Tema 1. Sondeo Eléctrico Vertical

SONDEO ELÉCTRICO VERTICAL

Métodos Eléctricos II Mayo 2016

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SONDEO ELÉCTRICO VERTICAL Las medidas de resistividad eléctrica del subsuelo son habituales en las prospecciones geofísicas. Su finalidad es detectar y localizar cuerpos y estructuras geológicas basándose en su contraste resistivo. El método consiste en la inyección de corriente continua o de baja frecuencia en el terreno mediante un par de electrodos y la determinación, mediante otro par de electrodos, de la diferencia de potencial. La magnitud de esta medida depende, entre otras variables, de la distribución de resistividades de las estructuras del subsuelo, de las distancias entre los electrodos y de la corriente inyectada. Resistividad eléctrica de suelos La resistividad eléctrica r de un material describe la dificultad que encuentra la corriente a su paso por él. De igual manera se puede definir la conductividad s como la facilidad que encuentra la corriente eléctrica al atravesar el material. La resistencia eléctrica que presenta un conductor homogéneo viene determinada por la resistividad del material que lo constituye y la geometría del conductor. Para un conductor rectilíneo y homogéneo de sección s y longitud l la resistencia eléctrica es

A partir de esta ecuación podemos despejar la resistividad

La unidad de resistividad en el Sistema Internacional es el ohm por metro (W×m). La conductividad se define como el inverso de la resistividad

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La unidad de conductividad en el Sistema Internacional es el siemens (S). La resistividad es una de las magnitudes físicas con mayