivo de la pila así formada y B el nega· tivo. Análogamente se comprende que la zona de potenciales negaLivos sea Ja más próxima a A. . ~ .. ' . - - - - + - - - - 1 : :· ~--+-----. ... ., . Del mismo modo una masa de pirita ..\'o:~.. AB como la de la figura V-3 prolongán~a..?. dose suficientemenle en profundidad, puede tener la parte superior A en la zona de oxidación por encima del nivel hidrostático, en tanto que la parte inferior B no experimenta ataque alguno. Entonces se constituirá de moFig. V-4 do análogo una pila que dará origen a una corriente en el Lerreno que irá desde B hacia A, difundiéndose con una densidad de corrienle variable según la distancia al criadero y cerrándose a través del mismo. El punlo de la superficie del terreno más próximo al punto A es por tanto el centro de potencial negativo (fig. V-5). Esta diferencia de potencial que se produce entre dos electrodos iguales sumergidos en concentraciones diferentes de un electrolilo, puede ser calculada. Supongamos que las dos disoluciones tengan concenlraciones iónicas distintas C1 y C2 • La diferencia de potencial entre los dos electrodos, según Lasfargues, es L
Fig. V-5

~V=1,98x

10

_4

T

- log 10 n

C2

-

C1

) (en volt.

siendo n = valencia del metal, y T = temperatura absoluta. El caso de un mineral como Ja pirita,es similar: los electrodos están constituídos por la pirita; la parte alta sobre el nivel hidrostático y la baja inferior a ese nivel se pueden considerar como electrodos de la misma naturaleza sumergidos en electrolitos de distinta composición. Si llamamos P' a la presión eleclroütica de disolución del mineral, esta presión será Pj en el ánodo y P; en el cátodo. La diferencia de potencial producida por la pila así constituída, será:


391

Esta diferencia de potencial, en general de centésimas de voltio, puede llegar en algunos casos a varios voltios. Práctica del método.-El material empleado consta sólo de un galvanómetro muy sensible y dos electrodos impolarizables unidos a él por conductores aislados. Uno de los electrodos queda fijo y el otro se mueve de modo que se tantea un punto en el cual, el galvanómetro no acuse paso de corriente. Esto significará que ambos están situados sobre una misma línea equipotencial. De esta manera se buscarán los puntos hasta obtener una serie de ellos que nos permita dibujar una línea equipotencial. Repetida Ja operación para otros de distinto potencial se llegará a un gráfico como el de la figura V-5, o bien se miden las diferencias de potencial en los diferentes puntos y se trazan las líneas equipotenciales. Electrodos impolarizables.-Para este tipo de prospección es indispensable el uso de electrodos impolarizahles, ya que los ordinarios de piqueta metálica producen fenómenos de polarización que enenmascararían los resultados.

tubo
Consisten estos electrodos, en lineas generales (fig. V-6) en un tubo de cobre embutido en un vaso poroso que contiene una solución saturada de sulfato de Cu con cristales. Tubo y vaso están envuelvaso poroso tos por una cubierta de caucho o plástico, menos la parte inferior que queda so1uc:1ón saturada al descubierto y BS la que hace contacto de sulfato de Cu con cristales con el terreno. Cuando una corriente atraviesa el electrodo descompone una Electrodo irnpolarizable pequeña parte del sulfato, pero esta última se renueva inmediatamente por la Fig. V-6 disolución de una cantidad equivalente de la misma sal presente en el recipiente en forma de cristales, de forma que la disolución del sulfato queda siempre a la misma concentración, evitándose así al polarización del electrodo. Los yacimientos donde se manifiesta más frecuentemente la polarización eepontánea son los de pirita. También son favorables los de calcopirita, calcosina, covelina, las antracitas y los yacimientos de grafito. V-2.2. Los métodos de potencial

Métodos de líneas equipotenciales.-En estos métodos hay que introducir un


392

•

ll'neas de corriente equlpotenclales

Fig. V-7

Fig. V-8


393

campo artificial de corriente en el terreno. Se puede ulilizar corriente alterna o continua y los electrodos se ponen en contacto con el suelo, creando así u n campo eléctrico. E"te campo puede ser el normal (figs. V-7 y V-8) producido por dos electrodos punluales suficientemente alejados entre sí o el producido por dos largos hilos elecLrodos paralelos que crean así un campo reclangular (fig. V-9). Cuando se hace pasar una corriente entre los dos hilos electrodos, las líneas de corriente, en superficie, serán perpendiculares a los hilos si el terreno es homogéneo, por tanto las líneas equipotenlineas ciales, que son perpendiculares a ellas, serán paralelas a los hilos elcclrodos. Mediante Jos instrumentos de medida adecuados se determina la configuración de las líneas equipotenciales sobre la superficie del terreno, cuyas deformaciones nos podrán aportar información sobre lo que ocurre en profundidad. Cuando se emFíg. V-9 plea corriente continua los aparalos de medida son potenciómetros y los electrodos de potencial suelen ser electrodos impolarizables, para evi ~ar el tener que compensar las corrientes extrañas de polarización que se producen en ellos cuando son piquetas metálicas. En los métodos de corriente alterna, Ja repartición de los potenciales no está regida por las mismas leyes y tiene algunos inconvenientes su empleo. aunque también otras ventajali, corno no tener que usar electrodos impolarizables. Modo de operar.-~] método más frecuente consiste en clavar dos electrodos A y B (figs. V-7 y V-8) unidos a un circuito de pilas o de generador de corriente con lo que se creará un cumpo eléctrico. El circuito de medida comprende otros dos electrodos M y N unidos a un potenciómetro y un galvanómetro con objeto de medir las diferencias de potencial en diver!\os puntos. Con el potenciómetro se miden milivoltios y está combinado con un galvanómetro de forma que permita la medición de t::. V y la intensidad 1. El electrodo M por ejemplo queda fijo y el otro N se va clavando en sucesivos puntos del suelo, hasta que el galvanómetro queda en cero y entonces el potencial en ambos será el mismo. Una vez dibujada de esta manera una línea equipolencia\, sobre el terreno pasaremos a medir otra a distancia convenida. La deformación de las lineas equipotencia1es nos indicará lu localización de una masa de mineral o de roca, distinta del medio en que se encuenlTa. Por ejemplo si las líneas equipolenciales se separan (fig. V-9) indicará que la masa encontrada


394

es más conductora; si se juntan, será que se trata de una masa más resistente y produce el fenómeno contrario. V-2.3. Métodos de resistividades

El método de líneas y perfiles equipotenciales del que hemos hablado anteriormente es útil solamente para la determinación de cuerpos de extensión limitada, situados a poca profundidad y con conductividad muy distinta del medio que los rodea; no sirve para el estudio de formaciones horizontales rú para la búsqueda de cuerpos a mayor profundidad. El método de resistividades permite no sólo el estudio de formaciones subhorizontales sino también la determinación de formaciones subverticales (fallas, filones) a una profundidad mayor que el método de Líneas y perfiles equipotenciales. El método llamado de resistividades es, sin duda, en todas sus modalidades el más importante de todos los métodos eléctricos. Su característica general es similar al método anterior, o sea, que se envía corriente al terreno mediante dos electrodos A y B que se clavan en el suelo y una vez establecido así un campo eléctrico artificial, se investigan sus condiciones con otros dos electrodos M y N adicionales, también clavados en el terreno y cuyas distancias se varían convenientemente (fig. V-7). Se puede determinar de este modo la resistividad aparente del terreno, que es función del cociente entre la diferencia de potencial medida entre los electrodos de investigación y la intensidad de corriente con que se alimenta el terreno. En la función interviene un coeficiente que depende, a su vez, de Ja disposición de los electrodos. Este coeficiente es lo que se conoce como factor de penetración porque es el que controla la profundidad de investigación a que se está operando. De esta forma suministra una información cuantitativa de las propiedades conductoras del subsuelo, y podremos determinar aproximadamente, la distribución vertical de su resistividad. Consideraciones teóricas.

Antes de iniciar el estudio del método, es necesario hacer una serie de consideraciones teóricas, sobre el fenómeno físico en que se funda. Iniciaremos su descripción partiendo de dos leyes fundamentales: a) La ley de la conservación de la carga espacial: div

y=- a q

at

b) La ley de Ohm:

Y = aE donde el vector

Y representa una

densidad de corriente (Amp/m 2 }, q la densidad

395


de_carga espacial (coulornhios/m3 ), t el tiempo, a la conductividad (Ohm- 1 • m- 1 ) y E el vector de campo eléctrico (Voltios/m), definiéndose éste como el gradiente del potencial eléctrico V: E=-gradV

La ley de Ohm, anteriormente expuesta, es válida sólo en el caso de cuerpos isótropos, ya que en el caso de un cuerpo anisótropo, la conductividad no podría considerarse como un escalar a, sino como un tensor simétrico de segundo orden. Considerando el caso de régimen estacionario, la densidad de carga espacial será constante, y la ley de la conservación de la carga espacial se simplifica a: div Y= O

Haciendo uso de las dos leyes fundamentales para régimen estacionario y cuerpos isótropos, tenemos : div Y=div (a E)= a div

(E)= a div (-grad V)=- a !:.V= O

de lo que resulta : t:.V=O

que es la ecuación de Laplace. Vamos a aplicarla ahora al estudio de un semiespacio formado por un terreno homogéneo e isótropo, en cuya superficie suponemos una carga puntual (un electrodo de corriente en el punto considerado y el otro en el infinito), para ello aplicaremos la ecuación de Laplace en coordenadas esféricas.

a ( 2 a v)+

~

r

ar

1

r 2 sen

a ( 8 a v)+ e ae sen ae

1

r2 sen 2

2 e aa ..pv2 -_ 0

y como el sistema presenta simetría respecto a O y a ..p, supondremos que el potencial depende sólo de la distancia r al electrodo, con lo que la ecuación de Laplace se reduce a : ( ) ~ r 2 d V =O d r

dr

de cuya integración resulta: B r

V=A-Si adoptamos como potencial nulo, el del infinito, resultará A= O, con lo que queda:

V=-~ r

La densidad de corriente en una dirección cualquiera y, a la distanciar, tendrá por módulo:


396

dV B Y=-a-=-adr r2

Puesto que la densidad de corriente resulta ser la misma en cualquier dirección

y, a la misma distanciar del electrodo, la corriente 1 que penetra por el electrodo, será la misma que la que atraviesa una semiesfera de radio (fig. V-10) y por tanto: 1= 2 rr r 2 Y =2 rr r 2

y

( -

a

~2 ) =- 2 rr a B

B=- _I_ =- lp

211"

2rra

Fig. V-10

Por tanto, resulta que el potencial debido a un electrodo puntual, y a una distancia r de éste es: V==

_!E_ -

2 7r

r

De esta ecuación vamos a partir para estudiar las configuraciones más empleadas en los trabajos de Resistividad. Como ya dijimos, se utilizan normalmente dos electrodos de corriente A y B; uno por el que se inyecta una corriente al terreno, uniéndolo al polo positivo de una batería, y hace de puente; otro por el que esta corriente sale del terreno, uniéndolo con el polo negativo de la hatería y que hace de sumidero. M

Fig.V-11

En la figura V-ll consideraremos el polo positivo de la batería unido al electrodo A, y el polo negativo al electrodo B. El potencial en un punto

'

.

CAP. V.- CAP. V.- METODOS ELECTRICOS

397

tal como el M, donde se encuentra el electrodo de medida, viene dad0 por el teorema de la superposición de los campos eléctricos: VM =

!..e.. ( _1_ 27r

AM

- _1_ ) BM

De igual forma, en el punto N se tendrá:

VN=.!.....e.(_1___ 1) 27r AN

BN

y la diferencia de potencial que se leerá con un voltímetro entre los puntos M y N será:

~V= VM -VN = .!...EÍi(-1 - _1 27rll AM BM

)-(-1 - _1 )] AN

BN

Si despejamos de aquí la resistividad p, resulta: p= ( 1 AM

1

y(

BM

1

AN

1 )

. ~V =k ~V 1 1

BN

donde k resultará ser una función depenlliente del tipo de dispositivo empleado, y viene dado por : k

=

211"

1

(A~ - B~) - (AN- ~N)

Tipos de dispositivos empleados Se han venido usando muchos tipos de dispositivos para los electrodos de corriente y de medida. La mayor parte de ellos están en desuso, y sólo haremos una breve reseña. El dispositivo Schlumberger es el que se ha impuesto y sólo se emplea algún otro tipo, como el de V enner, para algunos casos concretos. Los dispositivos más importantes son : Dispositivo Schlumberger: En este dispositivo, los electrodos de medida M y N se sitúan simétricamente a la distancia Q del punto estación O. Los electrodos de corriente, de igual forma, a la distancia variable L, y de forma que los cuatro electrodos queden alineados sobre el terreno (fig. V-12).

N

A

L.

Fig. V-12

B


398

Aplicando la fórmula que nos da k, resulta: _______2_1T_ _ _ _ _ _ _ =JI.. L 2

k-(L~Q-l~Q) - (L~Q-L~Q)

2

-

112

Q

Dispositivo Wenner:

tis~rJ

Se utiliza también el sistema de electrodos alineados y simétricos con el punto de estación O, y como se ve en la figura V-13 se tiene:

V

A

o

M

N

B

*Jl*.R)ll~AAAAAS<

I•

a

•I•

a

AM=MN

·I•

= NB =a

tomando a, como parámetro del díspositivo.

Fig. V-13

Tiene el inconveniente, sobre el Schlumberger, que todos los electrodos han de modificarse en cada medida. La función k resulta ser : 2

k=

1T

J_) - (-1 - .l )

( la _ 2a

2a

-21Ta

a

que es mucho más sencilla que la del dispositivo Schlumherger. Dispositivo de Lee Es similar al de V enner, con la diferencia de que en el Lee se sitúa un electrodo de medida E, en el punto de estación O, haciéndose las lecturas entre el central y uno de los laterales (fig. V-14).

•1•

I•

•12

•¡•1

•I• -··

a12

·I

Fig. V-14

El valor de k, en este caso, será:

k=

(!.ª __

1 ) 3~

2

~7T(-1 _ _1 ) 3~

2

3~

2

6 =

1T

ª

399


Se dibujan las dos curvas de resistividad en función de a, la obtenida leyendo en ME y la obtenida leyendo en EN. Si las condiciones del terreno, a la derecha y a la izquierda de E,son idénticas, las dos curvas también lo serán. Si hay un cuerpo más conductor a la izquierda, la curva de resistividades de este lado dará valores inferiores que la de la derecha, detectándose así la presencia de esta irregularidad o efecto lateral. Otros dispositivos

y

p

En este apartado sintetizaremos una serie de dispositivos, menos empleados que los anteriores, y cuya característica distintiva es que los electrodos de corriente y medida no están alineados. Para el estudio conjunto partimos de la figura

V-15, y vamos a calcular el potencial en un punto tal como el P, provocado por los electrodos de corriente situados en A y B. El punto P queda definido en coordenadas polares por r y e.

1-

L

X

•I Fig. V-15

Aplicando el principio de la superposición:

V=~ ( ~p - ~p) donde:

AP =[r 2

y

+ (L/2) 2 + Lr cos8 J*

BP=[r2

+ (L/2)2

- Lrcose]*

que desarrollado en serie y considerando r ~ L, podemos escribir como:

V ~ J._¿ L cos e 21T r2

A partir de esta expresión podemos determinar el campo eléctrico en el punto P. Las componentes radial, azimutal, en la dirección del eje x, o parelelo, y en la dirección del eje y o perpendicular son : a) radial

E =r

a V =lpl3 ar

cose

=- .!. aV =!.e..!:..3 sen e

h) azimutal

E8

c) paralela

E = - 0V =

d) perpendicular

E =-

X

v

7Tr

rae

OX

27Tr

.!.E..!:. (3 cos2 e 21fr3

1)

aV= 31 p L {sen e. cos 1:1)

av

27Tr3


400

Si los electrodos de medida M y N se sitúan de forma que su punto central coincida con el punto p, y Ia distancia Q entre ellos es muy pequeña, comparada con r tendremos que la diferencia de potencial medido será, aproximadamente, el producto de la componente del campo eléctrico, en la dirección de los electrodos, por la distancia Q entre ellos: t1V~EMNQ

De acuerdo con estas disposiciones se obtiene, como valor de k, para los dispositivos que se esquematizan en la figura V-16. a) Radial h) Azimutal

c) Paralelo

k-

.,,.,3

r

LQ cos·

•

e

21T r 3 ke - - - - Usen·8 k x

=27Tr3

__1_ _ L Q 3 cos2 • 8 - 1

27rr3 d) Perpendicular ky= 3 L.Q cos·B sen·B Como caso particular del radial, o del paralelo, se tiene el que podíamos llamar axial, en el que el azimut 8 se hace nulo, con lo que:

Fig. V-16

3

k

ax

== .!.!.... LQ

Y como caso particular del azimutal o del paralelo, tenemos el llamado dispositivo ecuatorial, en el que el azimut se hace igual a 1í12 radianes, con lo que: 3 21T r k eq = LQ -

Estudio de una sección del terreno.

En el caso real de campo, no se presentará nunca el caso de un terreno homogéneo, sino que en la mayoría de los casos, en los que son de aplicación el método de resistividades, estará formado por una serie de capas de terreno homogéneo, que formarán en su conjunto un sistema heterogéneo (anisotropía macroscópica, o macro anisotropía). Al aplicar en estos casos las fórmulas obtenidas para cada dispositivo , en el caso homogéneo claro está, nos dará una resistividad aparente del terreno, resistividad que será función del parámetro del dispositivo. En el caso del dispositivo Schlurnherger, por ejemplo, será función de L = ~ , y en un tt'm·no formado por dos rapas horizontales de resistividad p 1 y p 2 , en el que

• ·

401


p 2 < P1 tendremos que para valores 1o g P¡ bajos de L, la resistividad aparente será prácticamente igual a la resisti~ vidad de la primera capa p 1 (figura º·" 0,6 V-17). Esto se debe a que muy poca 0,4 corriente llega a la segunda capa. Por el contrario, para valores grandes de 0,2 L, la resistividad aparente tiende al valor de la resistividad de la segunda 0,1 capa p 2 , ya que la mayor parte de 0,05 la corriente circulará ahora por la o segunda capa. En el caso representado en la figura V-17 que se ha dibujado a escala bilogarítmica, se ve que p 2 = 0,05 p 1 •

log. L._

............

"\.

'"

"'-...

10

............. :-.

20

40

60 80 100

Fig. V-17

V-2.4. Sondeo Eléctrico, o SEV Es el método eléctrico más empleado en la actualidad. Tomando un punto del terreno como estación, se procede a realizar una serie de lecturas con distintos valores del parámetro, característico del dispositivo empleado. A medida que el parámetro aumenta, y por tanto se hace mayor la apertura del dispositivo, la información que recibimos corresponde a profundidades mayores. De aquí el nombre de sondeo que lleva el método. Equipo necesario y material empleado.

Para 12 realización de un SEV, sin exigir una gran exactitud, bastaría con disponer de un voltímetro, un miliamperímetro, cuatro barrenas metálicas (como electrodos). una batería de pilas secas y cable en longitud suficiente. El miliamperímetro debe ser capaz de medir intensidades de unos 100 m · A a fondo de escala y debe tener Shunts para poder ampliar el margen de medida. El esquema de la figura V -18 corresponde a un aparato sencillo para la medición de resistividades.

............ ' .... ·---·-···

.:.-~~-~-~~¡;.:..:: ;,

•• r-@ '

¡

l ....

1

•

k

··~··

Equipo Eléctrico de Resistividad

402


Las pilas secas se conectan en serie para obtener la tensión de trabajo necesaria. El circmto lo completa un reostato, que permite disponer de distintas salidas de corriente. : -

._: .. -

·;::·:· --

1

.•

' ,.

~ ..

Equipo Electromagnético

-

. --

,

~- -~----=-

""

•

Equipo de Polarización inducida

_...

''

:J


¡

403

Electrodo Electrodo de corriente

Fig. V-18

Hay que tener cuidado al tomar las lecturas en el voltímetro, de haber corregido el potencial espontáneo , llamando así al debido a corrientes eléctricas naturales. Hay instrumentos que llevan un dispositivo incorporado para la compensación de estos potenciales. Se pueden corregir las lecturas, midiendo el potencial espontáneo en el voltímetro, cuando no está conectada la batería, y posteriormente restando esta cantidad a las medidas realizadas, o bien con un circuito auxiliar incorporado en el instrumento, del que se toma una tensión igual y opuesta al potencial espontáneo. De esta forma se lleva el voltímetro a cero. En la figura V-19 se puede ver la disposición real del equipo en el campo.

Cables aislados

Fíg. V-19


404

Trabajo de campo

Normalmente, dado el gran número de ábacos disponibles para la posterior interpretación, se utiliza el dispositivo Schlumberger. El operador de campo lleva consigo un estadillo, donde están las lecturas que ha de realizar. Como ejemplo adjuntamos el estadillo obtenido para el SEV 3 del perfil 1, de un trabajo de ensayo (Tabla I). TABLA I E.T.S. DE INGENIEROS DE MINAS LABORATORIO DE GEOFISICA OBSERVADOR:

F. Martínez

PERFIL SEV 3

OBSERVACIONES: Estación 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11

AB

-

2 2 3 4 5 6 8 10 13 16

20 25

MN 1 1 1

1 1 1 1 1 1 1 1

1

(m.A)

Escala Volt.

5,30 5,80 4,70 6 8 6 5,80 10,5 10. 10 13

3V 3V 1V 300mV 100 mV 30mV 10mV 10 mV 10mV 3mV 3mV

t:.v (m.V) 2.500 1.000 280 142 79 13,2 2,3 6,8 3,9 2,4

2

-t:.v 1 500 172,5 59,5 23,65 9,85 2,2 0,39 0,647 0,39 0,24 0,154

p

OBSERVA· CIONES

!:>900 4740 2940 1835 1100 440 343 314 301 301

En la columna primera se anota el número de la lectura efectuada; en la segunda el parámetro del dispositivo en metros (OA = L); en la tercera la distancia entre los electrodos de medida MN; en la cuarta, la intensidad de corriente leída en Amperímetro; en la quinta la escala empleada en la lectura deJ Voltímetro; en la sexta el valor de la diferencia de potencial .üV en milivoltios; y en la séptima el valor del cociente tl V /l. Posteriormente se procederá a la representación gráfica de los resultados obtenidos. Interpretación y Curvas patrón.

Desde el comienzo de los SEV se han venido utilizando una serie de métodos de interpretación que se han ido abandonando sucesivamente por otros mejores. Nosotros empleamos los métodos de Orellana y Mooney que son buenos y sencillos de aplicar.

'.

405


Los datos tomados en las hojas de campo se reflejan en un gráfico, en el que se llevan en ordenadas las resistividades aparentes, y en abcisas la distancia que hay entre uno de los electrodos de corriente y el punto O de sondeo (OA = 08 = =AB/2). Las escalas tomadas en ambos ejes son logarítmicas, para que la forma y tamaño de la curva sean independientes de las unidades utilizadas en las mediciones. El módulo del papel logarítmico es de 62,5 mm. Ya hemos indicado que hay que hallar la magnitud de la resistividad para que la curva entre dentro del intervalo que se tome en el eje de ordenadas. El papel empleado es transparente para facilitar la interpretación, mediante las curvas patrón, por superposición, obteniendo por lectura directa la resistividad y el espesor de la capa superficial. Como veremos, cada gráfico es la representación de un sondeo. La curva está dibujada por puntos, que corresponden a cada estación, habiendose unido los puntos mediante trazos continuos (fig. V-20). Se observan en ella tres tramos escalonados produciéndose estos escalones al cambiar la distancia MN. 1.000

~---------.--------.-------~

E

e:

.,e: <:i. 1 - - - - M z Nz } - - - M¡ N ¡

-+----1

10-t----~~-~--'-~---~---+---~~--~

1

10

AB

100

1.000 m

2

Fig. V-20

Tales escalones se suavizan adecuadamente antes de hacer la interpretación. Se debe insistir en que los datos obtenidos en el campo han de ser lo más exactos que se pueda y obtenidos con aparatos de una cierta sensibilidad, para que las curvas, sobre las que se van a sacar las conclusiones del estudio, se acerquen lo más posible / a la realidad. Otro factor que hay que considerar antes de decidirse a hacer un estudio de este tipo, es comprobar que el terreno que se está estudiando <;umple las hipótesis que


406

sirven de hase para el cálculo de las curvas patrón. La primera hace referencia a que las discontinuidades en el subsuelo han de ser horizontales. Si el contacto tiene un buzamiento hasta de 10 a 15º, puede subsanarse orientando la línea de electrodos paralela al arrumbamiento de las formaciones. La segunda indica que no han de existir variaciones laterales de resistividad. Se recomienda, a no ser que se conozca positivamente la inexistencia de este tipo de discontinuidad, hacer dos SE V perpendiculares en cada estación, o dos paralelos ligeramente separados. Las diferencias obenidas son debidas a las discontinuidades y se reflejan con saltos en las curvas que si no son muy bruscos se pueden suavizar al dibujar la curva. También se recomienda el empleo de corriente continua, pues así se han calculado las curvas patrón. Como último factor a tener en cuenta está la importancia que tiene el dibujar en el campo las curvas, ya que en ellas se advierten los errores cometidos por discontinuidades laterales, fugas de corriente, mal contacto de los electrodos, y se puede repetir el sondeo, si así conviene. Para el dibujo de la curva, las ahcisas de los puntos las tomamos de la segunda columna de la hoja de campo, y las ordenadas habría que determinarlas mediante la ecuación que da la resistividad aparente para el dispositivo Schlumberger, aplicándola a cada estación. Obtención de las curvas patrón.

Las curvas patrón se obtienen 5egún un modelo físico simplificado. Se hacen una serie de suposiciones, ya nombradas anteriormente, como son: terreno horizontal, contactos entre distintas capas horizontales, y ta última capa de espesor infinito. Pero el estudio matemático resulta complejo y su descripción no corresponde a la extensión de este libro. En él intervienen funciones de Bessel, y la integración de las expresiones obtenidas no fue posible hasta que no se consiguió suficiente técnica en el uso de los ordenadores. Curvas tipo.

Para curvas de una capa, si representamos como siempre, en abscisas abertura de ala AB/2 y en ordenadas las resistividades aparentes, la curva sería una recta paralela al eje de abscisas en el punto P == Pt

Para dos capas, la curva comienza tangente a la resistividad p 1 de la

p

AB

'-----------~-------~ Curva de una capa Fig. V·21

407


primera capa, y tiende asintóticamente hacia la resistividad de la segunda capa p 2 . Se agrupan estas curvas en dos grandes familias según sea p 1 uno y otro tipo están representados en la figura V-22.

AB

(a)

< p2

o p1

> p2

AB

T

(b)

2

Curvas de dos caras

Fig. V-22

Las curvas de tres capas, se caracterizan porque un porcentaje elevado de ellas tienen un máximo, o un mínimo, ó 3 puntos de inflexión, no siempre apreciables, que se corresponden con los cuatro cambios de concavidad-convexidad de la curva. En el caso de que no presenten estas particularidades, la experiencia del interpretador es la única regla para encajarlas con acierto dentro de este grupo de tres capas. Se clasifican en los cuatro tipos siguientes :

> P2 < p3 Pt < P2 > p3 p 1 < p 2 < p3 P1 > P2 > p3

Tipo H para p 1 TipoK para Tipo A para Tipo Q para

Los tipos H y K presentan siempre un mínimo y un máximo respectivamente (fig. V-23).

Tipo H

(a)

AS

2

Curvas de tres capas

Fig. V-23

Tipo K

( b)

AB

2

408


La curva comienza, igual que para dos capas, tangente a la resistividad p 1 de la primera capa, y acaba asintótica a la resistiviada p 3 de la tercera, pasando generalmente por un mínimo o un máximo, que refleja la tendencia de la curva hacia la resistividad de la segunda capa. Hay que considerar que el valor del máximo o mínimo no da la resistividad de la capa intermedia, puesto que solamente una fracción de corriente pasa por esta capa, pero sí nos da una referencia al indicarnos que p 2 es menor que la resistividad del mínimo, o que p 2 es mayor que la resistividad del máximo. Para los tipos A y O, las curvas tienen una forma ascendente y descendente respectivamente. Hacemos la misma consideración para el tramo inicial y final de la curva y, en cuanto al central, a veces se observan en él cambios de curvatura que son consecuencia de que la curva tienda a la resistividad de la capa intermedia. De ahí lo dicho que la curva pueda presentar tres puntos de inflexión, pues ha de cambiar cuatro veces la curvatura (fig. V-24).

Tipo Q

AB

2 Curvas de tres capas

Fig. V-24

Nótese que la variación central de la curva no siempre existe, lo que dificulta su clasificación, y consecuentemente su interpretación, que puede dar lugar a interpretarla como una curva de dos capas. Las curvas de cuatro capas admiten una clasificación siguiendo el método empleado para las de tres capas. Orellano - Mooney distinguen los ocho tipos siguientes :

HK, K H, QH, AK, HA,K Q, QQ, AA. Donde, por ejemplo, al tipo AA pertenecen las que cumplen que p 1

< P3 < p4 (fig. V-25).

A las del tipo HK aquéllas en que p 1

> p2 < p3 > p4

(fig. V-26).

< p2 <

j 1

409

CAP. V.· METODOS ELECTA ICOS p

p

P¡

L--+----+---1------ Profundidades E¡

AS

E3

2

( b)

(a) Curvas de cuatro capas del tipo AA

Fig. V-25 p

p P3

P4

- - - - - -- - - - -..,...---....,

----------

P¡

P¡

P1 ' - - - - 1 - - - - - i i - - - - - + - - - Profundidades E¡

E2

AB

E3

(a)

(b) Curvas de cuatro c.apas del tipo HK

Fig. V-26

p p4

P3

----- --- -- ---- - --- ...----~

------ --- - - ..---~

P¡ P2

E

E

E

Profundidades

(a) Curvas de cuatro capas del tipo HA

Fig. V-27

2

TRATADO DE GEOFISICA APLICIOA

410

p P4

-------------------...----

P2

>--------Y"---..

P3

- - - - - ------- -

P¡

E

E

Profundldade$

(a)

AB

( b)

2

Curvas de cuatro capas del tipo KH

Fig. V-28

En las del tipo KH se verifica que p 1 < p 2 > p 3 < p4 (fig. V-28) y en las del tipo HA se cumple que p 1 > p2 < p 3 < p 4 (fig. V-27). Ambos tipos están dibujados en las figuras correspondientes. Interpretación de las curvas de campo. Ya hemos dicho que afrontar el problema de la interpretación es necesaria una gran experiencia, mucha habilidad, y un conocimiento bastante profundo de la geología de la zona en estudio. Esto último ayuda a elegir o a buscar el mejor resultado en las interpretaciones. Otras veces se fuerza el resultado para seguir la continuidad de un perfil, etc. Como ejemplo, hagamos una interpretación del SEV número 7. Su gráfica es una curva muy clara de dos capas. Busquemos en las Tablas de Orellana - Mooney (fig. V-30) el ábaco correspondiente a las curvas patrón de dos capas del tipo descendente (p 2 < p 1 ). La curva correspondiente al SEV-7 dibujada en papel logarítmico transparente, (fig. V-29), se superpone sobre el ábaco hasta que, manteniendo los ejes paralelos, la curva de campo coincida con alguna patrón, o se pueda interpolar entre dos curvas. Una vez conseguido, se calca sobre el papel de la curva de campo, la cmz (origen de coordenadas del ábaco) y la marca de resistividad, en este caso 0,3, se refiere a P2 =k P 1 que aparece en ordenadas sobre cada curva del haz. El espesor y resistividad de la primera lo dan la abscisa y ordenada de la cruz sobre los ejes de la curva de campo. La segunda y última capa se considera de espesor infinito, y su resistividad viene dada en función de la resistividad de la primera capa, por la marca de resistividad. En nuestro ejemplo, el ajuste de la curva sobre el ábaco aparece en la figura V-30. :\ la vista de él se deduce :p 1 = 6500 n · m; E1 = 2 m.

CAP. V.· METODOS ELECTR ICOS

411

TABLA 1 E.T.S. DE INGENIEROS DE MINAS LABORATORIO DE GEOFISICA

F. Martínez

OBSERVADOR

Perfil 3

1

OBSERVACIONES

SEV 23

-MN 2

I

~V

m.A.

mV

1,5 2 3 4 5 6 8 10 13

0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4

6,5 7,0 8,4 9,3 9,0 9,5 9,5 9,2 9,4

4.842 2.620 1.210 625 332 200 98,5 54 29,8

745 384 144 67,2 36,9 22,1 10,35 5,87 3,17

8,2 15, 1 34,7 62,5 97,5 140,6 251 392 663

6.100 5.800 5.000 4.200 3.600 3.100 2.600 2.300 2.100

8 9 10 11 12 13 14 15

10 13 16 20 25 32 40 50

2 2 2 2 2 2 2 2

12,8 13,4 11 ,6 14,0 14,5 14,2 14,0 13,5

390 200 120 90 59,5 21,4 13,1

30,5 15, 15 10,35 6,44 4,10 2,44 1,53 0,97

75,4 130 198 311 488 801 1.253 1.960

2.300 2.100 2.050 2.000 2.000 1.950 1.900 1.900

14 15 16 17 18 19 20

40 50 65 80 100 130 160

8 8 8 8 8 8 8

13,5 13,8 13,3 14,0 13,4 14,9 15

85 55 33 21,4 13 8,5 5,7

6,30 3,98 2,33 1,53 0,97 0,57 0,38

302 478 817 1.244 1.951 3.305 5.014

1.900 1.900 1.900 1.900 1.900 1.900 1.900

Estación

1 2 3 4 5 6 7 8 9

-AB 2

34,4

~V

-

'

k

P,


412 Proyección en

- - - - - - - - - - - - - - Fecha

Datos capas 1

Espesor (m)

Resist1111dad (!2m)

2

6.500 2 .000

2

Azimut en AB _ __

Cota de sop.

z..=__

Coordenadas x___ Lambert y_ __

7 6

5 4

Marca de

___

2

...!!!,s•~~

0,3

10"-+-------------+--------------+---------t9 8 7 6 5

4

3

2

--+-- ------------+--------------+---------r

2

10 9 8 7

6

5 4

3 2

10-+--+--+---+--+--+--+-+--+-+--+--tc--+---+---t----+---tr--+--+-t--t--+-t--t---t-t1,5 2 3 4 5 6 8 13 16 20 25 32 40 50 65 80 130 160 200 2iO 320 400 lm. 10m 100m &Xlm AB 2

Fig. V-29


40

413

C>C>

---r1

E1 =t

i

¡

40=Pz

P1 =1

l

20

---t-i

1s ---r--

i i

'º ---r--

P,

20

L:an

15

10

i

7 ---~--

7

!

5 3,5

1 ---¡-i ---i--

5

3,5

1

2,5

--+-·--+--

2,5 2,0

2,0 ¡ 1,5 ___ .¡__ 1,25

-·-- i

1,5 1,25 10

1-f- 100 0,8

0,65

0.65

---i-f

0,5 ___i__ 0,4

0,5

i

--+--

0,4

i

0,3 ---~-1 1

0,2 ••• i.••

0,2

i

0,15 ___ ¡___

0,15

i 1

0,10

---Í--

0,07

---t-i

0,1 0

i i

0,07

i o.os ---¡--

0,05

i j

0,025

i i

---:--

0,025

Fig. V-30

414


La marca de resistividad, interpolando, es aproximadamente p2 P2 = 0,3 X 6500 = 1950·

=0,3 p1

luego

Vamos a ver a continuación cómo se interpreta una curva de tres capas, valiéndonos del método del punto auxiliar. Usamos el llamado método de Ebert, de interpretación de curvas de tres capas, mediante las curvas patrón de dos. Se hace el artificio de sustituir las < 5000 :=o 1500 nm. Véase este primer paso en la figura V-32. Posteriormente se coloca la primera cruz marcada en la hoja de campo, sobre el origen de coordenadas del diagrama del punto auxiliar, para las curvas de tipo Q, que aparecen en la figura Y-33 teniendo la precaución de mantener siempre los ejes paralelos. Se calca, sobre la curva de campo, la curva que parte de la primera cruz y corresponde a la marca de resistividad hallada antes, esto es, pz = 0,3 p 1 • El papel transparente con la curva de campo se superpone otra vez a la lámina patrón de dos capas. Teniéndose cuidado de mantener los ejes paralelos, se despla· za ésta sobre aquélla, llevando siempre el origen de coordenadas de la lámina patrón sobre la curva auxiliar trazada anteriormente, hasta que la parte derecha de la curva de campo coincide con una de las curvas patrón. En este momento se marca la segunda cruz sobre el papel transparente de la curva de campo. La ordenada y abscisa de la segunda cruz dan la resistividad y espesor de la capa ficticia. Anotamos Pe= 1900 n.m, y la marca de resistividad p 3 = 0,04 p 0 , de la que obtenemos p 3 = 0,04 x 1900 =76 n m. Se puede ver este paso en la fig. V-35. Se superpone nuevamente la curva de campo sobre el gráfico auxiliar, colocando la primera cruz sobre el origen. Sobre la segunda cruz se calca la curva de línea continua que pasa sobre ella, interpolándola, y se anota el número que le corresponde v = E2 /E 1 , figura V-33.

Anotamos E2 /E 1

=2,6, luego E2 = 2,6 "

1,5 = 3,9 m.

Este sondeo queda interpretado: Pi =5000U x m = 1500 .Q x m p3 = 76 n" m

Pz

E1 =1,5m. E2 =3,9 m.

Estas curvas de tres capas, se pueden también interpretar con las curvas patrón

415


TABLA 11 E.T.S. DE INGENIEROS DE MINAS LABORATORIO DE GEOFISICA

Perfil 3

F. Martínez

OBSERVADOR

SEV 23

OBSERVACIONES Estación

AB 2

MN 2

I m.A.

ÁV mV

1,5 2 3 4 5 6 8 10 13

0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4 0,4

8 9 9,3 9,6 9,2 9,1 11,3 11,7 11,7

4.400 2.440 870 400 200 106 45 19,4 6,9

8 9 10 11 12 13 14 15

10 13 16 20 25 32 40 50

2 2 2 2 2 2 2 2

12,4 12,0 12,0 12,5 11,9 11 ,7 11,2 12,0

107 36 14,4 6,0 2,5 1, 1 0,6 0,4

14 15 16 17

40 50 65 80

8 8 8 8

12,1 12,5 12, 1 13,6

2,7 1.7 0,95 0,7

17

80 100 160 200

32 32 32 32

12,8 12,4 13,4

3,5 2,0 0,8

10,5

0,4

1 2 3 4 5 6 7 8 9

18 19 20

-ÁV I

k

Pa

8,2 15, 1 34,7 62,5 97,5 140,6 251 392 663

4.500 4.100 3.250 2.600 2.100 1.620 1.000 650 390

8,62 3,0 1,20 0,48 0,21 0,094 0,0535 0,0333

75,4 130 198 311 488 801 1.253 1.960

650 390 240 150 104 75 67 65

0,223 0,136 0,0785 0,0515

302 478 817 1.244

550 271 93,6 41,6 21,75 11,55 3,99 1,66 0,59

0,274 0,161 0,0596 0,038

263,4 439,8 1.206 1.913

67 65 64 64 72 72 72 72

r TRATADO DE GEOFISICA APLICADA

i16 Prospección en

Interpretación Capas

Espesor

Resistividad ( !2 mi

1

1,5

5.000

Datos: Azimut de AR ____

-~~-2~~~~~~~3~.9~~~~~~~~~1~ .5~0~0~~~---1

Cota de sup{._7_ __ -~~-3=--~~~~~~...:.;_~~~~~~~~~-7~6~~~---j Coordenadas .X~----- ~-----------------------------¡ Lambert y

.-------

9 8 7

6 5

4

5.000

1

~uz 1 \ ,........._

3

.,

\ \

•

\ 2

' .....

: :

:

' ''1.: 1

. --------------

'--+\.-' : Cru~

'

-~-0,3 Marca 1

'

1

5

4

3 2

1 2 9

'

8 7 6

5

·-----

'-.. -------~0,04 Marca 2

Ñ

11

::>

4

3 2

lm. 1,5

2

3

4

5

6

e

10m.

umz~~~~•oo

AB Fíg. V-31

2

~-~~~®

100m.

500m.

417


40

-r-E1 = 1

1 1 1

P1

=1

1

20 - - t--

- - - - - - 20

1

15

-+)

'

10 --r--

- - - - - - -- -- --

- - - 3,5

- - - - -- -- - -- - - -- - 2,5

- - - - - - - - - - - - - - - - - - 2,0 - - - - - - - - - - - - - - - -- 1,5 100

1,25

0,8

- - - - - - - - - - - - - - --

- - - - -0,65

- - - - - - - - - - - - - - - -- - - --0,5

- - - - - -- - - - - - - - -0,4

1

0,3

0,2

--~i i

· ·t -

)

- - - - - - - - - - - - - - - - - --0,2

i

0,15

-+-

- - - - - - - - - - - - - - - - - - 0,15

!

1

0,10

--f--

\------------- - ----- - º·'º

i 0,07 . . L .

- . . . . , ' " - - - - - - - - - - -- - - - - - 0 , 0 7

1

0,05

i

--+--

\

-.....:,...-_ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ __ _ _ 0,05

/

\

1

1 1 1

0,025 --~

¡

\

\

---~--------------- 0,025

\

1

!

f

Fig. V-32

·,.,_____ _


418

40 - - , -

¡ i

40 =1>2

i1

--+-; 15 --+--

20

¡

1º---~

P.

LB/2

20 15 10

¡

7 ___ j__

7

1

5 Cruz 1

+,....... \

\

\

......

3,5 2,5

i ---¡---

'

---~-1 i

3,5

---+--

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"·~º• ---~-1

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~

\

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10 0,8 --0,65

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---¡---

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0,5

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0,2---~-

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i

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i

0,10 ___¡__

0,10

1 1

0,07

0,07 ---t--

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Fig. V-33

419

CAP V.· METODOS ELECTRICOS CURVAS TIPO O

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50

Fig. V-34

para tres capas, de una forma similar a como se hizo para dos capas, pero ello requiere el manejar un gran número de curvas patrón, resultando más engorro~o, por lo que preferimos la utilización del método que acabamos de exponer del punto auxiliar. V-2.5 Método de cociente de caída de potencial El principio de este método es análogo a los de resistividades, pues también se establece un campo artüicial de potencial mediante dos puntos A y B de contacto con el terreno; la única diferencia estriba en que en lugar de utilizar dos electrodos de medida se emplean tres y la relación de diferencias de potencial entre cada dos electrodos de medida, en la que se emplea para dibujar las curvas finales, lo que equivale a hacer un análisis de gradientes de resistividad. Las aplicaciones de este método son semejantes a las del método de resistividades si bien su aplicación no es tan universal como la de aquéllos.

420


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Fig. V-35

V-2.6 Método Eltran Su nombre deriva de las palabras inglesas electrical transient, es decir, estados eléctricos transitorios. En ellos, por tanto, no se emplea W1 campo fijamente establecido de potencial sino el espacio de tiempo variable que existe entre el momento de enviar corriente al terreno y aquél en que ya la corriente queda establecida de un modo fijo, lo cual necesita un período de tiempo variable según las características del terreno. Lo que se mide, por tanto, es un espacio de tiempo:el que transcurre entre el momento en q_ue se envía la corriente al terreno y aquél en que la corriente tiene su valor estable. La aplicación de estos métodos es más complicada que la de los anteriores y se cita solamente a título de curiosidad, ya que en la actualidad está prácticamente en desuso.


421

V-2.7. Método electromagnético Este método se basa en el hecho ele que un campo magni~tico alterno inducirá una corriente en un material conductor. Esto es lo mismo que ocurre entre los arroUamientosprirnarioy scrundario de un transformador. Si no e;

422

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Fig. V-37

servando dicha curva vemos que la posición exacta del conductor coincide con ~ = Oy a ambos lados encontramos un máximo y un mínimo. Realizando perfiles paralelos, perpendiculares al rumbo d~l conductor, o~t~.n dremos análogos perfiles, al unir los ceros de las curvas localizaremos la poS1c10n del conductor.

V-2.8 Método de Polarización Inducida Introducción

En los últimos años ha experimentado un gran desarrollo el método llamado de polarización inducida, hasta el punto de que las prospecciones realizadas con este método, según afirman algunos, superan como inversión al total de los restantes métodos de prospección geofísica minera. Es interesante, por ello, concederle la atención que merece en estos Apuntes, que pretenden poner al día lo que hoy se utiliza en el mundo en el campo de la Geofísica Aplicada.

CAP. V.- METOOOS ELECTRICOS

423

Descripción del fenómeno de polarización inducida:

Si tenemos un dispositivo, '\'I enner o Schlumberger, de. 4 electrodos situados sobre el terreno y conectamos los electrodos de corriente a una hatería sabemos que al cabo de un cierto tiempo puede medirse un voltaje máximo en los electrodos de potencial, Inversamente, si interrumpimos bruscamente la corriente aplicada, el voltaje de los electrodos de potencial no cae bruscamente a cero sino que tarda cierto tiempo en desaparecer. Este fenómeno es el que en Ja literatura geofísica se llama de polarización inducida. Historia del método:

El primero que se refirió al fenómeno de polarización inducida fue Schlumberger, el padre de los métodos eléctricos, en 1920, cuando realizando un estudio de resistividad sobre una masa de piritas encontró que al aplicar una diferencia de potencial a los electTodos AB de corriente de un dispositivo AMNB y efectuar la meclida en los electrodos de potencial MN, el potencial detectado en ellos no caía bruscamente al interrumpir el circuito, sino que tardaba un cierto tiempo en desaparecer, siguiendo una curva exponencial parecida a una hipérbola equilátera. Schlumberger atribuyó este fenómeno a una "polarización del volumen que afectaba a toda la masa del electrólito alrededor de las tomas de tierra". A partir de 1930 tanto en USA como en la URSS se realizaron numerosos trabajos sobre la polarización inducida. En USA se deben citar los ensayos de Muller (1932, 1934 y 1940) y de Veis (1933) que pretendían obtener indicaciones de polarización inducida a profundidades de 1000 y 2000 m. Posteriormente, Belluigi (1935, 1941) concluyó que el método no era aplicable mas que a profundidades muy pequefías. En 1940 Potapenko y Peterson desarrollaron, independientemente, un aparato para la prospección petrolífera por el método de polarización inducida. El principio del método residía en las diferencias de polarización obtenidas en las rocas encajantes, por un lado, y en el petróleo, por otro. Probablemente los primeros en desarrollar un aparato y una téc1úca operatoria para la práctica del método en la investigación de sulfuros de baja ley fueron D. F. Bleil y A. A. Brant en 1952. Por parle rusa lo único que se conoce es que de 1932 a 1934 obtuvieron resultados interesantes de P l. (polarización inducida) en un campo petroüfero, que en 1946 Zeleznak demostró la utilidad del método para localizar en los sondeos horizontes de minerales metálicos y que, desde entonces, el método se ha utilizado ampliamente en la industria minera. Asimismo, en la literatura geofísica rusa se habla de un aparato de testificación eléctrica en sondeos que registra simultáneamente la P.I. y el Potencial espontáneo. Consideraciones teóricas

Los efectos de P.1. ocurren siempre que en una determinada masa de terreno


424

sobre la. que efectuamos las medidas, existen conductores metálicos e iónicos, a la vez. Los conductores iónicos o electTolíticos son aquéllos que conducen la electricídad por medio de iones. Estos iones llenan los espacios impregnados de agua de las rocas tales como los silicatos (arcillas). Un terreno que transmite cantidades importantes de electricidad de esta manera constituye un conductor electrolítico. Los conductores metálicos o electrónicos son aquéllos que conducen la electricidad por medio de electrones. Los conductores electrónicos natwales incluyen la mayoría de los sulfuros de los metales base, algunos óxidos y el grafito. Este grupo de minerales se llama comúnmente minerales metálicos. El método de P.l. está basado en las propiedades eléctricas mostradas por los conductores electrónicos embebidos en una matriz conductora elecLTolítica. En efecto, cuando esto sucede, el fenómeno de polarización inducida resulta de la acción de bloqueo o polnri~ación de estos conductores electrónicos en el medio de conducción iónica, y ocurre precisamente en las intercaras en donde el modo de conducción cambia de iónica (en las disoluciones que llenan los espacios de los poros de \as rocas) a electrónica (en los minerales metálicos).

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Fig. V-38

En la figura V-38 ilustramos este fenómeno; sea una sección de terreno en la que inyectamos una corriente continua por medio de dos electrodos P1 y P2 •


425

En la capa a) la corriente es trai1smitida por los iones de los electrolitos presentes eu los poros de las rocas de esa capa. En la capa b), sin emb'argo, el paso de estos iones es interrumpido por un grano de mineral metálico que, como los metales, conduce la corriente por medio de electrones. Por ello en la cara izquierda, de entrada de corriente, se apilan iones positivos y negativos en la derecha, por donde sale la corriente. Las cargas iónicas formadas crean un voltaje que tiende a oponerse al flujo de corriente que cmza la partícula y ésta se dice que está polarizada. Cuando se interrumpe la corriente sigue existiendo un cierto tiempo un voltaje residual debido a que estas cargas íónicas depositadas sobre las caras de las partículas se difunden lentamente dentro de los poros del electrolito. Este voltaje residual que decrece rápidamente con el tiempo es el que origina el efecto de polarización inducida. El fenómeno en la naturaleza resulta más complicado de lo descrito aquí y ello es debido a que al efecto anterior que podríamos llamar polarización de electrodos se añade otro efecto análogo que ocurre en las partículas de las arcillas, que se llama polarización de membrana y que también produce efectos de polarización inducida. Su descripción se sale del objeto de estos apuntes y digamos de él solamente que complica notablemente la interpretación de las observaciones de P.1., a causa de que los efectos de P.L no pueden ser interpretados como absoluta evidencia de la presencia de minerales metálicos en contacto con electrolitos en una roca. Los minerales que tienen conductividad electrónica y que por ello muestran una fuerte P.1. son: pirita, pirrotina, calcopirita, grafito, galena, magnetita y pirolusita. V-2.9. Métodos de medida Se han desarrollado dos métodos principales para medir los efectos de P.I. en la exploración minera. En el Método del Impulso Transitorio, la polarización se detecta como una pequeña corriente amortiguándose, que fluye después que una corriente contínua es aplicada conectándose y desconectándose a intervalos regulares de tiempo. La medida real se hace en términos de la pequeña cantidad de tiempo en que esta corriente fluye. Esta medida se describe en la literatura geofísica como realizada en el dominio del tiempo (Seigel 1959). En el Método de FrecuenciaVariable, se efectúa la medida en términos del efecto producido por el cambio de frecuencia de la corriente aplicada (el dominio de la frecuencia) y la polarización en el terreno se detecta por la disminución de la resistividad aparente cuando se aumenta la frecuencia de la corriente aplicada (Marshall y Madden, 1959), Forma de realizar las medidas. a) Método del "Dominio del tiempo" (o de impulsos).

426

TRATADO DE GEOFISICA

~PLICADA

Se inyecta en el terreno una corriente continua durante unos pocos segundos y súbitamente se interrumpe de modo que pueda ser registrada o medida la curva correspondiente a la caída de voltaje. Usualmente la curva de caída del voltaje es integrada con respecto al tiempo para obtener el área bajo dicha curva en unidades tle voltios-segundos. Este valor se normaliza entonces relacionándolo con el voltaje primario medido mientras se inyectó la corriente al terreno. Cuanto mayor es el área determinada mayor es la polarización que muestra el terreno. La técnica empleada en este método del dominio del tiempo es la siguiente: Se utiliza el polo-dipolo o dispositivo de tres electrodos que consta de dos electrodos de medida de potencial P1 y P2 y un electrodo de corriente A, con un segundo electrodo de corriente B fijado en el infi1Lito. El dispositivo se mueve unos 75 ó 150 m. según el detalle deseado entre medidas y se emplean dos separaciones distintas de electrodos, 75 y 150 m., para obtener dos profundidades de penetración de corrient e. La corriente, continua, se inyecta en el terreno por los electrodos A y B durante un cierto intervalo de tiempo que puede variar de 1,5 a 20 segundos, según se quiera reducir o no el tiempo de las investigaciones. Duraciones de impulsos de 3, 4 ó 5 segundosi son corrientes. Una vez transcurridos el intervalo de tiempo debido se corta la corriente y se observa o registra el voltaje entre P1 y P2 durante un intervalo de tiempo si milar. Se mueve el instrumento de registro al punto siguiente y se inyecta la misma corriente pero con polaridad invertida, y así sucesivamente. Durante el intervalo de inyecéión de corriente se mide el voltaje entre P1 y P2 al que se le llama voltaje primario. El voltaje secundario o sobrevoltaje (overvoltage) medido entre P1 y P2 durante el intervalo de corriente interrumpida se integra electi·ónicamente con respecto al tiempo para dar un valor en milivoltios-segundo. El cociente entre los voltajes secundarro y primario proporciona la cargabilidad (chargeabílity) aparente en milisegundos. La resistividad aparente se obtiene dividiendo el voltaje primario por la corriente y multiplicando el resultado por un factor dependiente de la geometría del dispositivo electrodo. Para la interpretación , se representan en gráficos adecuados los valores de las resistividades aparentes y cargabílídades para los dos espaciados considerados de 75 y 150 m. ú) Método del "Dominio de 1.a frec1Lencia,,

En este método se mide la diferencia del porcentaje entre la impedancia a una frecuencia más baja y a otra más alta. Un circuito capacitivo, como lo es el que tratamos, ofrece una impedancia más baja a una frecuencia alta que a una frecuencia baja. Por ello la diferencia porcentual entre las impedancias aumentará cuando aumente la polarización.

Se utilizan diversas técnicas de medida. A continuación describimos una de las empleadas recientemente en Australia.


427

El dispositivo de electrodos utilizado es uno del Lipo dipolo-dipolo que consta de 4 electrodos colineares. Un dipolo es el de corriente y otro es el de potencial. La distancia entre electrodos tanto de corriente como de potencial se mantiene fija. La separación entre ambos pares de dipolos es un múltiplo entero de la longitud del dipolo, desde un mínimo de 1 a un máximo de 6 intervalos. Se sitúan en el suelo cinco igualmente especiados electrodos de corriente, proporcionando cuatro pares de dipolos adyacentes, que se mantienen fijos mientras se mueve el dipolo de potencial. Se miden la corriente enviada y el potencial recibido, que, juntamente con un factor dependiente de la geometría del dispositivo, se utilizan para calcular las resistividades aparentes. Esto se hace en las dos frecuencias empleadas, Ja baja de 0,05 ciclos por segundo llamada corriente continua y la alta de 3,00 ciclos por segundo o corriente alterna. Se calcula el porcentaje de la diferencia entre la resistividad aparente para las frecuencias alta y baja y a esa cantidad se la llama efecto porcentual de frecuencia (PFE). El llamado factor de conducción metálica (MCF)< 1 > se utiliza para normalizar el PFE para variaciones en la conductividad del suelo y se calcula, el MCF, dividiendo el PFE por la resistividad aparente de la frecuencia más baja, multiplicandose por 1-000. El PFE y las resistividades de la frecuencia más baja o corriente continua se representan en gráficos. Se emplean longitudes de dipolos que van de 150 a 3000 m. Las frecuencias normalmente empleadas son como hemos indicado 0,05 y 3,00 ciclos por segundo llamadas, respectivamente, modalidades de corriente continua y alterna. Se pueden emplear otras frecuencias aunque la escala usual va de 0,01 a 10 c.p.s. El límite de frecuencia más baja se debe a las corrientes telúricas naturales y a la polarización de los electrodos. El límite superior está determinado por los efectos de acoplamiento que aumentan rápidamente cuando la frecuencia crece. La separación de electrodos se determina según los objetivos: para investigaciones muy detalladas y superficiales será de unos 15 m., pudiendo llegar a ser hasta de unos 300 m. u ocasionalmente más, para trabajos de reconocimiento de malla ancha y a profundidad. En general cuanto mayor es Ja longitud del dipolo y la separación entre los dipolos, mayor es la profundiadd de penetración y menor la resolución. En la jnterprctación de PFE los valores de O a 4% se suelen considerar como normales: de 4 a 8% marginalmente anómalas y de 8 a 4.03 más definidamente anómalas, prro todos Pilos de· ben considerarse a la luz de la resistividad asociada. Equipo empleado.

El rq11ipo utilizado es, en un primer vistazo semejante a un simple equipo dr rt•si:;tivi dad en ('] que- una corriente eléctrica medida se aplica al suelo y se mide <1 l

Las abreviaturas corresponden a los términos ingleses.


428

el voltaje resultante, lo que permite calcular un valor de la resistividad aparente.

En el método de impulsos se emplean dos circuitos el de excitación y el de potencial. Para el circuito de excitación o de corriente se emplea un generador de corriente continua de unos tres amperios y un voltaje de unos 400-600 voltios. Los impulsos se regulan por medio de un contador de tiempo electrónico. El circuito de potencial consta de: dos electrodos impolarizahles, un circuito de integración, dos amplificadores de corriente continua y un oscilógrafo (o registrador). Este os::ilógrafo registra simultáneamente la polarización inducida y su integral con relación al tiempo. En el método de frecuencia variable Ja energía eléctrica la suministra un motor portátil que arrastra un generador de 1000-1250 Watios. La segunda pieza esencial es el transmisor que es capaz de producir corrientes a varias frecuencias; en tercer lugar el receptor que es un potenciómetro muy estable y sensible sintonizado, a las frecuencias seleccionadas. En los :ipos standar de frecuencia variable estas tres piezas son portátiles y tienen un peso combinado de 50 a 70 kgs. Los electrodos de corriente y de potencial, así como las bobinas de cable completan el equipo geofísico. Se suelen añadir dos emisores-receptores para la comunicación. El equipo de trabajo para un terreno de condiciones nonnales puede estar constituido por un vehículo todo terreno y tres operadores entrenados.

Empleo del método Casi todos los minerales apreciables de brillo metálico, incluyendo la mayoría de los sulfuros, como p.e. Ja pirita, la calcopirita, la calcosita, la bornita y la molihdenita, son conductores electrónicos. Las rocas y aguas subterráneas que con ellos se encuentran son conductores iónicos. Por ello si una corriente eléctrica es hecha fluir a través de un depósito de sulfuros, éste será polarizado y podrá ser, por tanto, detectado por cualquiera de los métodos descritos anteriormente. Esta propiedad de P.I. no pertenece solamente a los sulfuros puesto que la magnetita y el grafito (que también tienen brillo metálico) y algunas arcillas Ja muestran también. GeneralMente, con suficientes datos geológicos, se pueden separar los efectos debidos a los sulfuros de los otros. La técnica de la P.I. se desarrolló en un principio para investigar depósitos de tipo porfídico y es quizás el úrúco procedimiento seguro de detección de sulfuros diseminados ocultos. Sin embargo, el método trabaja tan bien o quizás mejor sobre sulfuros de semimasivos a masivos, contrariamente a lo que se creía en un principio, porque da una mayor respuesta cuanto mayor c.s el porcentaje de volumen del sulfuro.


429

Comparación entre los métodos de "impulsos" y de "frecuencia" En los últimos años se han hecho estudios comparativos sobre la utilidad de ambos métodos realizando prospecciones con uno y otro en una misma zona mineralizada. Los dos métodos dieron sorprendentemente similares resultados tanto en la delimitación del área mineralizada como en el efecto de P.I. de la masa mineralizada (ambos dieron un 300% de máxima anomalía sobre el fondo normal). La conclusión que se desprende de ello es que los dos métodos, aunque mente diferentes, dieron los mismos resultados.

técnica~

Consideraciones finales Como conclusión de este apartado digamos que el método de P.l. no es completamente resolutivo. Por ello es aconsejable completar la prospección de P.I. con otras investigaciones geofísicas (magnético, gravimétrico, electromagnético y geoquímico) aunque el método o combinación de métodos, depende del problema a resolver.

V-3. Método del sondeo frecuencial de resistividad Un nuevo procedimiento de hacer sondeos de resistividad está fundado en variar convenientemente las frecuencias de un emisor electromagnético y medir los parámetros de campo, producidos con un receptor del mismo tipo. Lo ha desarrollado el B.R.G.M. de Orleans con el nombre de Melos (Magneto-eléctrico por Ondas de Superficie)(*). Consideramos que se trata de uno de los métodos más conseguidos para la investigación de la resistividad eléctrica del subsuelo. Sus fundamentos y características son las siguientes: Si colocamos sobre el suelo de un emisor electromagnético constituído por un dipolo magnético de eje vertical y a cierta distancia un receptor del mismo tipo, podremos medir con éste, todos los vectores electromagnéticos procedentes del campo producido por el primero. La emisión se hace a través de un gran circuito circular, por el que pasa una corriente con frecuencias variables para cada medición. En estas condiciones y basados en el hecho conocido, de que la penetración de las líneas de corriente en el subsuelo, es una función inversa de la frecuencia emitida, podremos realizar algo similar a un sondeo eléctrico vertical; en este caso un sondeo electromagnético del terreno. Las características del campo recibido dependerán de la conductividad eléctrica del medio atravesado y también de la permeabi(*) MELOS. Procede de Sondage fréquentiel de la resistivité électrique du scus-sol BRGM. Serv. Geol. Nat. 1971. Orleans (Francia) y "Caractéres de la Onde Electromagnetique de surface engendrée par un Dipole Magnétique" J. Duroux Geophysical Prospecting. 1967.


430

lidad magnética del mismo. Los resultados oblenidos podrán ser asimilados a un sondeo de resistividades aparantes. La disposición del aparato es como en la figura V-39. 1

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1

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1

Fig. V-39

Cada medida corresponde a una profundidad diferente del terreno en función de su frecuencia y como sabemos cuanto más pequeña es la frecuencia más profundo será el nivel del subsuelo estudiado. Si medimos por este método las tres componentes del campo electromagnético recibido Hx, Ey y H, resultará para la resistividad aparente: · Pa

= K

(~ ) µo w

2

siendo: µ 0 =permeabilidad magnética del subsuelo. w = frecuencia empleada.

Hx =Amplitud de la componente magnética radial. H2 = Amplitud de la componente magnética vertical. Ey = Componente eléctrica transversal. H K = Factor de proximidad de las fuentes, que está dado en función de

ef · 2

Una vez instalado el circuito existe la posibilidad de realjzar varios sondeos, desplazando únicamente el receptor. Las mediciones efectuadas por éste corresponden a su vertical. Las estaciones móviles del receptor deberán respetar una distancia máxima y mínima al emisor. Las mediciones de una zona se pueden introducir en un ordenador que calcula las resistividades aparentes y puede trazar directamente con el plotler un mapa de líneas de isoresistividad, para las diferentes frecuencias empleadas. Esto significa que hemos obterudo cartas de resistividad a profundidades diferentes, de acuerdo con la frecuencia emitida. Normalmente construiremos el gráfico vertical de resistividades o sea el sondeo

CAP. V.· METOOOS ELECTA ICOS

431

de resistividades aparente:,, del cual deduciremos como en el SEV ordinario, las resistividades reales y sus espesores. Esto se hará por medio de abacos especialmente construídos pan este método. El método se ha demostrado especialmente útil en los problemas siguientes: Puramente geológjcos con tectónica difícil: hidrogeológicamente; petrolíferos; masas o capas mineralizadas; filones más o menos conductores; determinación de fa. llas. Eu resumen en cualquiera de los planteamientos que se puedan resolver por los métodos eléctricos convencionales, pero con ventajas especiales a favor del MELOS como son: No tener la engorrosa extensión de cables; ni tampoco los pro· hlemas de contacto de las piquetas y disminuir al mínimo los efectos laterales precisamente Jos más graves del método eléctrico. En cambio su inslTumentaJ es mucho más caro y de manejo más complicado en conjunto. Pero en nuestra opinión los resultados son muy buenos y el método tiene gran porvenir.

Los aparatos empleados hasta la fecha son: El Mini-Melo portátil que investiga hasta profunclidades de 300 m es especialmente útil en prospección minera e hidrogeológica. Trabaja con 23 frecuencias comprendidas entre 17,5 y 35,840 Herz; hace las lecturas por Voltímetro numérico; su peso total es de unos 100 Kg. El diámetro de los hueles de emisión puede ser de 20, 60 y 180 m. El Grand·Melo está constituído para problemas petrolíferos; investiga hasta 1000 y 2000 m de profundidad, según los parámetros geoeléctricos del terreno. El diámetro de los bucles es de 40 a 300 m. Las frecuencias pueden variar de 1 a 1000 Herz. El aparato va montado sobre dos vehículos ligeros. V-4. Prospección eléctrica en Villamanrique de la Condesa(*) Préámbulo.- La zona de. trabajo comprende al pueblo de Villamanrique de la Condesa (Sevilla), al SO de Sanlúcar La Mayor y al E de Almonte, a unos 20 kms aproximadamente de esta población, y a unos 6 km al S de Pilas. El territorio en estudio queda localizado dentro del manto acuífero de Almonte, cuyas características geológicas están ya plasmadas en otros informes del Proyecto redactado por los sefiores Chapond y Ruiz Celaá. De manera sucinta, añadiremos, que toda la zona queda recubierta por el Plio·Villafranquiense con espesores pequeños, de algunos metros, sin sobrepasar en mucho la decena. La serie estatigráfica que tenemos en esta zona es así, de arriba hacia abajo: Primero, Plio· Villafranquiense; Segundo, Saheliense (arenas); Tercero, Tortoniense (margas azules). Los datos consultados del Proyecto, dan características hidrológicas interesantes, para esta zona, ya que tiene buenos factores de infiltración y no hay grandes pérdidas por escorrentía. Dado que no hay una gran explotación de este manto, resulta evidente que deben lograrse buenos caudales de explotación, cuando las (*) El trabajo ha sido realizado por el IGME para el Proyecto del Guadalquivir. La dirección e interpretación fué hecha por el Dr. Ineniero de Minas, D. Francisco Esteban.


432

obras se sitúen en los lugares más idóneos para lograr un mejor aprovechamiento de las condiciones mecánicas del tramo saheliense. Este fín, es lo que persigue esta pequeña prospección geofísica y creemos que en buena parte se ha conseguido. El estudio eléctrico En la prospección se ha empleado un aparato del Instituto Geológico y Minero de España, Modelo Geotrón de corriente continua, construído en Madrid. Se trata de un voltímetro de válvula para las medidas de potencial y un generador que introduce en el terreno una intensidad de coniente, desde unas décimas de amperio en las primeras medidas, hasta dos amperios corno máximo, cuando la profundidad de reconocimiento es mayor. El método operativo en el campo ha sido el de Schlumberger, con variación de electrodos de potencial desde 0,5 m basta 80 m como máximo de M.N. Las medidas se pasaron a papel bilogarítmico de 62,5 mm de módulo y en este resumen del informe se adjuntan solamente los S.E.V. números LM-4, LM-5, LM-6, LM-7, LM-9, LM-10, LM-14, LM-15, y LM-20. El cálculo y determinación de profundidades y resistividades reales, se ha hecho a partir de los gráficos, empleando las tablas de Orellana-Mooney, por el método de puntos auxiliares. Los sondeos eléctricos El número total de sondeos eléctricos verticales (S.E. V.) realizados en esta zona es de 20, los cuales están distribuídos en una ser.je de perfiles o secciones de los que, a continuación, damos detallada referencia. Antes de describir las particularidades de estas secciones, hemos de destacar dos hechos de interés:

1.0 ) Hay una perfecta coincidencia entre las secciones eléctricas y la geología que ya hemos descrito. 2.0 ) Se observa un aumento de resistividad en las margas del fondo, del orden de los 20 a 30 ohmios/m, lo que puede indicar la posible presencia de niveles arenosos en estos horizontes margosos. Sección Eléctrica 1.-El horizonte de apoyo presenta pendiente hacia el N. La profundidad máxima del nivel impermeable es de 43 m en el SEV-2. Las arenas dan en este sondeo resistividad de 96 ohm/m. Sección Eléctrica 11.-En el punto definido por el SEV 5, se observa un acusado pliegue de ias margas de fondo, que las acerca a la superficie, al tiempo que se producen dos interesantes descensos del contacto a un lado y otro de este sondeo eléctrico. Las arenas sahelienses tienen 90 ohm/m en el SEV-2. Sección Eléctrica 111.-No presenta accidentes interesantes que nos lleven a comentario~. Digamos solamente qm." el espesor del Saheliense tiene 50 m, y resis-


433

tividades reales de 85 ohm/m en el LM-10 y de 145 ohm/m en el LM-7. Sección Eléctrica IV.-Creemos que se trata de una zona de gran interés, ya que la presunta cubeta que aparece en el centro de la Sección, tiene una gran importancia, Las margas azules 110 deben cortarse hasa los 64 m de profundidad en el LM-12, y a esto hay que añadir que la resistividad es del orden de los 95 ohm/m lo cual dará lugar a porosidades efectivas de gran interés. Sección Eléctrica V.-Queda situada a poniente de la anterior y el fondo de las margas azules aumenta su profundidad sensiblemente en el SEV-15 llegando a 74 ro. Sobre este horizonte de apoyo se diferencian dos sub-niveles dentro del Saheliense, el más profundo es más resistente, 68 ohm/m, y el somero es más conductor tiene 31 ohms/m por más arcilloso, aunque tanto uno como otro, sabemos tienen buenas características de porosidad. Sección Eléctrica Vl.-Apoyándose en las margas azules encontramos en los sondeos eléctricos LM-8 y LM-11, un sub-nivel del Saheliense claramente diferenciado con resistividades de 210 ohmios/m y 125 ohmios/m, respectivamente. Parece que se trata de un nivel conocido más abundante en restos marinos fósiles, que tienen una gran permeabilidad y que se parece al tramo de calcarenitas de Carmona. En el sondeo LM-11 se produce un seno del techo de las margas azules. Plano de l
En el sondeo eléctrico LM-15 el fondo impermeable no se alcanzará hasta los m lo cual da unas buenas posibilidades al área aquí considerada. 111.-Conclusiones

En el Plano de líneas isohatas, quedan muy claramente definidas las dos zonas de mayor interés deducidas de esta prospección.

Zona 1 Está en la parte N de este estudio y presenta profundidades del orden de los 50 m hasta el techo del impermeable o sea hasta las margas azules. Zona 11 Está en el ángulo SO de la parte aquí reconocida. Presenta profundidades mayo-


434

res del techo de las margas, pero es lástima que no se haya continuado el trabajo mtÍ~ haci:i el O, impidiéndonos un conocimiento más conciso y concreto sobre sus posibilidades. De todos modos el punto LM-15, con 75 m hasta el techo de las margas, lo consideramos de un gran interés para la localización de un sondeo mecánico. Estos resultados se han confirmado con posterioridad con dos sondeos mecánicos, así como las profundidades previstas. Uno de ellos dio 25 lis, el otro unos 40 l/s. Prospea:i6n en _ ___,L., A:;:._. . .!!MA""""°"TA"'.' --·- - - - - - -

S.E. LM-4

FECHA _ _~-~-~9~·-V_·_l96;;..:.:.9_ _ _ _ _ _~

PERFORACION

lnterpieuo:16n:

h 1 ,. 2.7m h, ~32.7 m

Azimut de AS _

p,s 15w Pi; 110w p,; 34w

_...:.37°"'g.___ __

Cota de "'1>8f!icie _ _ _ __

Cortod•terreno---------------------------

86~~1-4CTI:rilllll__

3-

2-

100

8-

----

8-5-

:EHlEHB-4-

10

Fig. V-40

435


Prospección en

LA

FECHA

9-Y -J969

S.E. LM-5

MATA

PERFORACION

=

=

Azimut de AB _ _l_7_0_.s'----

13 w p9 = 3,Sw p3=210w P• = 11 w p,

h1 1,Sm h1 = 3,Bm hl= 6,6m

Interpretación:

12,3

Cota de superfic¡,..__ _ _ __ _

•

~~ -6-5-

-4-3-

-1,5-

100 -8-6-5-4-3-

-1,5-

10 -8-6-5--4-

-3-

-2-1,5-

AB

2 =

1,5

2

3

4 5

7

10

5

1,5

MN= Fig. V-41

7

1.5


436

LA MATA

Prospección en FECHA

S.E. LM-6

10-V- 1.969

PERFORACION

h1 = 3,2m hi=48m

Interpretación:

P1

= 10w

p1 =

N·S

Azimut de AS Cota de superfici

p 2 =108w

24w

Corte de terreno - - - - - - - - -

1000

-8654-

32-1,5-

100

-88-

s4-

10

-8-6-5-4-

-3-2-1,5-

AB T = MN=

1,5 2

3

4 5

1

10

1,s 2

3

4 5

Fig. V-42

7

100 f,5 2

3

5

7

1000

1,5

CAP. V.- METOOOS ELECTRICOS

437

LA __M_A_T_A~-~~~-~-~

Prospecci6nen, _ _

FECHA _~_9=--~V_-~f.9...,.~~9=---~-~-~~~~

=

h1 = 6m h2 =39m

ln111rpretaci6n:

S.E. LM- 7 PERFORACION

Azimut de A8 _ _ _ 58......,_g_ __

P1 14w p 2 =145w

Cota de superficie - - - - - -

p,= 27 w

Cortedeterreno - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -

1000

-865-

432-

8643-

'10

-8-6-5-

AB·

2 = 1.5 2

3

4 5

1

10

f.5 2

3

4 5

MN =

Fig. V-43

7

100

1.5 2

3

4

5

7

1000

1.5

438


Pro5'1ecc16n en

S.E. LM-9

FECHA

PERFORACION

LA MATA 9- V -1,969

= =

Interpretación ;

h1 1,6m h2 = 9,6m h, 12,0 m

p, = 800w

A~imut en A8 _ _ _7_3~g~--

p1

Cota d e superficie - -

= 39w

p ,= 90 w p.= 30w

- - --

conede terreno,_ _ _ _ _ _ __ _ __ __ _ _ _ _ _ _ _ _ _ __ _ _ _ _ __

-6-543·-

21,5100

-86- 5-

3-

1,510

8-6 -

-4-3 -2- 1,5-

1,5

2

3

4 5

7

10

1,5

2

3

4 5

MN =

Fig. V-44

7

100

1,5 2

3

4 5

7

1000

1,5

439


Prospección en

FECHA

S.E. LM-10

LA MATA

9 - V -1.969

1r1terpretacióo:

PERFORACION

h1 = 0,65m h2 = 1,95m h3 =50,00m

Pt "

p,-=

AzimutdeAB

360w C.l w

489


p,= 1 "'

p.= : w

-65-43-21,5-

2=

4 6

7

10

1,6 2

3

4 5

MN=

Fig. V-45

7

100

4

5

7

1000

1,5

TRATADO DE GEOFISIC.A APLICADA

440

Prospecc10n en

S.E. LM-14

LA MATA

FECHA 12-V-1969 Interpretación:

=

PERFORACION 1,1 m

p 1 =34w

Azimut de AB

h,= 0,7m h,= 10,0m

P2=10w


h1

p,=38w p4 =84w p 5 =38w

h4 =23,4 m

E· O

Corte de terreno _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ _ __

1000

-8-6-5-4-3-

-2 -1,5100

-B-6-5-

-4-3-2-1,510

-8-6-5-4-3-

AB

2 =

1.5 2

3

4 5

7

10

1,5

2

3

4 5

MN"'

Fig. V·46

7

100 1,5

2

3

4

5

7

1000

1,5


S.E. LM-15

lA MATA

Prospección en FECHA

441

!3-Y-1.969

PERFORACION

h 1 = 2,6m ~ =20,8m h3 =50,0m

lnterpretaoi6n:

70 g

Azimut"de AB

p, =12GJ Pi= 31 GJ p3 = 68 GJ

Cote de superficie - - - - -

p4=19GJ

Cortedeterreno - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -

--1,5-

-6-5-4-

-3-

10

-8-6-5-4-3-

-2-1,S-

AS

2

=

1,5 2

3

4

5

7

10

1,5 2

3

4 5

MN=

Fig. V·47

7

100 1.5

2

3

4 5

7

1000

1,5


442

Prospecc16n en FECHA

S.E. LM-20

.LA MATA

13- V - l. 969

PERFORACION

h 1 = 1,3m h1 = 10,4m hJ =18,0m

lnterpretac16n;

Al:imut de A8 _ _N..;_ - S;;.__ __

p 1 =650w P1 33 c..> P3 = 90 c..> p. = 30 (.)

=


1000

-8-654321,5100

-865-

4-

32T

1,510

865432-1,!i-

AB

T =

1,5 2

3

4 5

7

10

1,5 2

3

4 5

MN:

F19. V·48

7

100

1,5

2

3

4 5

7 1000

1,5

445

PLANO DE LINEAS ISOBATAS

Escala gráfica

o

100 t""'i+r~-

100

200

300m.

445

,f

I ,f ,f ,f ,f

,f ,f

I ,f ,f

/ /

I

!NEAS ISOBATAS

,f

/ ,f ,f

20

/ / /

/ ( 1 \0

1 1

:ifica

~111-19 •

''º_"'"_______,,

\

4,r·

~~

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"'

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~20~~~~~~~~~~~~~1 1 \

\ \

\

30 \

\

\ \

\ \ \ \ \

\ \

\ \ \

\ \

\ \ \ \

\ \

\ \

111 >IOmdo........,...., ~ > IOy
mJ > t0y
\ \ \

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445 .... 1

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1 1 1 1 1

20

'

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Fig. Y·51

'

Pre

FE lnt

Co

(

AB

2

MN

capítulo VI

métodos radiométricos Vl-1. Radiactividad natural Becquerel efecluó en 1896 una serie de experiencias sobre la fosforescencia natural, para lo cual, entre otros ensayos colocó una sal de uranio sobre una placa fotográfica recubierta con un papel, aislando el conjunto de luz solar, pero accidentalmente comprobó que la placa había sido velada partialrnente hallándose encerrado el material de ensayo en la oscuridad de un cajón durante un día de lluvia. Repetida la experiencia con otros compuestos de uranio el resultado era siempre el mismo, fuera de la presencia de la luz. Los esposos Curie descubrieron en 1899 dos nuevos elementos, el radio y el polonio, que acusaban el fenómeno con mayor intensidad. Poco más tarde Rutherford pudo comprobar que las sustancias utilizadas emitían unas radiaciones características, de tres tipos diferentes, que fueron llamadas Ot, ~' 'Y, según el orden cronológico de su descubrimiento, y cuya presencia y separación entre sí podía ser efectuada en la siguiente forma: En un bloque de plomo, con un profundo agujero, se introducía en su fondo una muestra del material radiactivo, y a cierta distancia de la boca se colocaba una placa fotográfica recubierta de papel. En estas condiciones la placa se velaba según una superficie circular ligeramente superior que el taladro, pero !\Í entre bloques y placa era acoplado un potente imán, cuyo campo de acción afectara a la trayectoria del haz de radiaciones, la placa fotográfica acusaba t1es zonas: una central, de rayos -y, que por carecer de carga eléctrica no son influenciados por el campo magnético; una segunda, un poco desviada, de partículas 0t con carga positiva; y la tercera bastante separada, de rayos (3, con carga negativa. Se entiende por radia<.:lividad nalural a Ja facultad, de emisión de estas radiaciones que poseen los núcleos de determinados elementos, llamados por ello radiactivos. En este proceso, el átomo original queda transformado en un nuevo elemento, que a su vez podrá ser o no radiactivo. En el primer caso, la desintegración continúa hasta llegar a ser un elemento estable, al igual que sucede en el segundo caso con una sola transformación. Son radiactivos todos los elementos naturales de número atómico superior al del bismuto (Z =83). Con este número o algo inferior son también radiactivos algunos isótopos del bismuto (B 1 214), del plomo (Pb, 210, 214) y talio (Tl 210), así como isótopos de número tan reducido como la unidad (caso del tritio, H3 ). En la 447


448

siguiente tabla esquematizada figuran los elemcn tos estables ocasionados por la desintegración de diversas sustancias radiactivas, así como número y tipo de radiaciones ocasionadas. Los tres primeros casos corresponden a las conocidas series y los ocho siguientes son de paso inmediato al elemento estable. TABLA Vl·1 ISOTOPO RADIACTIVO

FINAL ESTABLE

RADIACIONES EMITIDAS Q'.

~

'Y

s2Pb206

8

6

9

92U23s

82Pb201

7

4

3

90 Th237

s2Pb2oa

6

4

1

75 Re1s7

760sl87

-

1

-

Hft76

-

1

1

62Sm152

60Nd14s

1

-

-

49lnl IS

s0Sn1 15

-

1

-

37Rb83

38 Sr

87

-

1

1

20Ca40

-

1

1

7N14

-

1

-

2H3

-

92

u 238

7¡LUl76

19

K4o

6ct4 1H

3

~

'72

,

-

La desintegración de cada sustancia tiene características específicas muy distintas delas demás radiactivas, es decir, posee una actividad que es función del número de sus átomos que se desintegran por segundo. Así por ejemplo, en el 92 u23s por cada gramo de materia se producen unas 18.000 desintegraciones por segundo, y este valor es del orden de una millonésima de la del radio. La unidad de actividad es el curie, aJ que corresponden 37 x 109 desintegraciones por segundo y gramo. También son utilizados el milicurie (37 · 106 ) y el microcurie (37 ·103 ). Vl-1.1. Período de semidesintegración y vida media

Si se toma una muestra constitu ída por un solo elemento radiactivo y se miden cada cierto' tiempo las modificaciones que sufre, puede deducirse que tal modificación depende del número de átomos desintegrados, y que la cantidad de sustancia transformada es proporcional a la cuantía de la existente. Como no ha sido transformada toda la materia inicial, sino sólo parte de ella, resulta que únicamente determinados átomos, y no todos, han sufrido desintegración.

CAP. VI.- METODOS RADIOMETRICOS

449

Siendo N0 el número de átomos de la sustancia raruactiva que existían en un momento determinado t 0 , y N los que se hallan presentes en un inslante posterior t, 1a velocidad de desintegracíón que sigue la sustancia será

-~~ , puesto que el

número de átomos se reduce a meruda que aumenta el tiempo. Este valor será función del número de átomos presentes, luego: _dN=A.N dt

de donde e integrando

[11

dN =-X dt N Qn N = - 'A t + K

(21

(3)

en cuya fórmula la constante K puede determinarse considerando que en las concondiciones iniciales el tiempo t 0 valía cero, y N0 era el número de átomos que había. Por tanto K = Qn N0 , y sustituyendo Qn N

=- 'A t + QnN 0

[4]

y tambiéu -'At=Qo

N-QnNo=Qn~

o

(5]

Si en lugar de un tiempo cualquiera 'tomamos el de semidesintegración t* necesario para que los átomos iniciales N0 se hayan reducido a la mitad N y sustituímos valores [5), tendremos: - A tiL= Q '"

n

.!. = - o' 693 2

(6]

luego el período de semidesintegración t* valdrá: t., = -0,693 ~,

- X

=

0,693 )..

[7]

en cuya fórmula Xse denomina constante de desintegración y representa el descenso de radiactividad por unidad de tiempo, siendo ello característica específica de cada isótopo, con independencia de otros factores distintos al tiempo y Ja constante, no afectándole por tanto las condiciones físico-químicas de la muestra (ni del ambiente que a ésta rodea) como masas, temperaturas, presiones, o estados de agrupación del isótopo radiactivo con otros elementos. Hasta aquí hemos estudiado el comportamiento de un grupo de átomos en su conjunto, pero no individualmente. La desintegración de cualquiera de ellos puede producirse !o mismo en el primer instante que en el último del proceso, no existiendo garantía de permanencia o transformación, así que el intervalo de vigencia de un átomo radiactivo es un producto del azai, imprevisible para nosotros, y del que solo sabemos que la mitad de los átomos del grupo a que pertenece, se desintegrará en un tiempo t!-!i. Sin embargo, nos convendrá considerar el período de permanencia 8, valor medio de vida de todos los átomos interesados, y e11 consecuencia del de cualquiera de ellos. Esta vida media puede ser deducida por el cál-

TRATAUU DE GEOFISICA APLICADA

450

culo, resultando que es la inversa de la constante de desintegración

0

=*-

18]

y sustituyendo este valor en [7] llegamos a t,h

= o,693 e

.

[9J

Se comprendt> que la vida m<'dia no-liene por significado interpretativo que to· l hecho de la desintegración progresiva, en la que algunos átomos se van desinlt>grando en tanto otros se mantienen estables duran le un tiempo deseo· nocido, pero superior, sin que pueda predecirse cuales serán unos y otros. Examinando las fórmulas anteriores vemos q ue el período de semidesintegraeión, para cada sustancia, es independiente de la cuantía del material desintegrado, y solo tiene rdación con el tipo de sustancia, siendo extraordinariamente variable de unas a otras. Por ejemplo, el del 92 U238 es de 4.51 O nnillones de años, en tanto qur el d1'l 84 Po 214 es de solo 0,00015 segundos. Como la desintegración hemos visto que es función de Ja masa, resulta que en el caso del 92 U238 , por cada 4.510 millones de átomos la probabilidad de desintegración es de un solo átomo por año, cifra aparentemente ridícula, por reducida, pero que deja de serlo en cuanto consideremos que un gramo de este cuerpo contiene 6,023 · 1023 : 238,03= 2.530 253. 10 19 trillones de átomos, a los que corr<>sponden = 17.860 8 45. 10 (365 X 24 x 3.600) . . des1ntegrac1ones por segundo. Vl - 1.2. Equilibrio radiact ivo

Vimos antPriormente que la velocidad de desintegración es A.N y representa el número de desintegración por segundo. Durante un tiempo dt, el isótopo original qué llamaremos ·1, con constante de desintegración A. 1 habrá perdido un cierto número de átomos N1 con los que se formará otro isótopo, que denominaremos 2, de constante X2 . Este una vez formado perderá más tarde N2 átomos que constituirán un nuevo element o 3, de constante A. 3 , y así sucesivamente hasta llegar .a la formación delclemen lo estable de la serie, que no su frirámodificaciones posteriores. Al cabo de un liempo suficiente toda la serie se hallará formada. En el elemento cabeza disminuirá constantemente el número de átomos, mientras que, por el contrario, aumentarán los de el final de serie, y Jos tipos inh'rmcdios :;<• increrncn tar<Ín a costa del isótopo anterior, decreciendo al mismo tiempo, para formación del siguiente, de forma en que llegará un momento en que el proceso quedará subordinado a una cierta velocidad de desintegración de cada Plcmcnto, que mantendrá la serie en equilibrio radiactivo. Para que esto suceda, tanto las velocidades de desintegración como las de formación han de ser iguales:

v=A.1 N1 =A.2N2=·. ·A.n N" Sustituyendo A. por su valor en función drl tiempo, A= 0,~ 93 , y dividiendo to·


451

das las igualdades por 0,693 tendremos que: N

N2

N"

t¡

tz

tn

1 -= -=···--

donde vemos que las cantidades N1 , N2 etc., de los elementos de una serie, en equilibrio radiactivo son inversamente proporcionales a los tiempos de vida media de dichos elementos. Vl-1.3. Radiaciones

Las radiaciones a, ~, "f, emitidas durante la desintegración de los elementos radiactivos, posee constitución y características muy distintas entre sí, que permiten su detección diferenciada.

Radiaciones a.- Están constituídas por núcleos de helio, es decir, 2 protones, 2 neutrones y electrones con masa de 4 y por tanto son de naturaleza corpuscular, teniendo carga eléctrica positiva. La emisión de una partícula Ol por un núcleo radiactivo (desintegración Ol) hace que éste pierda 2 unidades en su carga eléctrica y 4 de su masa, pudiendo representarse el fenómeno mediante ecuaciones nucleares. Partiendo por ejemplo del 92 U23s, tenemos: 92 LJ23s -

90 :rh234

+ Ol =90Th23., +2 He4

i

La velocidad de expulsión de esta partícula es muy elevada y varía entre y ?~ de la de la luz, o sea de 60 · 106 a 15 · 106 m/seg. y en consecuencia, debido asumasa y velocidad, estas partículas dotadas de gran energía son verdaderos proyectiles lanzados sobre la materia que las rodea y de la que fácilmente captan electrones de sus átomos, es decir, son fuertemente ionizantes, pero al mismo tiempo, a causa de su tamaño resultan fácilmente frenadas por choques sucesivos con la misma materia que los rodea, álcanzando pronto un estado pasivo como átomo neutro de helio. En el aire, a temperatura normal, los sucesivos choques de las partículas Ol contra los átomos de oxigeno y rútrógeno hace que su alcance o distancia hasta la paralización, sea solo unos pocos centímetros, siendo también suficiente para su frenado total, la interposición de una hoja de papel, o el espesor de solo unos 30 µ si se trata de mica o alumirúo. Esta desintegración sigue el proceso conocido por la ley de Soddy, que dice: Cuando un átomo radiactivo emite una partícula a, el núcleo pierde dos cargas positivas y cuatro unidades de masa, transformándose en un nuevo átomo cuyo número atómico es dos unidades menor y un peso atómico cuatro unidades inferior, comportándose químicamente como el elemento situado dos lugares anteriores en la Tabla periódica. Su capacidad de ionización de las radiaciones a es unas 100 veces superior a las~ y 10.000 veces que las 'Y·

Radiaciones ~.- Son simplemente electrones, con carga negativa y una masa tan

452


reducida como 548,76 · 10" 6 , pero suficiente para actuar con carácter corpuscular. Son emitidos por algunos elementos railiactivos, cuando uno de los neutrones del núcleo se disocia en un protón, que queda en el núcleo aumentando su carga, y un electrón que lo abandona. El número másico del elemento formado será, de hecho, el mismo que el del generador, pero la carga del núcleo habrá aumentado en una unidad; por tanto el isótopo producido tendrá como carga Z + 1, quedando libre un electrón, que es la radiación {3, pudiendo expresarse el proceso con la siguiente ecuación nuclear, en la que si partimos del isótopo de torio antes señalado, que sufre desintegración {3, tendremos: 90 Th234

~

91 Pa234

+ {3 =91 Pa234 + ·1 eº

La ley de Fajans, relativa a este tipo de desintegración, enuncia qne cuando un átomo radiactivo emite una partícula {3, pierde una carga negativa y aumenta en una unidad su carga positiva, de forma que se transforma en un átomo de número una unidad superior, y con masa prácticamente igual, correspondjente al elemento situado un lugar después en la Tabla periódica. La velocidad con que son emitidas las radiaciones {3 es muy variable, y con relación a la de la luz oscila entre el 40 y el 99,95 por ciento (caso del mesotorio isótopo del actinio 238) o sea de 120 · 106 a 299,85 · 106 m/seg. Debido a su pequeño tamaño tiene grandes probabilidades de pasar a través del conjunto de núcleos y electrones de la materia que les rodea, y por eUo su poder de penetración resulta muy superior al de las radiaciones a, siendo por el contrario menor su capacidad de ionización debido a sus reducidas ocasiones para expulsar electrones. Las railiaciones {3 precisan para su detención, una delgada lámina de plomo, placas de aluminio de 5 mm de espesor, algunos centímetros de arena, y en el aire su alcance es de unos 2 metros. Radiaciones 'Y·- Son de tipo electromagnético, de la misma naturaleza y veloci-

dad que la luz o los rayos X, pero de una mayor frecuencia ( 10 16 a 102 º hertzios en los rayos X y 10 19 a 1022 en los gammas). Por no tener carga eléctrica ni masa, en su emisión no son alterados estos valores en el elemento original. Esta radiación se produce cuando en el isótopo radiactivo se ha liberado una partícula {3 y e] núcleo, que queda generalmente en un estado de energía excitada vuelve a su estado normal mediante la emisión de una radiación 'Y· Más raramente esta radiación no sigue a la emisión de la partícula {3 sino a la de la a, como sucede en el ramo. En ambos casos la emisión de la radiación 'Y es el resultado de un proceso de reajuste energético. La ausencia de masa, en los rayos 'Y, dificulta su colisión con los electrones de otros átomos para su expulsión y, en consecuencia, su poder ionizante es muy reducido, pero no nulo (más adelante veremos que se producen electrones a costa de los fotones de estas radiaciones), en tanto que la capacidad de penetración es mucho más elevada que la de las partículas a y {3. Los rayos 'Y son capaces de aira·


453

vesar varios centímetros de plomo, unos 30 cm de roca, variando este valor con su capacidad de retención, y en el aire pueden alcanzar varias docenas de metros. Rayos cósmicos.-Además de las tres clases de radiaciones emitidas por las sustancias radiactivas existen tes en nuestro Planeta, hemos de considerar otras, denominadas rayos cósmicos que nos llegan desde el espacio exterior, y que son acusadas juntamente con aquéllas, en los aparatos detectores. Originalmente son las partículas llamadas rayos cósmicos primarios, con energía del orden de 10 10 e V, que al entrar en nuestra atmósfera y chocar con sus átomos pierden parte de su energía y se transforman en los rayos cósmicos secundarios, de frecuencia superior a 1022 Hz. que son de dos tipos: Unos están formados por electrones y fotones, que po$een gran energía, y los otros son los mesotones, constituídos por partículas cuya masa es 200 veces mayor que la del electrón, pero con igual carga eléctrica que éste. Vl-1.4. Radiactividad de las rocas

Como consecuencia de todo lo manifestado se comprende fácilmente que en la superficie de la Tierra puedan presentarse, y ser acusadas, todas las radiaciones enumeradas, pero su cuantía y distribución será variable de unas zonas a otras, por estar en relación con la mayor o menor distribución de los elementos que las emitan, salvo en el caso de las ractiaciones cósmicas, cuya presencia por proceder del exterior, es totalmente ajena a ¡, constitución de los terrenos. Así se explica que los minerales radiactivos, bien se hallen relativamente acumulados en zonas de bonanza, o simplemente distribuidos con gran diseminaTABLA Vl-2 Contenidos medios de U y Th en rocas y sustancias naturales

SUSTANCIA Agua del mar Fosfatos marinos Humus y cenizas de carbón Sedimentos marinos Cenizas vegetales Aguas de los campos petroliferos Carbón kolm de las pizarras arcillo-aluminosas Petróleo Asfaltita de Utah (U.S.A.) Rocas igneas básicas Rocas igneas intermedias Rocas graníticas

URANIO g/tm

TORIO g/tm

0,00015 a 0,0016 0,001 a 0,065 0,005 0,65 a 1,07 7 10 50 a 100 100 2880 0,96 2,61 3 a 5

3,9 9,97 13,4

Diolb.:isao

0,0:5

z

Basaltos Calizas Rocas sedimantarias en general Rocas de origen areno~u Rocas de origen arcilloso Arcillas pizarrosas

0,83 1,3 1,2

5 1,1 5,4 12 10,l

-- -


454

ción en los diversos tipos de rocas, permitirán acusar su presencia por las radiaciones que emiten, si podemos detectarlas con medios adecuados, y del valor haUado reducimos el de las radiaciones cósmicas, señalando el saldo la emisión superficial. Hemos confeccionado la Tabla VI-2 , señalando contenidos medios de los elementos mayoritarios entre los radiactivos, indicando los contenidos de uranio y torio, en gramos por tonelada, que poseen diversas rocas y sustancias naturales. lo que nos permite constatar la gran diferencia existente entre los diversos tipos que se citan, en cuanto a su contenido en tales radiactivos, y, en consecuencia, el contraste entre las radiaciones que sean emitidas en cada caso, que es en definitiva lo que captaremos a través de los aparatos detectores y nos permitirá deducir, por su emisión característica, el tipo de roca del subsuelo, si este no es visible a causa de recubrimientos, que presentará incrementos locales de emanaciones en aquellos lugares donde existan cspecif'S mineralógicas más abundan les en uranio y torio, a los que pueden acompañar olros paragenéticos aprovechables, y que pueden yacer formando bancos, filones, depósitos o placeres. En la Tabla Vl-3 consignamos, en tantos por 100, los contenidos en U y Th de diferentes miner.tles, algunos de ellos cuyas materias aprovechables industrialmente son distintas de las radiactivas. si bien estas nos sirven de guía para el descubrimiento. TABLA Vl-3 Contenidos medios de U y Th de algunos minerales

.

MINERAL

Uranio

Torio

%

%

Xenotima Monacita 0,2 a Zirconita o a Aschynita o a Fergusonita 2 a Pirocloro o a Euxenita 3 a 20 TorO
o

7.6 8 14,S 18

a 2,64 l,S a 17,6 o a 7,S o a 26 o a 6 o a 3.S o a 6,7S

22,S

o a 4,4

11

S3 a 8S o a s o a l,lS o a 13 O,Ola 0,3

0,7 4

31 2S S7 80

MINERAL Uranotorianita Ampangabeita Autunita Blomstrandina Brogerita Ch aleolita Cleveita

Cu rita Gumm1ta Lieb1gita Trogerita Uranofana Johannita

Uranio

Torio

%

%

7 a 2S 12 a 17

16 a S7

so 17 6S 46 a Sl 47 a 61 62 SI a S9 31 a 32 S4 4S a SS S6

Vl-1.5. Efectos de las radiaciones Producción de pares de iones.- rt1ando un:i nartícula ex penetra en una masa gaseosa, chocará con los núcleos de los átomos que Ja componen. En cada choque

'

CAP. VI.· METODOS RADIOMETRICOS

455

pierde parte de su energía cinética hasta quedar detenida, absorbida por algún núcleo, o bien, si alguno de los choques se ha producido contTa uno de los electrones de los átomos gaseosos lo desplazará de su órbita si la partícula aún posee energía suficiente. El átomo quedará escindido en dos partes; una el electrón separado, que tiene carga negativa, y la otra el re&to, con los mismos positrones y una carga cortical menor siendo por tanto positiva- Serán pues un par de iones primarios, de signo contrario, que tenderán a recombinarse en condiciones normales, Fig. Vl-1 pero si por el contrario situamos en sus proximidades un electrodo positivo y otro negativo, con una diferencia de poten· cial suficiente, cada uno de los iones se irá hacia el electrodo de signo contrario, al suyo, según el esquema de la figura VI-1. Si aplicamos una diferencia superior a la mínima precisa para alcanzar los electrodos, la energía cinética de los iones primarios podrá llegar a ser lo suficiente· mente elevada para permitir que a su vez provoquen nuevos choques con los electrones de otros átomos produciéndose pares de iones secundarios, y si exageramos la tensión podremos llegar, por repetición del proceso, a la formación de nuevos pares que en avalancha alcanzarán los electrodos, y acusaremos en el receptor como una sola pulsación. Se comprende que tratándose de partículas (3 el proceso sería semejante pero menor el número de pares de iones producidos, pues debido al inferior tamaño de estas partículas serán más reducidas las probabilidades de choque con los electrones de los átomos. En cambio como su velocidad es superior a la de los rayos O!, podrá ser aplicado un menor voltaje. Regulando éste, y la distancia entre la entrada de partículas y los electrodos, podrá establecerse un equilibrio que permita la re· recepción del total de iones o bien solo de los creados por la radiación (3. Para el estudio del proceso puede utilizarse la cámara de ionización, que en esen· cía consiste en un recipiente lleno de un gas, que puede ser aire, metano, argón, etc. provista de dos electrodos con una diferencia de potencial del orden de l 00 a 500 voltios. La producción de pares de iones, por cada partícula a, es de 50.000 a 100.000 por centímetro de recorrido de las partículas en el aire, y solo de unos centenares si el generador es una partícula (3. En la figura VI-2 se representa un esquema de la interacción entre la importan· cia del voltaje aplicado a la cámara, y la intensidad de las pulsaciones acusadas en el receptor (función del número de pares de iones producidos). Se ve que con tensión nula 0 bai;1 "" h.,, . ---.,,p,.;:-~. , .•1 ....., t!sta se va acusamlu ""pírlamente con un mayor voltaje hasta un límite en que prácticamente se estabiliza aún incrernentan-

456

.TRATADO DE GEOFISICA APLICADA

do la tensión, que ha de alcanzar un valor crítico a partir del cual la avalancha de iones secundarios es rápidamente exagerada, pudiendo alcanzar los 107 a 108 pares de iones.

"o

¡;

"'

Ja :1

Q.

~

"

'O 'O

"'

~

e:"" o

'ºº

500

800 V

Tenslon de servicio

Fig. Vl-2

La detección de las radiaciones 'Y, como carentes que son de masa, no pueden seguir el orden simplista expuesto, sino que ha de verificarse una fase de previa transformación. Durante su trayectoria, los rayos 'Y actúan sobre los átomos que alcanzan, comunicándoles su energía con producción de electrones secundarios, capaces de engendrar igualmente pares de iones que podrán ser asímismo detectados en el receptor. El mecanismo de lransporle de esa energía se produce por efectos fotoeléctrico y de Compton. Efecto fotoeléctrico.- Los rayos 'Y son ondas electromagnéticas y, como tales,

pueden considerarse formadas por partículas elementales, sin masa, llamados fotones o quantos de luz, según la teoría expuesta por Planck, quien estableció que la energía de un fotón tiene por valor: E = hf

siendo

[1]

h =la constante de Planck (6,62 · 10· 27 ergios por segundo). f = frecuencia de la onda t-lectromagnética (luz) utilizada.

Asímismo Planck intuyó y expuso que cuando un fotón incide sobr<> la ~upcrfi cte de un metal, purdr transf<>rtr a un electrón de esta superficw la suficiente energía µara permitirle que escape atrav<'sando la Pncrgía potencial que poseía. Como la frecuencia fes igual al cociente de dividir la velocidad de la luz por la longitud de onda A. tendremos, sustituyen do:

E=~ A.

(2]


457

En 1905 Einstein, en su Teoría sobre el efecto fotoeléctrico determinó que la energía E de un fotón es: E=h f

= + -21

m1 v12

[3]

Cuando un fotón choca con un electrón de un átomo de Ja superficie de un metal, la energía de aquél se transmite íntegramente al electrón, con lo cual el fotón desaparece. Considerando nula la masa del fotón, el producto ~ m 1 v~ será cero y no aportará energía al electrón que solo es afeclado por 4> en Jo que proce· da. Así el electrón tendrá ahora uua energía que sná: E= +l mv 2 [4) 2 siendo m y v su masa y velocidad, esto es, su energía propia, que habrá sido incrementa da con , valor que puede ser o no suficiente para liberar el electrón, por cuya razón se le denomina trabajo de extracción. Como la energía del fotón realmente aprovechada es , tendremos que:

et>

=

E'=hf0

[5]

siendo f 0 el llamado umbral de frecuencia fotoelécLTico, en el que con otras frecuencias inferiore::. a f 0 no habrá emisión de electrones. Como en los metales alcalinos el trabajo necesario
un tipo especial de p<'rturbación que presenta doble comportamiento: ondulatorio y corpuscular, aspectos ambos de su actuación en los frnómenos que produce, habiendo visto en ( 1) que la f'nergía dr un fotón es función directa de su frecuencia y, en consecuencia Jos rayos')', con frerncncias comprendidas entre 1,5 · 1020 y 1,5 · 1022 hertzios tendrá uu rnntenido energético muy ele,ado.

En 1923 Compton, hacirndo incidir un haz de rayos de gran frecuencia, como son los X, sobre un trozo dt• grafito, pudo comprobar que se producía una gran difusión de estos rayos, CU) a frccut>ncia había sido modificada respecto a la de los incidentes, variando de valor según ~·I ángulo de difu~ión, quedando así demostrado una vez más el caráckr dual de la luz: de naturaleza ondulatoria en los frnómenos de propagación, y corpuseular en cuanto a su interacción con Ja materia. La modificación de la frecuencia, en los rayos difundidos, e::- int<'rpretada por Comptón como un choque elástico entre d fotón, que se comporta como una vndadera partícula material, y el electrón atacado. Considerada esta hipótesis, y aplicando el principio de conservación de Ja energía, habremos de admitir que si bien el segunde sumando ~ m,v? de Ja fórmula [3], que> dábamos como valor cero a los solos efectos de que no aportaba energía al electrón, no queda anulado a otros efectos, puesto que se mantiene con vida propia e indepencüenlt' en calidad de un nuevo


458

fotón, menos enérgico que el primitivo, pudiéndose entonces considerar la energía de la fórmula de Einstein (3) eomo: E =h f

= + l2

m1v21 = h f o + h f'

(6)

en la que h f' es la energía del nuevo fotón y h f 0 la aplicada al electrón, cuyo valor total, según la fórmula [4] es igual a + ~ mv 2 que podemos también escribir bajo la forma de: E

= lmv2 2

[7]

siendo v2 la velocidad del electrón después del choque. Gráficamente podemos representar el efecto Compton con el siguiente esquema:

Fig. Vl-3

Vemos que en el choque del fotón con el electrón, aquél pierde una cantidad de energía y desaparece, al tiempo que se crea otro de menor frecuencia. Si ésta es aún muy elevada, Ja onda secundaria producida no será acusada por nuestros ojos. En cambio, si la onda primaria tenía una frecuencia próxima a la de la luz visible, al perder energía se transformará en una onda secundaria perceptible a simple vista. Este fenómeno es el origen de la fluorescencia, que es aplicada para la detección de numerosas sustancias, y entre ellas diversos minerales, en cuya superficie se hace incidir en un haz de rayos ultravioletas, que con el choque emiten radiaciones de menor energía que en bastantes sustancias son visibles, con coloraciones dependientes unas veces de la constitución de la materia incidida, y otras de pequeñísimas cantidades de cuerpos extraños a ella, que se encuentran en su trama crislalina. Así por ejemplo, es bien conocido el caso de las calizas, normalmente inertes a la fluorescencia, pero que en ciertas localidades de diversos países y debido a variadas impurezas fluorecen en blanco y en toda la gama de colores. El sulfuro de zinc, precipitado a partir de soluciones acuosas, y secado .a temperatura baja, no presenta apenas fluorescencia pero calentado a 900° pierde algo de su azufre, y d~jado enfriar acusa una intensa fluorescencia azul, que será verde si el SZn ha sido íntimamente mezclado con una parte por millón de SC4 antes del calentamiento a 900°.


459

Entre los minerales radiactivos, De Ment y Dake describieron en 1941 unas 180 especies, pero entre ellos ni la pechblenda, a pesar de su alta ley en uranio, ni los titano-niobiotantalatos suelen ser fluorescentes en su respuesta a los rayos ultravioletas. Miexner en 1940 estableció una clasificación de los minerales uraníferos en tres grupos generales: a) Con fuerte fluorescencia, amarillo-verdosa: Fosfatos, arseniatos, sulfatos y otros. b) Débil fluorescencia verdosa: Carbonatos. e) No fluorescentes: Silicatos y micas de uranio, de composición M2

(U0 2 ) 2 (X 0 4 ) ·nH 2 0

en la que M puede ser cobre, hierro, plomo, bismuto, manganeso, o bióxido de uranio. X significa fósforo, arsénico, vanadio o azufre. n, el número de moléculas de agua que varía de 8 a 12. Como complemento a esta clasificación puede decirse que, en general, no son fluorescentes los minerales primarios de uranio, pero sí lo son los secundarios y ello permite por ejemplo la detección de pechblendas, que suelen mantener superficialmcnte restos de los minerales creados a sus expensas, como la zippeita, y otro tanto puede decirse de algunos del grupo c). Para mejor ilustración, en la Tabla VI-4 se insertan algunos minerales, de uranio, junto con la tonalidad de sus respectivas fluorescencias. TABLA Vl-4

Tonalidades adquiridas por diversos minerales radiactivos con la luz ultravioleta

MINERAL

Autunita Chalcolita Gummita Johannita Dakeita Torbernita Uranocircita Hialita uranífera Uranofana Uranofilita Uranospatita Uranotallita Uranotilo Zippeita

Tonalidad de la fluorescencia Amarillo verdoso Amarillo verdoso Violeta Amarillo verdoso Verde Amarillo verdoso Amarillo verdoso Amarillo verdoso Amarillo verdoso Amarillo verdoso Amarillo verdoso Verde Amarillento Amarillento

460


Vl-1.6. Aparatos detectores Antecedentes.- En los primeros tiempos se utilizaron ocasionalmente en el campo aparatos de laboratorio tan sencillos como el electroscopio. En las zonas en que el aire se hallaba ionizado por las radiaciones, se descargaba tanto más rápidamente cuanto mayor era Ja presencia y proximidad de los minerales radiactivos. Otro aparato empleado fué el spintariscopio, ideado por Crookes en 1903, consistente en una caja cerrada, para evitar la luz, en cuyo interior llevaba una placa de sulfuro de cinc (blenda hexagonal) y a próxima distancia un platillo donde colocar las muestras de mineral que fueran encontrando. La caja iba provista de un orificio para la observación con una lupa o microscopio. Si la muestra era radiactiva, las partículas a emitidas podían alcanzar la pantalla y producían un destello luminoso. Si se cuidaba de que las muestras testigos fueran de tamaños sensiblemente iguales, el número de destellos daba cierta idea sobre el tipo de mineral ensayado. También fueron utilizadas placas fotográficas corrientes, y otras especiales conocidas por placas IHJ,cll'ures, que contenían una mayor cantidad de bromuro de plata en forma de granos extraordinariamente pequeños, sobre los que al incidir las radiaciones se reducían a plata, de color negro, Del espaciado de los granos transformados, y de la longitud de la traza, observando al microscopio, se deducía la naturaleza y energía de la radiación incidente. Actualmente estos aparatos han sido sustituidos por otros infinitamente superiores de fácil manejo en el campo.

Contadores Géiger-Müller; Basado en el funcionamiento de la cámara de ionización, Hans Geiger, antiguo colaborador de Rutherford, preparó un tubo ionizador que más tarde perfeccionó, aumentando su sensibilidad, con la ayuda de W. Müller.

Consiste en esencia en un tubo cerrado, de vidrio o metal, relleno de metano y argón mantenidos a una baja presión de sólo décimas de atmósfera. El tubo hl\Ce de cátodo, y a lo largo de su eje central lleva un hilo metálico que sirve de ánodo. Entre ambos electrodos se establece una diferencia de potencial que suele ser enentre 800 y 1.500 V, generalmente 1.000 V. Una estrecha ventana, de. poco espesor, permite la entrada de las radiaciones las cuales, en las sucesivas colisiones con los átomos del gas, pueden producir la expulsión de un electrón, éste la de varios y, por último la de una verdadera avalancha, que podrá ser medida electrónicamente como una sola pulsación, de cuantía realmente independiente de la energía inicial de la radiación, no siendo pues apreciable la distinción de tipos. Para salvar este inc?nveniente se utilizan contadores proporcionales que tienen tensiones inferiores, 500 a 800 V, dentro de cuyo campo son fundamentales las características de la radiación captada, pues Ja producción de, pares de iones de-


461

,,

:, pende esencialmente de su propia ener~ gía dado que tle acuerdo con ella será "' ~ e la intensidad de señal que se acuse ~ ~ ·~ ü 1 pues la influencia del menor voltaje -~ ~ 't:¡ ~ fu ' :> ...... ::}·~ c. t:: 1 ·!:! ejerce un inferior efecto multiplicador. et <.:¡ .!! ~: Así, en estos detectores la avalancha .g ~ ¡ ~ "'~ ~ {; "1 'O de iones puede alcanzar un valor de ~ ~ l3 ~ ~ .'!! Vi ·~ 106 , inferior a 10 8 que pueden consee: ·"' ~ ::¡ • ~ " v a ~ e ~~1 guirse en los Geiger-Müller de alla ten1 sión. En la figura VI-4 puede apreciarse la influencia de la tensión sobre la 1000 o /00 sao 800 t500V importancia de la señal detectada. En Tensión de !lllrvlclo la región utilizada por los contadores Fig. IV-4 proporcionales, el incremento de señal queda definido por una curva iniciada casi sin pendiente y finaliza con fuerte valor de ésta, de forma que pequeñas diferencias de tensión permiten anular por debilitamiento de señales, las radiaciones de menor energía. En cambio en la región G-M con pendiente prácticamente nula entre 800 y 1000 V y poca y uniforme pendiente, para la misma selección se precisa una superior variación de potencial.

~

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.

1

Esta facilidad selectiva permite construir detectores para radiaciones específicas, como las· gammabetámetros, gammáfonos (detección a la escucha, esquematizados en la figura VJ-5) y Tubo G.-M. Aurlc.ulares gammámetros. Uno de éstos, el francés A.V.P. equipado con 9 tubos contadores 3G3, dispuestos en un ángulo Ventana de entrada de sólido bien definido , ha dado ocasión tas radiaciones al establecimiento, Commisariat a l'Eriergie Atomique de una unidad, utilizada en Francia y denominada choque A VP que señala el número de golpes por segundo generados en dicho aparato por una radiación gamma. Este aparato ha servido de patrón para otros modelos que el mercado suministra con graduación A. V.P. Con frecuencia se utiliza como medida el miliroentgen (mR) hora, equivalente a 7,5 · 106 golpes o contajes-hora, o sea, 125 000 por minuto. A los detectores que señalan mR en su esfera se les Fig. Vl-5 llama ratímetros.

462


Los tubos G-M construidos en vidrio no son sensibles más que a las radiaciones 'Y y a las (3 duras, que son de elevada energía, siendo impermeables a las ~ y (3 blandas, que además raramente llegan hasta el detector puesto que suelen ser detenidas rápidamente por el aire. Los tubos de aluminio, o de vidrio con ventanas de este metal, son también permeables a las (3 blandas. En realidad, los contadores Geiger-Müller tienen su mejor servicio en los rayos (3, pues los 'Y aunque más penetrantes tienen en cambio una baja capacidad de ionización, estimándose que de cada 100 'Y recibidas en el tubo, una sola es capaz de ionizar y ser acusada.

Deste/lómetros o contadores de deste/los.-Tienen por antecesor el espintariscopio de Crokes, en el que se produce un destello de luz visible, cuando una radiación al chocar con los átomos de ciertas sustancias como el sulfuro de zinc, llamadas corrientemente fósforos por sus propiedades, desplazan la posición de alguno de sus electrones excitándoles. Al ceder éste la energía recibida vuelve a su estado normal emitiendo una radiación electromagnética comprendida en las frecuencias de la luz visible. El espintariscopio fue sustituido por la cámara de ionización, y ésta por los contadores Geiger-Müller, aún en uso, que tuvieron gran aceptación y servicio, pese a su pequeña sensibilidad receptora, que es en parte compensada multiplicando el número de tubos en cada aparato. Aún conocido el principio del espintariscopio, su transformación en el Destellómetro no fue conseguido hasta después de la Guerra Mundial. Hacia 1954 se obtu· vieron nuevos fósforos, mucho más eficaces, partiendo de preparados que se activaban por inclusión, en sus redes cristalinas, de pequeñas cantidades de algún elemento, principalmente talio, que servía de activador, produciendo niveles adicionales de energía, en los que Jos electrones pueden entrar durante su excitación, cayendo de ellos al volver a su estado normal. Estos nuevos fósforos constituyen dos grupos: los inorgánicos casi todos, ioduros activados generalmente con talio, como Nal(Tl), Kl(Tl), Csl(Tl), Csl(Na), Lil(Eu) y Ca F 2 (Eu); y los orgánicos antraceno, naftaleno y otros. El fósforo más frecuentemente utilizado en estos detectores es el ioduro sódico Nal(TI), y la frecuencia de las radiaciones producidas alcanzan no sólo la luz visible sino también la ultravioleta. El descubrimiento de estos cuerpos permitió la aplicación del llamado tubo fotomultiplicador que, colocado a continuación del fósforo y dotado de un mango puede ser manejado cómodamente por el operador. Del conjunto, que tiene una longitud de unos 30 cm parte un cable conductor que lo une al circuito electrónico transistorizado, que puede llevarse colgado, o bien apoyado en el suelo, según su peso. Este circuito permite aumentar la corriente producida, para su mejor medición, y va provisto de un sistema integrador de los choques en distintas escalas.

463


El cuerpo manual, que es el verdadero detector, Ueva en su extremo posterior, en lugar visible para el operador, la esfera de medidas que cubre una gama de es· calas comprendidas entre O y 50 a 150, según los modelos y O a 15 000 choques por segundo, con un error del 5 al 10 por ciento. El cuerpo del circuito electróni· co, en forma de caja, lleva los mandos reguladores y 3 pilas de 1,5 V como sistema de alimentación, y el peso oscila entre 3,5 a 5 kg. Los destellómetros han sido concebidos para extremadas condiciones climáti~as en su trabajo de campo, siendo capaces de prestar buen servicio entre -25° y + 50 ºC, teniendo una estanqueidad que le permite soportar una inmersión bajo 0,5 al m de agua. La capacidad de detección de estos aparatos es elevada para los rayos gamma, pudiendo estimarse del orden del 50 por ciento, pero si estas radiaciones son ..de baja frecuencia pueden alcanzar hasta un 95 por ciento. A esta capacidad de medida, condiciones de estanqueidad, posibilidad de servicio en condiciones extremas de temperatura, y utilización por un solo operador, hay que añadir su aplicación en la prospección aérea.

En la figura VJ.6 se esquemalizan las partes principales del grupo detector de un gammámetro. Su funcionamiento es el siguiente: Las radiaciones a y {3 quedan absorbidas por una placa de vidrio en la que las -y pasan sin dificultad a la cámara del fósforo, dondf" por efecto Compton se cambia su onda a una de menor energía, que queda denlro de la gama correspondiente a las luces visible y ultravioleta, produciéndose un
V

Fotocátodo Electrón emitido por el cátodo Tubo fofomultipltcador

.:.. 11

>
E:"--...¡.__r:-..._ Emisor de elertrones secundarios

Fig. Vl-6

464


Emanómetro.- Es el detector utilizado pan el radón l{6 Ra 222 y sus isótopos torón 220 y actinón 219. El aparato modcln de prospec<·ión consiste en esencia en un destelloinetro completó, una sonda. y u11a Lotella de aire comprimido con su trampa neumática para extraer la emanación del sondro practicado. La fase detectora va toda ella en una caja y consta de una cámara dP de~tellos, de 125 cm 3 , cuya pared in tema está revestida de un ffo;foro, que suele ser sulfuro de cinc activado con plata S Zn (Ag); un tubo fotomultiplir.ador, con tensión de 1.000 a l.500voltios, alimentado con 3 pilas de 1,5 V y un lTansformador-convertidor de corriente contínua; circuito eléctrico de integración y lectllra directa, etc. Esta •caja, cuyo peso cargada resulta de unos 6 Kg, se encuentra 1•n condiciones de estanqueidad y de servicio en condiciones ex lr<'mas de Lcrnpcralura en forma semejante a Las señaladas para los destdlómelros norma.ks. El error de lectura es de un 5 por ciento para las escalas de sensibilidad de choques reales, comprendidas entre O a 3 y O a 300 choques por segundo. que registran estos aparatos.

Berilómetro.- Entre las diversas rnodificacio1m:: hechas al . El aparato consísle en un pequeño destc:Jlómetro. t'On su correspondiente tubo fotomultiplicador. bajo cuyo conjunto :;e encuentra aislado por adecuada defensa de plomo, un isótopo radiactivo, el anlimonio 51 Sb 124 emisor de rayos -y de energía alta, que alcanzando a los minerales de berilio, sitos l'rl las proximidades de esta fuente radiactiva, los excita y emiten neutrones que son del:ectados. Lámparas ultravioletas. - Sabemos que el cfrcto fotoeléctrico es e1 fenómeno según el cual se produce un'! em ision de electrones por /a materia cuando ésta se ilumina con una luz ele clt'terminada frf"t:ll<'tll'ia. También vimos que si una onda electromagnética incide sobre una sustancia se produce. por efecto Compton, una onda secundaria de menor f'rernencia. Se trata de una absorción de radiaciones, con emisión de nuevas radiaciones de menor Pnergía, que pueden hallarse en el espectro de luz visible, en cuy o caso se tiene la se11sación de que fuera la propia sus· tancia la que emitiera espontáneamente esta luz, qui' puede prt'l'Cntar coloración determinada. Este fenómeno imcle denominarse fluorescencia, pero en determinadas sustancias parte de la ent'rgí·a recibida es almacenada por la materia y se va eliminando gradualmente hasta su agotamiento. Durante. este período de reajuste energético la fluorescencia es mantenida ofreciendo una intensidad luminosa cada vez más débil, hasta desaparecer, proceso que recibe el nombre de .fosforPscencia. En ocasiones Ja 011da secundaria tiene una frecuencia fuera de la luz visible y no hay fluorescencia, pero sin embargo, la energía acumulada puede ser eliminada en ondas con frecuencias dentro

465

Becquerel en 1.859 estableció el principio de las lámparas fluorescentes, proponiendo su utilización como medio para iluminar con lámparas de aire enrarecido provistas de materias fosforescentes, y Edison, tras comprobar en 1.896 que la radiación invisible catódica podía transformarse en radiación visible mediante sustancias fluorescentes, construyó modelos que dieron ocasión a Ja primer patente de lámparas eléctricas fluorescentes otorgadas en 1.893 a Edíso11, habiéndose introducido desde entonces innovaciones diversas, moruficando los resultados, consiguiendo también que se produzcan luces de diversos colores. Si en los métodos radiactivos fueran utilizadas lámparas ultravioletas dr rayos de longitudes de onda grandes, próximas a los 4.000 A, que es la frontera con lu luz visible, la onda secundaria producida podría alcanzar la frecuencia de los infrarrojos, no consiguiéndose fluorescencia apreciable. Por ello se utilizan ultravioletas de longitud de onda corta, del orden de 2.500 A, ya en el umbral de los rayos X. Son bactericidas, producen vitamina O y pueden causar lesiones en los ojos y piel, pero la onda secundaria obtenida queda dentro dt>l campo de La Luz visible, con color que depende de la pérdida de energía que tenga la onda primaria, como consecuencia del tipo de sustancia incidida. Para conseguir la longitud de onda de 2.500 A se utiliza una ampolla de cuarzo fundido, o de vidrio al níquel (permeable a las radiaciones tiltravioleta) en cuyo interior se mantiene una atmósfera inerte, de argón o criptó11, a una presión baja de 8 a l O mm, donde se encuentra volatilizado un poco de mercurio. La emisión de Jos electrones de bombardeo se consigu~ por métodos termo· wz visible iónicos merced a un electrodo que puede ser de cualquiera de los dos tipos utilizados. El llamado de cátodo calientr consiste en un filamento de wolframio, Electrón secundario enrollado y recubierto de óxidos Lérreoalcalinos, generalmente estroncio o bario, cuya temperatura de emisión de electroAfamo de mercurio nes es alcanzada por el paso de la corriente eléctrica a través del filamento, que actúa de resistencia. En Jos de cátodo frío el electrodo es un cilindro cuya superficie rstá cubierta de materiales emisores, y romo la Lemperatura de servicio es infrrior a la de los calirntes, también <·s m1•11or el ré:gimen de corriente uti]izaFig. Vl-7 zado y más larga la vida de la lámpara. En ésta, el esquema de funcionamiento puede seguirse en la figura V1-7. El clec-


466

trodo, por emisión tcrmoiónica dcsprcnn1os de medida, y los resultados de Ja ddec<:ión son apr<'ciados por el ojo humano, por contrastes por mu1·stras patrón pre:wntei, o memorizadas. Como modelos de. campo se utilizan diversos tipos ele transportt•s, y mtrc eJlos alguno muy liviano que lleva, todo el equipo, rnmpa<'Ludo d<'ntro de un lubo, de 4 cm. dC' diámetro y 38 cm. de longitud JIHJll<'jabJe con una sola mano encenrlido inclusive.

V l-1.7.

Pro~ección

radiométrica

roca:- que contienen drmt·nto~ radiaC"<·uan I ía. corno pul'd<· aprcciar;:c rn la Tabla Jl dondl' t ambi~n :;;1· tifra11 lo,; 1·onll'nido,; rn alguna::- aguas. qur llevan 1·sto;:: elcmr11los <"rt disolución, y alguno:; n>mptH':>tos orgánico:> qu<·. como d pclróko y alguno,; <·arbone;;. lo" 1·011ti1·111•n 1•11 aprt•i·iabli· 1·anlida1\. ~¡ a lo,.; <'<>m¡.>u<':;to;., tk uranio. torio y producto,; t•n rnlueidas <'antidadt•,-., l'omu ,..lll·edt· 1·011 algunos 1h- lo,; <·itado:en la Tabla l. <'omprcnd<"rt'lllOs que en d 1·a111po ::>it'lllJHI' a1·u,..:arnnui- una rndiadividad mínima. ronorida 1·omo rut"do rl1• .fn11do loeal, qu<' hahrú !11· ~1·r i;um-irlnada como unidad basl', a parlir d<' la cual los \oalorr~ supl'riun·,, ubtrnidol' dcbrn sn considerados corno anomalía po:-iti\ ~1 ) trndul'ido:< l'on la inlnprdaciún que pro· cede, <'n forma 111ctódil'a ) ordt•11adt1, rl1•biC"11do l'l opnador eludir pnjuirio~ qul' invollmt aríamen le le ••h·jcn dt> la realidad.

Detección.- E\.il'I<'

tivo:s

f'll

ma)

or

u

1111

gran núnwro de

11H·nor

Así, por ej1·rnplo, sobre un importante <-riadcro de U o Th ¡nu•1k lwht·nw acumulado suficiente recubrimü,nto para anuiar las radi
40

~

40 20 Ca

+e

CAP. VI.· METOOOS RADIOMETRICOS

467

En el 11 por ciento restante del K40 es liberado un electTÓn cortical, con transformación del potasio en argón: 19

K4º--~ is A4o +e

Como consecuencia del estado de excitación que sufren los núcleos del K4 º en estas transformaciones, son emitidas también radiaciones 'Y de energía alta, con una longitud de onda de 0,008 A.. Hasta hace poco tiempo la detección radiométrica era dedicada, casi en excluTABLAVl-5

DETECCION

DETECTADOS

1) Criaderos de minerales radiactivos

2) Criaderos de minerales asociados con radiacti· vos

3) Rocas con diversos grados de radiactividad

4) Estructuras y dataciones geológicas

5) Testificación geofísica "

a) Uranio b)Torio c) Especies uranotoríferas a) Monacitas b) Tierras raras e) Tántalo-niobitas y_ sus paragenéticos (Sn, W, Ti) d) Berilio e) Vanadio (carnotita, tyuyamunita, francevillita) f) Potásicos (silvinita, camalita,alunita) g) Feldespatos potásicos h) Muscovita i) Petróleos j) Ciertos carbones k) Ciertos •asfaltos a) Areniscas b) Pizarras bituminosas c) Hipogénicas y volcánicas d) Sedimentarias e) Metamórficas f) Aluviones y placeres a) Fallas b) Diques pegmatíticos c) Límites formativos a) Minerales y rocas aflorantes b) Sondeos

468


siva a la búsqueda de minerales de uranio, pero su campo de aplicación ha sido extendido merced a los resultados de una práctica constante y mejora de los aparatos utilizados, que hoy pueden también aplicarse al hallazgo del berilio, que no es radiactivo, a yacimientos· de sales poiásicas, ºfilones de fosforita, ciertos minerales metálicos paragenéticos del U, petróleo, ciertos carbones y asfaltos, etc. así como la localización de diquespegmatíticos, delimitación de terrenos geológicamente distintos (hipogénicos ácidos y básicos, volcánicos, sedimentarios y meta· m6rficos) mediante el reconocimiento de sus gradientes de radiactividades específicas locales, pudiendo en consecuencia confeccionar también los correspondientes mapas geológicos y metalogenéticos. Dado el sencillo manejo de los detectores radiométricos, su economía de servicio por un solo observador, y la rapidez en la toma de datos, que en los destellómetros es de solo unos segundo por lectura, son eficaz complemento para otros tipos de prospecciones, como las eléctricas y mag· nética, tanto terrestres como áreas, especialmente en éstas en las que con un solo vuelo pueden obtenerse contrastes de anomalías. No debemos olvidar la detección con lámparas ultravioletas, tanto por su buen servicio como por la espectacular fluorescencia que origina en las rocas alcanzadas, debida a distintos minerales de uranio y también a otros muchos no radiactivos, como scheelita, powelita, circonio, aragonito, celestina, etc., etc. La aplicación de estos detectores queda limitada a los materiales superficiales al descubierto, sean rocas fijas, cantos rodados, arenas sueltas, o preconcentrados de batea, en los que muchas veces no hay posibilidad de apreciar a simple vista las especies intere· sadas. El achacable inconveniente es la limitación de su uso a las incomodidades del horario nocturno. Haciendo una recapitulación de posibilidades con la detección, podemos señalar las figuradas en la Tabla IV-5. Prospección radiométrica de superfície. - En la zona interesada se comienza con

el recorrido de una serie de itinerarios por sendas, caminos, carreteras, cauces de río$ y, en general, todos los lugares transitables de fácil acceso, llevando detectores livianos que por Jo menos sean capaces de apreciar manifestaciones radiactivas por contraste, es decir, si el ruido corriente de fondo sufre elevaciones y en qué cuantía aparente al alcanzar determinados espacios, que se irán señalando en un mapa, y a falta de éste, en un croquis provisional que ha de levantarse sobre la marcha, durante la cual si es posible se tomarán muestras al igual que se efectuarán bateados de las tierras procedentes de aquellos lugares que parezcan acusar notables anomalías radiactivas. Tanto las muestras como los concentrados de batea serán transportados a la base de operaciones para su detallado estudio, que puede consistir en una inspección ultravioleta seguida de un examen microscópico ·con 30 a 50 aumentos, siendo ello suficiente las más de las \Teces para dar una idea de la composición mineralógica

CAP. VI.· METODOS RADIOMETRICOS

469

del lestigo, y si éste parf><:c ser interesante bajo el punto de vista radiactivo puede complelarsC' el ensayo comparando, con un contador, un patrón de uranio o torio, de concentración conocida, con Ja muestra testigo, que será pulverizada al mismo tiempo que aquel, con igual peso, y situándola a la misma distancia que el patrón respecto del contador, obtenié11dosf> su valor relativo por una simple proporción. Si se sospecha que la muestra contiene torio y uranio, se coloca en polvo sobre una bandeja de espesor suficiente para impedir sea atravesado por las partículas ex y (3. Sobre la muestra se colocará un hetámetro y debajo un gammánlf•tro. Del saldo de conteos de uno y otro aparato se deduce la proporción entre los rayos {3 y 'Y emitidos, cuyo valor es sabido para las series conocidas (Ver Tabla Vl-1), haciendo una corrección por el exceso de torio o falta de potasio. Si el valor obtenido se compara como anteriormente, con una muestra patrón, se obtendrá un resultado bastante concordante con Ja realidad. Dada la lentitud de los recorridos hechos a pie, actualmente es preferible ia utilización de un vehículo todo terreno, en el que adf'más puedan llevarse detectores de mayor alcance y precisión, toda vez que su superior peso ya no es problema. La velocidad de marcha es del orden de unos 20 Km/h, con paradas en Los puntos que se f'Stimcn para su C'tamrn, loma de muestras y batr.ado, que ahora pueden ser másnumerosos pues''º hay inconvenientes en llevar en sacos cuantas tierras brutas convenga. hasta su lugar de lavado. A fin de eliminar las radiaciones ex y {3 aminorando los ruidos de fondo, el detector debe ser alejado del suelo, colocándolo sobre el techo dd vehículo o en· una pequeña torre a él adaptada. También en el supuesto de largos itinera.-ios, con el fin de evitar fatiga al observador puede lkvarst' un sistema de alarma que entre en servicio tan pronto como la radiactividad sobrepase, en el punto alcanzado, un límite prefijado. Los datos obtenidos con esta somera prospección serán examinados en la base y de ellos habrá de deducirse la convrniencia ele abandonar la zona, o por el contrario someterla a una más meticulosa investigación. En est e íiüimo supuesto los lugares que. han acusado una mayor actividad radiactiva se rán puntos de partida para estudios zonales todavía ligeros, pero más meticulosos que anteriormente, procurando deducir los límites aproximados entre el perímetro con anomalías positivas y el mido de fondo, que será dibujado provisionalmente en los mapas y croquis.

En fase posterior se cuadriculará el terreno o terrenos, supuestos interesantes, con w1a dimensión de malla de acuerdo con lu importancia y detalle que se pretenda, puclienc!o variar entre 5 y 50 ó 100 m En estos dos últimos casos, después de prospectados las mallas grandes, para examen general. habrán d0 subdividirse en otras más pequefias en los lugares convenimtcs, para información más detallada dependiente del tipo de investigación pretendida, que pueda ser el hallazgo


470

de depósitos de minerales, información geológica sobre terrenos y estructuras, o la suma de todo ello. No tienen carácter de valor absoluto los datos obtenidos, pues pueden venir influenciados por los diferentes espesores de recubrimiento, fugas de radón, efectos derivados de la topografía, y otros. A veces lo que ha sido considerado como mido de fondo se reduce debido a un cambio con terrenos de menor radiación, pero en otras ocasiones esta reducción es muy importante. El motivo de esta anomalía negativa es ocasionado por que los anticlinales que contienen petróleo presentan inferior radiactividad que las formaciones geológicas circundantes, por que la migración de aceite, desde el depósito, ha producido impregnaciones que detienen la radiación. En esta propiedad se basa un método de prospección petrolífera. Los datos puntuales obtenidos en el campo, por itinerarios y cuadrículas, son trasladados al plano, confeccionando por interpolación de curvas de isorradiactividad que sirven para la adecuada interpretación del subsuelo. La figura VI-8 resuelve el descubrimiento de un filón de micropegmatita descompuesta, mineralizado en estaño, tantalita y niobita.

Sección por la calicata

Fig. Vl-8

Prospección radiométrica aéroa.-Ha sido posible merced al descubrimiento del

destellómetro y a las mejoras, de adaptación y sensibilidad, en ellos introducidas


471

para su utilización en este servicio, que puede simultanearse en el mismo \ruelo con otros métodos como los magnéticos y eléctricos. La radiometría aérea ha demostrado en diversos países sus cxc<'Jtmtes aplicaciones en el descubrimiento de importantes depósitos uraníferos, cornprohándose también Ja buena correlación entre la geología acusada por los deteclores y la real observada en el suelo. La limitación del método se basa en su ineficacia sobre las aguas, que actúan a modo de pantalla impidiendo la radiación. Normalmente se utilizan aviones ligeros que puedan volar lo más cerca posible del suelo. El lecho de sPrvicio varía entre los J 5 m sobre terrrnos JJanos y despejados, y los 180 como lírnilc de clara aprec1ación. Los vuelos se efectúan en líneas rectas equidistantes entre 50 y 300 m según sea la altura menor o mayor. que son repetidas en dirección normal l'Slablreicndo una red de cuadrículas. El avión además del detector lleva un equipo formado por una sonda radioaltimétrica, que en coincidencia con el registro de radiactividad inscribe con¡;tantemente la allura de vuelo por encima del nivel del suelo, dato!'.< dt' suma importaucia pu<'sto que las señales recibidas por el detector son mucho ruá!> inwnsas cuan lo mayor i,ra su pro· ximidad al terreno. Cuando sea precisa una prosp1·1Tión rn~s dt'tallada o el terreno sea muy qu<'brado impidiendo el servicio ele un avión, rt'sulta de gran utilidad eJ helicóptero que ademá.c: posee la ventaja de poder aterrizar en cualquier lugar y manteners<· paralizado en el aire para toma de delalks de interés. Ademác;, como sucede en el Colorado, puede seguir itinerarios a pequeña y constan le distanria de las paredes de los cafiones oríllánuolos todo el tiempo. Testificación radíométrica de los sondeos.- En el capitulo correspondiente hablamos de una de las aplicaciones más interesantes de este método. Vf-1.8. Ejemplos

Criaderos complejos de Sn, Ta y Nb. - Siguiendo con el Geiger un intinerario de simple rutina, orillando un pcquefio río, fue constatada una cierta radiactividad, mayor que el ruido de fondo que era de unos 30 choques por segundo, resultando aconsejable un lavado con batea, cuyo resultado fué prácticamente nulo. Examinadas las márgenes del río en su orilla izquierda volvió a localizarse alguna radiactividad que seguía acusándose subiendo una vaguada, hasta llegar a un lugar en que eran pcrc·eptibles 130 choques asentando el aparato en tierra. Amayor cota se reducía rl conteo hasta alcanzar otra vez el mínimo.

Iniciados itinerarios a un lado y otro del punto de mayor radiactividad fué definida una fajad(· terreno, cubierta por acarreos y tierra vegetal, en la que el detec· tor sefialaba valore:¡ ea¡,i constantes de 130 choques. Ejecu tada una ca/ieata lransvrrsal en un punto de la faja, fué cortado, bajo re· rnLrimit'11Lo dt' 30 cm, un dique de micropegmatita descompuesta, de 0,80 m de


472

potencia, que se siguió en 3 m, con una trancada. El buzamiento resultó ser de 30° respecto de la horizontal y no hubo modificación en la anchura. (Fig. V r-8). Tomadas muestras y lavadas meticulosamente •con la batea dieron concentra· dos con un 0,5 por ciento, respecto del bruto, de minerales negros en partícu!as de 0,25 a l mm, siendo las mayores de casiterila según se apreciaba con la lupa. Un demuestre posterior, seguido de análisis químico, acusó una metalización del 0,3 por ciento de estaño y 0,05 por ciento de pentóxido de tánlalo y niobio sin rliscriminar. El resultado fué el descubrimiento de un yacimiento de posible interés económico a cielo abierto, pero no rentable en labores subterráneas, especialmente considerando la poca seguridad de las pizarras que formaban la roca el<' caja, y f'] encarecimiento de una concentración mecánica para materiales de granulometría excesivamente reducida. Sin embargo quedó demostrada una vez más la posibilidad de prospectar radiométricamente, con reducidos costos, minerales no radiactivos que vayan acompafíados de éstos, o llevan introducido uranio o torio en sus redes cristalinas. Yacimientos uraníferos.- Una prospección iniciada bajo el supuesto de zona ade-

cuada para uranio, que se cfecluó con dcstellómetro, acuso 110 ruído de fondo varia300

Perfil Radiométrico

;;:-

>

250

ri o

20()

'C

e

"~ o

150

~

100

" 2"

so

e;

o

lsorradas

So----'

so

-~

cg Fig. Vl-9

473


ble entre 30 y 50 A.V. P: en diversos itinerarios, hasta que en uno de éstos alcanzó valores notablemente superiores que fueron advertidos en otras varias ocasiones animando por fin a establecer un a red de cuadrículas de 30 m de lado, sobre las que primeramente se efectuaron recorridos según sus diagonales, seleccionando después las parcelas más interesantes, que se subdividieron en 9 cuadrados de 10 m de lad¿, y por último algunos de éstos, de acuerdo con la importancia acusada, se volvieron a dividir en 4 cuadrados de 5 metros. Tomadas las radiactividades acusadas por cada uno de los vértices, y trasladados a un plano los resultados obtenidos, fueron interpolados los puntos correspondientes a los valores enteros 50, 100, 150, 200, 250 y 300 A. V.P. para la confección de las rcs~ectivas isorradas (Fig. VJ-9) figurando la 50 como límite de los ruidos dr fondo, y la 300 como máximo percibido, que de hecho correspondió a un solo punto. F:I examen del plano conseguido daba la impresión de existir un filón oculto, vista la normalidad pn:i;cn tada por la alineación de los puntos que ofrecían máximos radiartivos, pero trabajos realizados bastante superficialmente solo acusaron fracturas sin relleno. provocadas por los movimientos hcrciniano y posteriores. que determinaron corridas de meRor resistencia en las pizarras cambrianas de la formación, asentadas sobre basamento de granito, poco profundo a juzgar por apófisis próximas. Las grietas y fisuras sirvieron de fácil camino a las soluciones mineraJizadoras cuyo orígcn m rl granito debía ser desechado en un principio, en virtud de la poca radiactividad que éste presentaba en sus apófisis. Preparadas muestras procedentes de la trituración de pizarras extraídas en los trabajos, se encontraron piritas, óxidos de hierro originados por descomposición de aquellas, y minerales secundarios de uranio, fácilmente acusados por la lámpara ultravioleta. El más abundante de estos era la autunita, en forma de manchas amarillas, que aparecía interestratificada entre las fajas de deposición de las piza. rras, y tanto la autunita como los demás minerales aparecían muy diseminados en la formación, pareciendo hallarse allí desde el período de deposición, siendo post erior su movilización, merced a las 3euuas de circulación.

*

capítulo VII

la testificación geofísica

V 11-1 . Antecedentes

A título hil>liográfico haré constar los nombres de C. y M. Schlumberger, H. G. Doll, M. Martín, G. E. Archie, E. G. Leonardon, E. F. Straton, R. G. Hamilton, a quien se debe el descubrimiento y avances técnicos de estos procedimientos. Los métodos geofísicos que vamos a tratar fueron ideados y empleados por primera vez por los hermanos Schlumherger y hoy se e"mplean en el mundo entero en forma lal, que convenientemente complementados entre sí, son casi insustituibles en la técnica de los sondeos mecánicos. Si hace algún tiempo, cuando únicamente se empleaba la testificación eléctrica en el interior de las perforaciones, hubiésemos dicho que el diagrama suministrado sobre un papel fotográfico llegaba a ser superior al testigo mecánico, nos hubiesen reprochado nuestro apasionamiento geofísico, con bastantes razones para ello. Pero hoy podemos decir, sin temor a equivocarnos, que los testigos geofísicos, adecuadamente aplicados y estudiados en conjunto, dan un resultado superior a los testigos mecániccs ordinarios, teniendo en cuenta las características de la mayoría de los problemas mineros a resolver, y especialmente considerando el factor económico. Esto lo veremos con sólo analizar someramente alguno de sus numerosos métodos, que en conjunto han revolucionado la técnica de los sondeos, sobre todo en el campo del petróleo. V 11-1. 1. 1mportancia técnica y económica

La principal ventaja de es.tas nuevas técnicas es la velocidad que imprime a Jos sonileos y por lo tanto el ahorro de tiempo, ya que si efectuamos un sondeo sin testigo mecánico, se pueden emplear procedimientos más rápidos de perforación, resultando más económicos. 475

476


Una vez efectuado el sondeo, podremos realizar en cuestión de horas las si· guientes mediciones geofísicas: Resistividad y Polarización espontánea (o Porosidad), Radiaciones Gamma; Registro neutrónico; dirección y buzamiento de las capas; ángulo y dirección de desviación del sondeo; elasticidad y velocidad; testificación inductiva y densidad de las capas. Todos estos métodos tienen la ventaja sobre el testigo mecánico de que si bien nadie puede negar la conveniencia de tenerlo en la mano, en cambio la determinación de la profundidad de cada medición es mucho más precisa de la que se consigue con ese testigo , siempre más o menos roto en pedazos y des· gastado en sus extremos. Por otra parte la dirección y buzamiento determinados eléctricamente, los espesores exactos de las formaciones y como complemento los métodos radiactivos y sísmicos y, para terminar, eJ sacamuestras lateral, completan la prospección del sondeo con resultados que son muy superiores a los clásicos. Lo olv:idernos tampoco que, a veces, la presión de los barros ha podido desalojar el petróleo contenido en un testigo mecánico, arenoso e incluso taponar accidentalmente la caplt, haciéndonos que la pasemos desapercibida o la demos como no productiva. Entonces la testificación geofísica nos da los medios para localizar la enmascarada capa de petróleo con exactitud de posición y potencia, indicándonos sus características y su mayor o menor interés, para poder hacer las pruebas de producción con las máximas probabilidades de éxito. Vll-2. Testificación eléctrica

Con la testificación eléctrica se inician estos procedimientos en el interior de los sondeos. En realidad se trata de una modalidad del método eléctrico, pues tiene por objeto principal hacer un perfil de resistividad y potencial, a lo largo de las paredes de la perforación. Consiste en un aparato eléctrico de medida, con registro automático continuo, que utiliza, como fuente de energía, corriente alterna cuadrada o, lo q11e es lo mismo, corriente continua, con un inversor rotativo. Del aparato montado sobre camión, parte u.n cable cuatripolar, al extremo del cual se encuentra el portaeleclrodos, del que salen las tomas del circuito de alimentación o de corriente y las del circuito de medida del potencial. Se emplean diferentes disposiciones de los electrodos, pero son corrient es los de las figuras vrr.1 y VU-2, Cltyos resultados suelen ser bastante diferentes para un mismo sondeo, lo que resulta de mucho interés para complementarlos y conseguir una buena interpretación de los distintos gráficos registrados. Las diferencias mayores de resistividad p se observan con el disposítivo llamado normal o de potencial. La fórmula que da el potencial y que veremos más adelan-

1

l

1

CAP. VII.· LA TESTIFICACION GEOFISICA

Cimión cabina del Equipo de Testificación Geofísica

Equipo de Testificación Geofísica

477


478

N B

A

M N

A

F19. Vll-1

Fig. Vll-2

te es:

V p: 4 7r AM 1

De ella se deduce que p es proporcional al potencial V ya que 47rAM es constante; Lambién lo es para cada medición. En el disposilivo Laleral o de gradiente p

= 4 1r

AM AN . !l. V

MN

1

p es función de la pequeña diferencia del potencial Á V entre M y N, pues haciendo M N muy

B

pequeño, con relación a su distancia a la entrada de corriente A, el resultado es proximamente el gradiente del potencial del campo producido. Por estas razones, el dispositirn normal se llama sonda de potencial y el Lateral, sonda de

gradiente. Teoría del método.-Se trata, como hemos dicho, de un caso particular del rnélodo de resistividades de :mperficie aplicado al interior de un sondeo.

El circuito AB (fig. VJI-3) es el de corriente y el MN el de medida del potencial.

,~,,

..--

,' I

I

.. --- .....

I

1 1

.. . 1

1

:'

.

1

A

1

''

I I I

\

\ ,,_

I

,'

.............

F19. Vll-3

/

/

/

479

CAP. VII.- LA TESTIFICACION GEOFISICA

Supongamos que la diferencia de potencial entre MN Sea!>. V enlonces t>.V=RI

R= !>.V 1

Si consideramos homogénea la roca y con resistividad p, 1a resistencia de una cor teza esférica de espesor !>.r será ÁR= pó..r 4tr r2

Entre dos esferas de radios r Y r' sería, r'

R=

J

pÁr =-

4 tr r 2

_p_ 4 tr

( r'l_l)=_E_· r 4 tr

r' - r

r' r

r

y por lo tanto

R= AV 1

=

..E_ . r' - r 4tr

r' r

de donde se saca ó.V p=4tr-l-

r' r r' - r

midiendo 1 y !>.V con el aparato y conociendo r y r' por la separación de los clcclrodos t'tl d mismo, podrt'mos calcular la resistividad de la formación en cada lugar del sondeo, lo que se hace automáticamente y en registro contínuo. Esta misma distribución es la que se llama sonda normal o de potencial, cuando la distancia AM es pequeña con relación a la MN y se llama sonda lateral, aquella en la que los electrodos están distanciados en forma tal que MN es pequeño en comparación con AM. La distancia desde A al punto medio O entre los dos elect rodos M y N nos da la profundización de las mediciones dentro de la formación. La cantidad de potencial medido se aproxima bastante en la sonda latera) a la fuerz.a del campo eléctrico o al gradient e del potencial en el punto O. A la distancia AO se le denomina espaciamiento de 1;i sonda. Las fórmulas aplicadas son las mismas citadas anteriormente. En cuanto a la distribución de la figura Vll-2 es igual si se cambian los circuitos debido al principio de reciprocidad que dice, que si en una determinada distribución de electrodos 1, 2, 3, 4 hacemos pasar la corriente por 1 y 2 y medimos el potencial en 3 y 4, obtendremos el mismo resultado que haciendo pasar la misma corriente por 3 y 4 y midiendo entre 1 y2. Método del e lectrodo único.-Hagamos pasar la corriente eléctrica al terreno ent re un electrodo de tierra fijo B y otro móvil A (fig. VII-4) que llamaremos de registro y que recorre el int erior del sondeo.


480

Entre ambos c:;tá iutercalado el aparato de medida, que con dispositivos electrónicos registra el valor de RA =Y... que 1

B

llamaremos resist<>ncia aparPnle df!l circuito ( *) para cada posición de A en el interior del mismo. 1 es la corriente introducida al terreno y V la caída de potenciaL

____e - ---r-2r

La fórmula básica que rige la gráfica de resistencia obtenida en el registrador, al recorrer el sondeo el electrodo A es la siguiente: R

=j·ct

p . .E...!:_2 47rl

=L(l- .!.) 47r

r

Fíg. Vll-4

d

r

donde p es la resistividad de la formación; L la variable de integración; r =radio de electrodo; d =radio de la esfera que limita el volumen del terreno utilizado para el cálculo de R; Res Ja resistencia de un volumen de formación comprendido entre la superficie del electrodo de radio r y la esfera concéntrica de radio d. En Ja figura Vll-5 se ha representado Ja gráfica de R en función de d (expresado en múltiplos de r) para una formación isótropa de resistividad p. Dando valores crecientes a d, en la fórmula anterior, se ve que R tiende asintóticamente al valor 2r

5r

Fig. Vlf-5

lOr

de RE=_!!_ cuando d =oo. 41T r

Examinada la gráfica (figura VU-5) de la función R se observa que para w1 valor de d =5r, R =0,8 RE y para un valor d= 10r, R=0,9 RE. De donde se deduce la importante propiedad de que los terrenos situados a una distancia del electrodo superior a cinco veces el diámetro del electrodo, ejercen poca influencia en el valor de la resistencia. Como r es constante, p será proporcional a RE ; puesto que p = 4 7r r RE. Por lo tanto, midiendo RE conoceremos la resistividad de la formación en la que está sumergido el electrodo de rcgisb·o. Prácticamente lo que se mide es RA que es la resistencia aparente con lo que obtendremos una resistividad también aparente, (*)

Testificación de un sondeo a rotación de la cuenca carbonífera astur-leonesa, por R. Gea y Jaureguizar.

r

I


481

e --

-~N -·

-------

M

Fig. Vll-6

pero que será siempre la misma para formaciones iguales, cualquiera que sea su situación o profundidad. Porosidad.-Se llama fenómeno de porosidad o de potencial espontáneo SP al que se produce a lo largo de los barros de un sondeo, a consecuencia de la porosidad de las capas atravesadas. Esquemáticamente, se puede representar el fenómeno y dispositivo empleado para su medida como en la figura Vll-6. El potencial máximo se manifiesta frente a una capa porosa de agua salada o de petróleo, debido a fenómenos de electrofiltración y electroquímica.

El potencial de electrofiltración está relacionado con la diferencia piezométrica, que obliga a los lodos a penetrar parcialmente en las formaciones permeables o viceversa.

Se puede expresar de la siguiente forma: /1V= m·p·p V

siendo: v = viscosidad p = resistividad p = presión hidrostática diferencial m = coeficiente función de la porosidad. El potencial electroquímico es función de las actividades iónicas de los lodos con relación al agua de las formaciones permeables adyacentes. El diagrama ordinario de testificación eléctrica es aquél que contiene los de porosidad y de resistividad, pues por comparación de ambos se llega a la resolución de problemas de mucho interés. Por ejemplo, en el de la figura VIl-7, las arcillas dan valor mínimo de ambas medidas; las margas, algo mayor resistividad. El agua salada, mínimo de p y máximo de SP. La capa de arenas petrolíferas máximo de ambos, resultado difícil de confundir con ningún otro horizonte geológico. La velocidad operatoria de este método suele ser de 200 a 600 metros de longi·

482


tud de ~ondeo por !tora: el regislro es continuo r se hal't' automática-

PoroSodad

Reststtv1dad

------r--.-----.-.------orena arcillosa

menle bobrc papel o película foto· gráfica. No es utilizable en sondeol\ entubados o secos. El Microlog.-Sc trata de una variedad del mismo método de te::.ti· ficació11 eléctrica dado a <'onocer por R. G. Ooll, Director de la Casa Schlumberger norl<'amcricana, en

margas arcillosos

(!renos con petróleo

1950. En esencia no f'S más que una sonda cspt'cial portaclectrodos que empica an dispositivo de medida para di11lancias muy pequeñas entre. electrodos. Estos están montado:;

aguo salada

arene arcillosa

Fig. Vll-7

y l'mpotra unos milímetros en un patín df' caucho (fig. \ JJ-8) en forma tal. que quedan casi aislados de los barros del sondeo. lk esta m:rnrr;.i, no solamente se mide la rcsi,;tividad de· volúmenes muy pequeños de ht part'd del sondro. sino que queda casi anulada la influencia de esos barro!>. F:I patín se adap1a ~icmpre a la pared con la misma presión, gral'ias a un mecanismo especial de muelles.

Fig. Vll-8

La distanria entre electrodos es de 2,!5 centímetros y como hay tres en linf'a, se puede hacer la medición con espaciamiento de electro

483

en ambos son las mismas mencionadas, pero se suelen llamar micronormal y microlateral; la primera cuando la medida se hace entre M1 y M2 , que se llaman micro lateral AM 1 M2 o microlateral 2,5 por 2,5 centímetros. La característica principal del método, que se ha convertido en un magnífico complemento de la testificación ordinaria, es que se destacan con gran precisión los contactos de terrenos, y muy especialmente las delgadas fisuras de las capas calizas, que pasan totalmente desapercibidas en el otro. También ha dado un resultado muy buc::no para calcular Ja potencia de las capas de carbón, lo que se llega a hacer con dos o tres centímetros de error. Microlog

Resistividad NormBI

, 0

1--- - -- - -

u lef¿,.,,¡

-

100~ ___s~------ - - ---1

o 1

Normal

so

100

1

~iñ_.!'..º§F~~--!!1f

Además, r esulta diferente y mucho más neto el diagrama de porosidad debido al especial aislamiento de los electrodos. Su campo de aplicación es grande en cuanto a las dimensiones de la perforación, pues el portaelectrodos se puede extender entre límites de 100 a 700 milímetros de diámetro.

En la figura VII-9 se puede hacer la comparación entre los diagramas de rcsisti vid ad normal y lateral de una trstlficación ordinaria y la de los obtenidos con el microlog: normal de 2,5 centímc1ros y normal de 5 centímetros. Testificación inductiva Un método eléctrico ideado para trabajar en el interior de un sondeo seco o con barros no conductores (por ejemplo, barros a base de petróleo), es el de inducción aunque no es aplicable cuando la perforación está entubada con tubo metá-

lico. Fig. Vll-9

Fundamentalmente consiste en una bobina transmisora, por

484


Ja que se hace pasar una corriente alterna, produciéndose un campo magnético en el terreno que lo rodea. Este campo, a su vez, induce una fuerza electromotriz a otra bobina receptora. Si la corriente alterna de alimentación del emisor es constante, la magnitud de las corrientes inducidas al receptor son proporcionales a la conductividad del terreno atravesado. Los diagramas de resistividad por el método ordinario y por el inductivo resultan muy parecidos. El aparato o sonda inductiva que se introduce en la perforación contiene ambas bobinas: emisora y receptora; su longitud total es del orden de 14 pies y su diámetro máximo, de 4 l/8". Pesa unos 120 kgs. V 11-2.1. Testificación radiactiva

Está basado el método en que las diferentes sustancias de la tierra contienen, en mayor o menos proporción, materiales radiactivos que emiten radiaciones gamma. Por ejemplo, mientras que las calizas, dolomías, areniscas y sal común son materiales poco o prácticamente nada radiactivos, la potasa, las pizarras y ciertas margas y arcillas emiten gran cantidad de estas radiaciones. El aparato está contenido en una sonda especial que va unido como todas, al cable de medida; es en esencia un tubo del tipo Geiger-Muller. Como en todos los métodos que estamos explicando, el registro es eléctrico y sobre papel fotográfico. El sistema se ha destacado, principalmente, p"r haber tenido grandes éxitos en la distinción de capas
CAP. VII.- LA TESTIFICAC ION GEOFISICA

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Posteriormente, una vez entubado el sondeo, se determinan por el método radiactivo los lugares exactos de las mencionadas balas, con lo que se pueden relacionar todos los diagramas, para marcar el sitio donde perforar la tubería para puesta en producción del petróleo. Registro de neutrones.-El equipo contador de rayos gamma puede ser utiliza- _ do de otras formas añadiéndole una fuente de neutrones que se colocará corno medio metro por debajo del detector_ Este emisor de neutrones puede ser una mezcla de berylium y de bromuro de radio introducida en una pequeña cápsula. Un cuerpo así da alrededor de 107 neutrones por segundo y 1011 gammas por segundo y por gramo de radio contenjdo. Una pantalla de plomo ocupa el espacio entre el emisor de rayos y el detector que sirve para detener o desviar la cantidad principal de rayos gamma que pudiesen pasar directos desde la fuente radiactiva al citado detector. La mayoría de los neutrones del emisor, pasan a la formación y chocan con los nucleones de los átomos c~terúdos en la roca. Entonces resulta que pierden la mayor parte de su energía si su choque es con nucleones de hidrógeno y muy poca si lo hacen con otros nucleones más corrientes conterúdos en la formación. Después de un cierto número de colisiones con hidrógeno los neuh·ones se difunden en la formación y son absorbidos por ella. En estas reacciones de neutrones se produce emisión de rayos gamma y una cierta proporción de éstos llegan al detector. Si la formación no contiene hidrógeno o contiene poco, los neutrones chocarán muchas veces antes de ser absorbidos y habrá una gran cantidad de rayos gamma que se registrarán en el receptor. Si hay mucho hidrógeno en las capas, entonces los neutrones serán absorbidos en seguida en las proximidades de la fuente radiactiva y serán muy pocas las radiaciones gamma que lleguen al citado receptor. Por consiguiente en la curva de neutrones se podrán distinguir como valores mínimos las zonas de mayor cantidad de hidrógeno y por lo tanto de agua y de ~údrocarburos.

Registro de densidades Se emplea desde hace algún tiempo un método de registro de densidades por rayos gamma en el interior del sondeo. El método se funda en la absorción de rayos gamma por los distintos bancos de la formación que es aproximadamente proporcional a la densidad. El poder obtener este registro relativo de densidades es de gran utilidad para Ja interpretación de los mapas gravirnétricos. Vll-2.2. Testificación sísmica Tiene mucha importancia pero se da en el Capítulo de Métodos Sísmicos.

486


Vll-2.3. Testificación de carácteristicas del sondeo Medición de la sección del sondeo Determinadas operaciones ulteriores en el interior de los sondeos obligan a conocer su secc1on exacta en cada lugar. Esto permite saber, por ejemplo, la cantidad de material a emplear en las cementaciones. Pero lo más importante es que permite corregir los gráficos de resistividad obtenidos, que vienen bastante afectados por las irregularidades de la perforación. Con eUo se consiguen medidas eléctricas que se pueden considerar como verdaderas. El aparato (fig. VIl-10) liene tres flejes que se van adaptando a las paredes del sondeo y al estirarse o contraerse accionan un vástago de hierro que se mueve en el interior de dos bobinas. Por una de ellas pasa una corriente alterna de magiútud constante. En la otra variará Ja corriente inducida con el movimiento del vástago y, por lo tanto, con la sección del sondeo. El resultado se regislra en un gráfico, sobre papel fotográfico, como de costumbre, que da directamente el área de la sección en pulgadas cuadradas. Inclinación y dirección de las capas

Fig. Vll-10

lnclinómetro.-La determinación de Ja inclinación y dirección de las capas de una formación en los sondeos es, desde hace mucho tiempo , uno de los grandes problemas de la prospección. Si bien es posible conocer Ja inclinación con el testigo mecánico, la dirección queda siempre indeterminada. Pues bien, el procedimiento de Schlumberger (fig. VII-ll) si tiene sus inconvenientes y fallos como todos los métodos geofísicos, al menos se puede decir que es mejor que los demás existentes hasta la fecha, con la ventaja siempre de economizar el testigo mecánico. El aparato llamado corrientemente inclinómetro es una sonda portaelectrodos de tres polos, cuyas salidas están situadas en un plano horizontal, o más bien perpendicular, al eje del taladro. Para conseguir la invariabilidad de este plano

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Plano de la formación

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con relación al sondeo, va montado el sistema sobre un largo eje con tres flejes guía en cada extremo. Además en la parte superior del sistema lleva un aparato llamado fotoclinómetro, que describimos más adelante.

El funcionamiento del conjunto es el siguiente (fig. VU-12): Los tres electrodos van unidos 3 2 a tres galvanómetros que cierran sus circuitos independientes a través del suelo, para medir, simulFig. Vll -12 táneamente, Ja porosidad del sondeo; pero igualmente se emplea la resistividad en casos determinados. Estos tres diagramas quedarán registrados sobre un mismo papel fotográfico pero desfasados a causa de la inclinación de la capa. Conociendo su posición relativa a 120 grados y el diámetro de Ja circunferencia que los contiene, es fácil calcular la inclinación de la capa, suponiendo al sondeo vertical. Cuando no lo es perfectamente, como en los casos corrientes, hay que conocer esta desviación, para corregir los resultados. Además, en cualquier caso, habrá que saber cuál ha sido la posición de los electrodos con relación al norte, para calcular la dirección del buzamiento determinado. Para todo ello llevarl aparato el sistema auxiliar llamado fotoclinómetro.

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El equipo completo (fig. VII-13) tiene unos 25 pies de longitud y pesa casi 200 kgs. Los citados brazos contienen dos electrodos cada uno en dos planos horizontales. Son de goma y están montados a 120 grados. Cuando se hace la prospección por porosidad se emplea un solo plano de electrodos, pero se utilizan los dos cuando se determinan los diágramas de resistividad. El fotoclinómetro.- Como hemos indicado, este aparato va montado en la parte superior del vástago, y tiene por objeto la determinación de la inclinadón del eje del sondeo, la dirección de ésta y la orientación de todo el sistema ( *). Estos datos han de quedar fotografiados periódicamente a medida que se impresionan los gráficos eléctricos. El instrumento consta de una aguja magnética, un cas-

Fotoclinómetro

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( *) Nota: Exploration Geophysics The Photoclinometer Jakosky.

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quete esférico de cristal, en el que se mueve libremente una bolita; una lente foto wáfica y una película de 35 milímetros, que ha de impresionar todos estos datos a la vez (fig. VU-14). El dispositivo queda explicado en la figura Vll-14 y una fotografía de posición es como la figura \1 Il-15. En un reconocimiento de una pequeña longitud de sonsondeo se hace una fotografía al principio y otra al final, en el recorrido de bajada, y luego se repite la posicjón de partida después del recorrido de subida. En un reconocimiento largo se suele hacer una cada 200 pies. La carga completa de la máquina fotográfica admite 60 fotografías.

Toma de muestras lateral Uno de los inconvenientes de que adolecían los métodos que describimos al principio, es que el sondista tenía que fiarse de unos gráficos que, por mucha seguridad que les diesen, nunca llegaba a ser igual que el hecho de tener en la mano un testigo mecánico. Pues bien, el nuevo aparato toma-muestras proporciona un testigo de la formación a la profundidad exacta que se estime conveniente (fig. VII-16). En principio, el instrumento consiste en una serie de cañoncitos (fig. VII-17) (en algunos modelos hasta 18), que disparan unos cilindros, huecos por delante, contra la formación. El encendido se hace eléctricamente desde la cabina; la carga es de pólvora y los cilindros, que se llenan de esta forma de la roca atravesada, quedan colgando de unos muelles, siendo luego arrastrados al exterior al tirar del cable. Esto permite recoger y analizar su contenido.


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El sistema da muy buenos resultados en las formaciones blandas: arenas petrolíferas, carbón, margas arcillosas, etc. Los testigos tienen 3/4 de pulgada de diámetro y hasta dos pulgadas de longitud. Para materiales duros, como calizas, areniscas duras, etc., se emplea un nuevo procedimiento mucho más delicado, que consiste en una diminuta perforadora, con corona de diamantes, que sale en ángulo de 45 grados, de una sonda o aparato especial que la actúa electricamente, por medio de uno o varios motorcitos, y se obtienen testigos de 3/4 de pulgada de diámetro y 2 a 2,75 pulgadas de longitud. Antes de empezar la perforación lateral se fija todo el sistema en el lugar deseado del taladro, con una especie de ancla mecánfoa, en posición opuesta a la perforadora. Método termométrico

Se emplea principalmente para determinar la altura del cemento detrás de la tubería del sondeo. J El fundamento de la operación es que una vez realizada la cementación es necesario conocer la posición o nivel de ésta pues mientras fragua el cemento se produce una apreciable elevación de la temperatura. La operación se realiza entre 12 y 23 horas después de introducido el cemento. Cañones perforadores

Una vez determinada una capa petrolífera y entubado el sondeo es necesario ponerla rn producción. Para ello después de hechas las cementaciones pertinentes, hay que perforar la tubería o, en su caso, tubería, cemento y formación para conseguir la salida del petróleo.


490

Esto ha sido plenamente resuelto por la sonda disparadora. Estas sondas suelen construirse de 65 a 100 milímetros de diámetro, y hasta de 40 o más disparos independientes. Los disparos se controlan y limitan a voluntad desde la cabina central, por su dispositivo de resistencias variables en los circuitos encendedores de la pólvora; por Lanto, graduando e l envio de corriente. En general se efectúan simultáneamente 9 ó l O disparos. El calibre de las balas perforadoras suele ser de 1/4" a 1/2". Son de acero, pero tienen una cubierta de cobre o aluminio que facilita la penetración de la bala. Las cargas de pólvora son muy grandes y se logra que penetren las balas cerca de un melTo en la formación VI 1.3 Ejemplo de testificación geofísica Este trabajo ha sido realizado por el Instituto Gro lógico y Minero de España, en el Club de Puerta de Hierro.

Se han intentado localizar los posibles acuíferos, para mejor captación de las aguas de un pozo. El sondeo mecánico se realizó hasta una profundidad de 195 m, pero la sonda de testificación sólo se consiguió bajar hasta 190 m. Se empleó un equipo Geologger americano. Se realízaron las siguientes testificaciones: a) Rayos gamma: utilizando como fuente el Potasio 40. La sensibilidad empleada fue C-3 y un tiempo de integración de 4 seg.

La gráfica de esta testificación se presenta en la figura VII-18. b)

Resistividad: se empleó la sensibilidad de 200 ohms, a fin de escala.

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Polarización espontánea (P.S.): Ja sensibilidad fue de 100 m V a fin de escala.

Los registros de Resistividad y P.S., se realizan simultáneamente por el equipo. Las gráficas de ambos aparecen en Ja figura VIl-19. Es interesante destacar, que así como las mediciones de Resistividad y P.S., corresponden cxactamrnte con la profundidad de la sonda (que se aprecia con un error de 0,02 m), la sonda de Rayos Gamma, produce un desfasage en forma de retraso que es del orden de l ,50 m. Como la emisión de Rayos Gamma es un suceso estadístico, se recurre a medir los impulsos que se reciben en un determinado tiempo, tanto mayor, cuanto menor es la actividad de los terrenos, para aminorar el error estadístico. La velocidad de Ja sonda hay que adaptarla a esta constante de tiempo, para que el desplazamiento en la corrección de niveles, no sea excesivamente grande. lnterpretación.-Del Análisis de los tres registros, se deduce la gran alternancia de niveles arenosos y arcillosos a lo largo de todo el sondeo.


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CAP. VII.· LA TESTIFICACION GEOFISICA

Por su mayor porosidad (mayor P.S.), merece destacar los tramos arenosos comprendidos entre los 28 y 38 m, entre 50 y 60 m, entre 83 y 88 m, entre 99 y 117 m y entre 162 y 189 m. Todos corresponden a tramos de mayor Resistividad como se aprecia en el registro correspondiente y a tramos de menor 1 radiación en el registro de Rayos Gamma (con desfase de 1,50 m.). Los acuíferos constituídos por arenas «on agua limpia de sales, dan mayor resistividad que las demás capas que son arcillosas. Existen otros lechos, posiblemente acuíferos también, pero de menor espesor e interés. Sobre la gráfica de Rayos Gamma se han marcado punteadas las zonas que se consideran posibles acuíferos. Después de estos estudios, se aforó el pozo y ha dado más de 60 litros por segun· do, de agua muy buena como correspondía a las resistividades y porosidades medidas.

*

capítulo VIII

métodos geoquímicos Al hablar de Geoquímica podríamos abarcar mucho, pero pensamos extendernos muy poco, ya que no tratamos más que de hacer una somera exposición del tema. Están incluídos en esta ciencia los procesos fundamentales y endógenos de los elementos metálicos mineralogénicos. Los procesos magmáticos y postmagmáticos; procesos exhalativos; procesos de oxidación y reducción, etc.; y en resumen una extensa serie de fenómenos que podríamos incluir en la Geoquímica fundamental para distinguirlos de lo que llamaremos Geoquímicl Aplicada, cuya finalidad principal es realizar y estudiar los análisis químicos en forma adecuada, para que resulten útiles a la investigación y prospección de minerales en general. Hecha esta distinción, hablaremos casi exclusivamente de Geoquímica Aplicada y aún así muy someramente, pues a otros especialistas corresponde el tratar con detalle de los distintos aspectos de la Geoquímica fundamental o básica. Vlll-1. Generalidades

Las primeras noticias que tenemos sobre la idea de aplicar el análisis de aguas o de tierras para deducir la proximidad de un criadero mineral, data nada menos que del año 1540; fecha en que Biringuccio publica en Venecia su libro Pirotechnia. En él habla del análisis y estudio de residuos de las aguas, después de su evaporación, con finalidades de prospección de minerales. En nuestros conocimientos saltamos después cuatro siglos y el español Santiago Piña de Rubíes, en el Laboratorio de Investigaciones Físicas y más tarde en el IGME (1912 y 1928) desarrolla una técnica de excitación en arco con corriente contínua empleada luego mundialmente para prospecciones geoquímicas de metales. Las sensibilidades que logró con el espectrógrafo fueron exlraordinarias. Hacia 1929 da a conocer el alemán Laubmeyer sus estudios sobre los gases de la serie del metano, tomados del interior de pequefios sondeos y analizados para deducción de la posible existencia de .hidrocarburos. En 1935 el ruso Sokolov, perfecciona estos métodos con el mismo fin y en 1936 el americano Rosaire mejora pa495

496


ralclamente los mismos proccdimicnlos, a11alizando gast•s mucho más pesados. Desde Pntonces los avances de este nuevo tipo de prosprcciones han sido considerables, y .en Rusia, por ejemplo se ocupan oficialmente más de 1000 técnicos a este tipo de investigación. Vcamas en qué consisten los métodos actuales en líneas generales. En las primeras etapas dt> su desarrollo han ronstituído un interesante complemento de los métodos geofísiros, hasta el punlo de que los µrincipales autores dedicados a esta técnica, como son Jakosky, lleiland entre otros, lo consideran corno un capítulo más de los libros de texto dedicados a la enseñanza de la Geofísisiea Aplicada. Esto es normal si se tiene en cuenta que en sus primeras etapas, ni el hombre de laboratorio, ni el ~cólogo puro ha11 debido ser los adecuados para ordenar la prospección Geoqu ímica. Sin embargo, lo ha sido el Geofísico, que partiendo de una hase geológica imprescindible, ha Lenido mejores elementos para traducir las mediciones químicas en gráficos y mapas de isoanómalas, igual que lo hace con sus mediciones físicas, ingeniándose luego para interpretarlos complemenlando así los resultados geofísicos con lo!< geoquímicos. No obstante, desde hace no mucho tiempo, se empiezan a independizar los métodos geoquímicos pretendiendo constituir por sí solos una rama de la prospección minera. Parece natural, dada la importancia qut> les está reservada, pero no debemos olvidar que todos los métodos geofísicos y gcoquímicos se deben complementar adecuadamenle y que el último que ha aportado algo de interés a la interpretación de los mapas geológicos y Geofísicos ha sido el Gcoquímieo, que por sí solo cslaria expuesto a mucho.s fracasos o a desarrollar mal su importante misión, que aún tiene que pasar por muchas vicisitudes.

Vlll-2. Métodos Geoquímicos de prospección Ya que hablamos de métodos que se deben complementar entre sí veamos cuáles son las especiales características que los di::;tingucn: El Geólogo, que es a quien corresponden los primeros pasos, estudia desde la superficie los caracteres del terreno en cuanlo a sus aspectos petrológicos y paleontológicos; con ello determina la t'dad de las formaciones y sus condiciones, que pueden reunir o no, para contener mineralesaprovechahlcs económicamente, dr otras muchas deducciones científicas que no son de este capítulo. Lut>go, por sus estudios tectónicos deduce la morfología interna del subsuelo, a VCl'es hasta profundidades rclalivamente grandes, pero en general, se queda en pura~ drdw:-ciont•s qu<· han de SC'r comprobadas o determinadas y detalladas con otros método::; anlcR rlc 11 bicar un sondeo.

CAP. VIII.· METODOS GEOOUIMICOS

497

El geofísico, aunque se crea a veces exclusivo y suficil'nt c con sus proccdimien· tos, empieza en general, donos que han de df'cirle, si estaba en lo cierto en sus deducciones estratigráfico-tectónico-mineras. Pero en fin, ambas ciencias aplicad;L~, especialmente la geofísica, tienen una características común: que emplean normalmente métodos que pudiéramos llamar indirectos. La Geoquímica Aplicada. sin embargo, tiene una particularidad: se trata de que en general aclúa por la dclerminación directa

498

roca hipogénica se encontrarán 45 ó 50 elementos, y en un agua buena corriente de 25 a 30; entre ellos el oro y la plata. Si aplicamos estos mismos análisis a las plantas forestales nos encontraremos con que también contiene más cantidad de elementos minerales, comparables a los que encontramos en el agua superficial o subterránea. Por lo tanto, se comprende, que si analizamos las aguas, tierras, rocas o plantas por determinados elementos, podremos sacar consecuencias útiles para la localización de un criadero, no por su cantidad absoluta, sino por sus contrastes con los valores normales o del fondo regional que encontremos, fuera de su influencia directa. Migración.-Un criadero cualquiera es afectado por el agua de las formaciones geológicas, que provoca en él por disolución o por arrastre coloidal el fenómeno

CRIADEROS METALICOS

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-Fig. Vlll-1

CAP. VIII.- METODOS GEOQUIMICOS

499

de la migración de sus elementos, igual que lo provocarían ciertos gases o el petróleo. En los depóstios profundos, la migración está regida por la inestabilidad relativa de cada elemento, producida por la presión y por la temperatura, así como por la proporción de cada mineral en la formación y por la forma o estado ele cristalización en que se encuentra en la roca. El resultado es que en las proximidades de un yacimiento y a veces hasta distancias muy notables, se forman aureolas o halos característicos donde la geoquímica tiene una misión a cumplir. Esta migración se produce de preferencia de forma tal, que sobre la vertical de una masa mineral, se manifiestan las mayores auomalías (fig. VllI-1). En el caso de acumulaciones metálicas se han detectado hasta a profundidades de 300 m y quizá se detecten a mayores todavía. En el caso de hidrocarburos se han localizado con éxito depósitos situados a 3 y 4.000 m de profundidad.

VI 11 -2.1. Toma de muestras Para empezar cualquier prospección, lo primero que hay que hacer es la toma de muestras sobre el terreno. Veamos cómo se ordena. Esta toma de muestras depende tanto del tipo del problema a resolver, que solamente daremos una idea como orientación y refiriéndonos primero a criaderos metálicos. Reconocimiento de gran extensión Cuando se trata de un reconorimiento cuya finalidad es la de localizar provincias mineras, entonces las muestras se toman en forma de perfiles o de cuadrículas de 5 a 10 km. de lado. Como prospección para localizar criaderos, filones o masas, una vez determinada la región minera, se recomiendan las estaciones de 1 km. en 1 km. para interpolar luego de 100 en 100 m. de acuerdo con los resultados anteriores. Para localización de detalle en filones se lleva la toma de muestras hasta 1O m. de distancia mutua. En cuanto a la profundidad de La toma, también es muy discutible y siempre entra en juego tanto el tipo de problema a resolver como el factor económico.

Pero para tener una idea diremos que frente al problema de dt>pósitos mPtálicos, las muestras se toman en general a poca profundidad, pu<'s no Sf' han cnconlrado diferencias lo suficientemente grandes, para que compense f'ncarecer esta primera fase del prospector. Es corriente tomarlas a tres profundidades para cada punto: A los 10 cm. a los 20 cm. y a los 40 cm . El peso de las muestras suele ser del orden de 1 kg. que se muelf' para homogf'neizar, de la que se toma una parte de unos 25 g. para ser profirizada y de esta se pesan de 0,02 a 1 g. según el método de análisis que se emplee.


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Vlll-3. Métodos de análisis

Varían mucho según el problema que pretendemos resolver, pero los debemos estudiar separadamente según se trate de minerales metálicos o de hidrocarburos. VI 11-3.1. Criaderos metálicos

Para estos casos, las muestras se pueden analizar por los siguientes procedimientos: Laboratorios ordinarios de química, laboratorios químicos especiales, centrales o montados sobre camión. Métodos colorimétricos; Métodos espectrográficos de absorción atómica; &pectrógrafo ordinario; Espectrógrafo automático de registro digital; Detector de mercurio Lemaire; Cromatógrafo; y algún otro método fisicoquímico de menor interés. VII 1-3.2. Laboratorios de química

Puede ser empleado cualquier laboratorio de química, pero es corriente, muy útil y eficaz el organizarlos especialmente para los problemas principales y montar· los sobre camión. Estos tienen la ventaja de que se van haciendo los análisis directamente en el campo, lo que permite corregir inmediatamente posibles errores, entre otras muchas ventajas. En ellos se suelen emplear métodos sencillos y rápidos de los que daremos como ejemplo los de los laboratorios McPhar de Canadá! con las siguientes sensibilidades, según procedimiento empleado: Para casos de análisis de Cu, Pb, Zn, Ni y Co., se empieza por tratar la muestra con ácido nítrico caliente y después se emplean los reactivos indicados a conlinuación, obteniéndose las sensibilidades que se citan para 0,1 g. de muestra. Cu - 2,2' - b1quinolina: 5 p.p.m. Pb - Dittzona: 10 p.p.m. Zn Ditizona: 5 p.p.m. X-furildioxima: 2 p.p.m. Ni Co Tri-n-butylamina: 2,5 p.p.m.

Similares métodos se emplean para el Molibdeno, el Cromo, el Estaño, el Antimonio y otros. La interpretación tiene naturalmente sus complejidades, pues por ejemplo, el estudio del antimonio está relacionado no sólo con la posible existencia de minerales de antimonio, sino que sirve de guia para los yacimientos de oro y plata. VI 11-3.3. El Analizador de Mercurio

A continuación damos en líneas generales su fundamento:


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Se ha observado que debido a la gran movilidad y por lo tanto posibilidad de migración de los vapores de mercurio, se produce alrededor de ciertos minerales metálicos, especialmente los sulfuros, un halo de mercurio capaz de ser medido en superficie por los sistemas modernos de análisis. Las primeras investigaciones se hicieron analizando muestras por métodos húmedos y con espectrógrafo, pero desde hace poco se emplea tambíén con éxito un analizador para mercurio por absorción atómica tipo Lemaire, que consiste en lo siguiente: Se inb·oduce la muestra; se calienta y se mide la absorción de la línea de emisión 2537 Aº de Hg al pasar por el vapor dado por ella. La línea 2537 A se ha generado convenientemente por medio de una lámpara de Hg de baja presión. Este analizador de mercurio tiene una sensibilidad de 50 p.p.b. (50 · 10- 9 ) sobre una muestra de 1 g. y un límite superior de 25 p.p.m. con muestra de 0,1 g. Se emplea para la detección de sulfuros metálicos en general y en algunos casos también para oro y plata. Es interesante hacer resaltar hasta aquí, que según Fursov, ciertos yacimientos de Plomo que por su profundidad apenas se manifestaban por análisis directo, se determinaron claramente con el Detector de Mercurio, por tratarse de sulfuros. Esto es debido a que el plomo no migra con la facilidad del mercurio debido a fenómenos de presión mucho mayores para este último metal. El sistema falla mucho cuando la cantidad de materia orgánica que tiene la muestra tomada es elevada, pues nos enmascara el valor real que le corresponde, por su contenido en Hg. V 111-3.4. Aparatos de análisis Espectrofotómetro de Absorción atómica

Se emplea para determinaciones cuantitativas, cuando son necesarios métodos de extrema sensibilidad, para metales y metaloides en solución que se prepara de antemano. El aparato es de doble haz, y, cero electrónico y tres escalas de ajuste. El del IGME, tiene registro digital de los valores medios. Usando una calculadora especial, es posible traducir los valores medidos, directamente a concentración. En general dan el logaritmo de una función de concentración. Luego se interpreta mucho con gráficas en papel logarítmico en los que hemos puesto las muestras patrón. El del IGME funciona muy bien y sus sensibilidades para distintos elementos las damos a continuación. 0,01 p.p.m. 0,2 p.p.m. Ag Hg 0,01 p. p.m. Au 0, 1 p.p.m. Ni Bi 0,01 p. p.m. 0,02 p.p.m. Pb 0,2 p.p.m. Co 0,007 p.p.m. Sb As 0,5 p. p.m. O, 1 p.p.m. Sn 30,0 p.p.m. Cr 0,005 p.p.m. u 0,002 p.p.m. Cu 0,005 p.p.m. Zn 2,0 p.p.m. Ge


502

Entre los inconvenientes del método está Ja necesidad de preparar las muestras en disolución. Otro el que para cada elemento hay que emplear lámpara diferente. En cambio en la valoración de cada elemento cuando se ha preparado de antemano la solución, se tarda poco más de medio minuto, por muestra. Espectrógrafo óptico de emisión Existen modelos fotográficos y automáticos directos. Las muestras se preparan en forma de pastillas hcchaa con grafito. por las que ha de pasar una corriente de alta tensión. Puede llegar en algunos casos a una sensibilidad de 0,1 p.p.m. como el que tiene el IGME. Se aplica salvo excepciones, solamente a cationes. Pero los actuales aparatos de valoración automática, como el citado permiten valoraciones de hasta 40 elementos por muestra en 2 minutos. Como en todos, la preparación de la muestra, se cuenta como tiempo aparte y depende de las técnicas aplicadas. El nuestro dispone de 26 canales. Análisis Espectro Colorimétrico. Puede ser un método de campo, por la facilidad de llevar un laboratorio ambulante. Consiste en atacar la muestra con distintos reactivos o por fusión, después de analizar soluciones determinadas por su coloración al añadir reactivos adecuados a cada elemento. El instrumento es un colorímetro de absorción. Se consiguen las siguientes sensibilidades: '''la Ni 1 p.p.m. Co - - - - - 1,5 p.p.m. p.p.m. Pb 1 p.p.m. Zn----Mo-----p.p.m. Sn - - - - - 1 p.p.m. A s - - - - - 0,5 p.p.m. Cu 1 p.p.m. A g - - - - - 1 p.p.m. Hay que empezar por hacer Ja preparación en un tubo de ensayo, con su color que ha de ser comparado con muestras patrón. En el aparato hay que hacer la selección de longitud de onda para cada elemento.

Cromatrógrafo de gases En la investigación de hidrocarburos se recurre al cromatrógrafo. Consiste en una columna absorvente, con determinados productos colocados en pisos, cuyo análisis se ha de hacer a continuación. Estos métodos eran difíciles y delicados hasta hace poco, pero hoy han mejorado mucho sus aparatos automáticos y procedimientos, así como también sus tÍ'cnicas de vacío. Los análisis son menos rápidos y más delicados que los anteriores, pero es lo que corresponde al caso de hidrocarburos.

CAP. VIII.· METODOS GEOQUIMICOS

503

VII l-3.5 Mapas

Los mapas se suelen hacer a hase de isocontenidos, pero también se hacen dibujando las líneas lsoanómalas. Estos últimos e31:án basados en las diferencias con el fondo regional en relación con cada elemento y equivale a un residual, como los obtenidos en Geofísica. VI 11-3.6. Caso especial del petróleo

Hablemos un poco del caso de los hidrocarburos. Según Hortvitz, Presidente de unos Laboratorios de Investigación en Estados Unidos, cualquiera que sea la profundidad de un yacimiento de petróleo, tiende a migrar hacia la superficie, manifestándose al máximo sobre la vertical. Cuanto mayor es la presión del yacimiento más se acusan sobre el suelo. Además ha observado que sobre un yacimien· to en intensa explotacióu, las muestras tomadas para análisis, dejan hasta de producir anomalía apreciable. Su migración es prácticamente vertical, aunque tenga que atravesar formaciones cruzantes o fallas. En este caso de los hldrocarbnros, podría parecer conveniente el tomar las muestras de 15 a 20 m de profundidad, puesto que en principio aumenta con ella la pequefiísima impregnación que se ha de detectar, pero por razones entre otras económicas y de tiempo, lo corriente es tomarlas a profundidades fijas del orden de 1,5 a 3 m cuando se trata de la determinación directa de los hidrocarburos y prácticamente en superficie cuando los métodos sean indirectos, como cuando se analizan porfirinas metálicas. En este caso se toma la muestra al nivel del contacto de la tierra de labor donde el terreno contiene mayor proporción de materia orgánica, a unos 30 cm. En cuanto a Ja distancia relativa, es corriente hacer una cuadrícula de 0,5 millas de.lado, para luego interpolar si fuese necesario. Vlll-3.7. Interpretación en hidrocarburos

Hay que elegir adecuadamente los cuerpo¡; base de nuestros análisis y que han de dar lugar a nuestros mapas para su ulterior interpretación. Los primeros análisis se hacían a base de )Metano por encontrarse en mayor cantidad, pero tiene en cambio muchos riesgos, ya que se encuentra también como consecuencia de descomposiciones orgánicas superficiales. Por eso es hoy más corriente el analizar el Propano, el Etano y también el Butano y el Isobutano, este último se suele encontrar en cantidades demasiado débiles. Siguen, sin embargo, siendo de mucho interés los dos primeros como orientación en la zona y como complemento para una mejor interpretación. El resultado de estos análisis se expresa en microlitros de gas por kilo de roca. Existen otros métodos complementarios de mucho interés como el análisis de ciertos microorganismos o bacterias que se alimentan de los hidrocarburos que han escapudn del ya1.:imiento. Son técnicas complicadas no suficientemente estu· 1Ji,.Jao aún. Miden el poder de absorción que tienen frente al petróleo.


504

También, como hemos dicho, se analizan lo que se llaman porfirinas metálicas, que resultan de una síntesis orgánica de ciertos compuestos organo-metálicos que se han formado como consecuencia de la migración. Frecuentes en los análisis son el Nickel y algunas veces el Vanadio. Las muestras se suelen recoger sobre el suelo no labrado, pues la labor modifica su estructura, pero la toma es tota1mentt: superficial. Estos métodos muy modernos son un complemento de gran interés como puede verse en las figuras al comparar los resultados de los varios sistemas empleados (fig. VIII-2). Los técnicos Rebilly, Godard, Gerard y Issemann, Ingenieros de Geoservicios, dicen entre otras cosas de interés referente a hidrocarburos.

1.0 .- En Rusia se emplea la geoquimica en un 70% de sus campafias de investigación. Por otra parte Sokolov afirma que el 70% de las predicciones de la prospección geoquímica resulta correcta, aunque añade que para que esto se produzca, tienen que ser favorables los factores geológicos. 2. 0 .-Un yacimiento de fúdrocarburo da lugar a una migración o difusión continua de una parte de su mineral debido a la resultante de distintas fuerzas

HIDROCARBUROS

--

_ / Bac1ertaa

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Porftrtnaa

'\,.Etano, propano 11 Butano

/1 Fig. Vlll-2

............

sos


como son la gravitación, la presión, las diferencias de temperatura y las diferencias de concentración t>n1.re otras causas. Thta m(gración se ha comprobado que se produce principalmente en el sentido vertical y ascendente. La porosidad de las rocas influye naturalmente en la migración, pero no hay que olvidar que en la naturaleza no existen rocas que sean técnicamente impermeables. Solokov y Antonov dan cifras de velocidad de difusión en rocas más o menos impermeables. Estas velocidades varían entre 55 · 10- 6 y 60 · io- 7 cm/s Jo que no es despreciable a la escala de los tiempos geológicos. (En 200 años ha llegado a la superficie cuando procede de un depósito a 4000 m de profundidad). Aclaramos que avanza a unos 16 m por año). El JGME ha hecho algunas investigaciones contratadas a Geoservicios de París y a Barringer Co. del Canadá, en las que han colaborado nuestros técnicos.

PROSPECCION GEOQUIMICA ZONA DE BUR00S

2000

-

1500

o•, 1000

500 Propano

------·-...Estaciones 64

82 Fig. Vlll-3

-


506

PORFIRINAS Ol N1

BASOME'TRIA DE PROPANO

M'\T•nto&/Mll~

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Porflrlnas de NI

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8 78

70

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Fig. Vlll·4

Geoservicios empleando el análisis de gas propano. Barringer el de Bacterias y Porfirinas de Nickel. Como no han sido confirmados los resultados, sólo podemos decir que estos se complementan en forma tal, que pueden indicar un pequeño yacimiento de hidrocarburos, explotable o no, pues sería decir demasiado por ahora. Vemos los resultados gráficos C'n las figuras VUT-3 y VIIJ -4. Copiamos también de Geoservirios, unos mapas a base de propano en microlitros por kg de roca. (Figs. VUI-5 y VlJJ-6). La figura Vlll-5 indica en principio una t•structura anticlinal marcada por La aureola de máximos que debía contenrr petróleo. Las anomalías más destacadas nos marcan los bordes. Un estudio sísmico nos aclararía si había estructura y cierre. La figura Vlll-6 es un yacimiento en explotación perfectamente conocido y vemos el mapa de isocontenidos en Propano, que marca con bastante claridad la forma y contornos del yacimiento a pesar de su irregularidad debido a dos fallas. Vemos en el plano dos líneas isobatas del techo del depósito.

CAP. VIII.· METODOS GEOOUIMICOS

507

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CURVAS DE ISOCONTENIDO EN PROPANO

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-

1 Fig. Vlll-5

TRATADO DE GEOFISICA APLICAOA

508 MAPA

DE

ISOCONTENIDOS

en PROPANO, en mlcrolltroa por kg. de muestra PERFILES con estaciones a O'O mlllaa

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Fig. VI 11·6

509

CAP. VIII.- METODOS GEOOUIMICOS

Vlll-4. Biogeoquímica

Otro de los métodos con que se abordan lo(problemas Geoquímicos es a través de las plantas. Damos algunos datos suministrados por López de Azcona, en sus investigaciones sobre asimilación elemental selectiva de los vegetales. Si analizamos las plantas naturales que cubren la tierra veremos que contienen gran cantidad de elementos minerales. Pero muchos de ellos, aunque nos extrañe a primera vista, son tan naturales, que sin ellos no prosperaría el vegetal y que si se buscan se encontrarán siempre en pequeñísimas cantidades en el suelo. Ejemplo de estos son: Boro, Zinc, Hierro, Cobre, Manganeso y Molibdeno, entre otros. Si no se encontrasen se producirían fenómenos carenciales en la planta, con sus fatales consecuencias. Pero al mismo tiempo que éstos, asimila por las raíces otros, que si bien no le son necesarios, sabemos exactamente el efecto que les produce: pasan a formar parte de sus tejidos cuandó se encuentran en el suelo a su alcance. Entre ellos citaremos el oro, la plata, el plomo, el estaño y el selenio. Los análisis de estas plantas traducidos en mapas o en gráficos nos permitirán ciertas deducciones que pueden ser de estimable valor.

*

capítulo IX

sensores remotos Hemos añadido este capítulo al libro, por creer corresponde su rlesarrollo al in· vestigador geofísico, que es quien mejor puede dedicarse a estas complejas inter· pretaciones. Los sensores remotos se refieren casi siempre a parámetros físicos y cuando no lo sean específicamente, como en el caso de la fotografía simple, constituyen complemento imprescindible para una buena interpretación. Veamos muy someramen· te como se explican y en que consisten. Desde el punto de vista de los reconocimientos geológicos, geofísicos y mineros son técnicas de sensores remotos, los procedimientos de detección o evaluación a distancia de minerales, rocas y aguas en general de Ja corteza terrestre. Estas mediciones se pueden hacer desde avión, volando a alturas relativamente bajas o desde naves espaciales acondicionadas. Cada uno nos suministra valores distintos que se pueden complementar. El Centro Americano de Fotointerpretación de Bogotá, dependiente a su vez del Instituto Internacional de Servicio Aéreo y Técnicas de la Tierra (1.T.C.) de Holanda, es el único de lengua española que tiene como misión principal el estudio de los datos suministrados por diferentes satélites entre otros el ERTS-1 que se desplaza a 496 millas de la Tierra y el SKY-LA B cuya órbita queda a 435 Km de altura. Los métodos empleados son muy variados y complejos y un ejemplo podría darlo el aeromagnético. Pero cuando se trata de descifrar imágenes físicas tomadas a 800 Km de altura, hay que emplear procedimientos que se salen de Jo clásico hasta la fecha(*). En circunstancias tan desfavorables, ningún método es suficiente por sí solo y el complementar adecuadamente métodos de detección de varios parámetros físicos, se hace casi indispensable, si queremos Llegar a interpretaciones geológicas y mineras técnicamente buenas y aprovechables económicamente. Como los sensores remotos nos aportan datos de un valor incalculable como complement o de otras m1'diciones, podemos decir que quien mejor uso puede ha-

(*)Nota· Ref. HUNTING GROUP REVIEW AUTUMN, 1973. 511

512


cer de los resultados obtenidos de este tipo de mediciones a distancia, es e1 especialista en Geofísica aplicada con una preparación geológica suficiente, si pretende llegar a resultados eficaces en su interpretación. Por Sensor Remoto se consiguen entre otras las siguientes mediciones:

1. 0 2. 0 3.0 4. 0

Magnéticas - desde avión y satélite. Electromagnéticas - desde avión. Radiométricas - desde avión. Gravimétricas - desde . avión cuyos resultados son hasta la fecha de poca precisión (de 2 ó 3 gammas de error) y desde satélite. 5.0 Radar - desde avión y satélite. Los impulsos de energía del radar son emiti· dos desde el avión o satélite y son reflejados después desde la superficie terrestre, para ser captados por medio de una antena receptora. Las imágenes de radar son transformadas en imágenes fotográficas y por medio de un transforma· dor de señales que cambia los ecos de radar en haz de electrones, que son proyectados a un tubo de rayos catódicos; la luz producida se registra sobre una película de características especiales. Permite trabajar de día y de noche o cubierto de nubes. Posee como iluminación propia las ondas de radio. 6.0 Radio altimétricas - desde avión. Son métodos convencionales empleados corrientemente en las prospecciones aéreas. 7.° Fotografía pancromática ordinaria, como complemento de las de avión y satélite y de otras con distinta banda. 8.° Fotografía en Infrarrojo con filtros difer<•nl'e~ - desde avión y satélite. 9.° Fotografía nwltirspectral con 4 bandas d<> dif<'r<'ntf onda: azul, vPrd<', rojo y amarillo - desde avión y satélite. l O. 0 Mapas tfrmicos con regi.stradores de infrarrojos. Es interesante para problc· mas hidrogcológicos. Mide contrastes de 0,5ºC de la Tíerra y de la superficie del mar. Localiza corrientes marinas calientes. Cartografía fallas que rezuman a.,aua y líneas de fuentes, etc. Tambifn en Geotermia, localización de fuentes calientes. Localización de anomalías térmicas asociadas a mineralizaciones. En Geología diferenciación de rocas sedimentarias por sus contrastes de temperatura, cuando el contraste visual es pequeño. Recordemos, por la importancia r n el campo de los sensores remotos, que el principío de la fotografía lo descubrió el físico Aristóteles hacia el año 330 a. J.C. Entonces avanzaban las ciencias muy despacio y hasta 1727 no llegó a producir el alemán Johan Heirich Schulz unas imágenes que pronto se horraron. Pasados 100 años se hicieron fotografías conservables. El paso gigantesco lo significa, el que se pueda fotografiar la Tierra desde una nave espacial que se mueve a gran velocidad y alturas de más de 500 Km y que esas fotografías tengan una resolución

513

CAP. IX.- SENSORES REMOTOS

actual en laboratorio~ dr 50 m con la esperanza de estar a punto de ser resueltos objetos de 2 m Je dimensiór1 horizontal. Diversas compañías han d(·dicado parte de su actividad a las técnicas de sensores remotos. Su esfuerzo principal lo han hecho en los.últimos años para el estudio c interpretación de las imágenes del Satélite ERTS-1 tomadas desde 800 Km de altitud. Las imágenes de radar equivalen a una buena fotografía del terreno y se distinguen en ellas buzamientos, anticlinaks y fallas. Tienen Ja ventaja de que no solamente pueden trabajar de noche, sino con la zona totalmente cubierta de nubes. También se han obtenido grandes éxitos con las interpretaciones de las fotografías de rayos infrarrojos y mttltiespcctrales. El satélite ERTS-1 fué especialmente diseñado para cartografiar recursos naturales de la Tierra. La realidad es que los sensores remotos de las naves espaciales son un magnífico complemento de las técnicas geofísicas, tanto de superficie como marinas; como lo estudiado e interpretado se hace sobre mapas o imágenes de Ja Tierra obtenidas por procedimientos físicos , no hemos tenido inconveniente en asimilarlos a nuestros métodos, haciendo la interpretación de estas imágenes. Las correspondientes a los satélites tienen especiales ventajas: Las imágenes son de una cobertura muy grande, del orden de 16 Km 2 y a los pocos días se repiten, aunque en condiciones algo diferentes con relación a la posición del Sol y a la inclinación de los rayos. Cualquier cambio o movimiento que se haya producido en ese tiempo será detectado, lo que permitirá corregjr posibles l:'rrores de anteriores interpretaciones. El llamado SIR (SidP looking radar) produce mapas de gran valor por la penetración del radar, sobre todo en las zonas donde casi siempre está cubierto por nubes. La inclinación de los rayos produce efe.ctos diferentes de sombra en la imagen del terreno, lo que aumenta las posibilidades para una buena interpretación de los mapas. Las fotografías multicspcctrales con 4 bandas de ondas, proporcionan datos que convcni<'nlcmt'nfr romplemcntados, resultan de un valor incalculable para muchos prohl<'mas g;i-ológicos, rntrl:' otros los grandes accidentes tectónicos de la corteza.

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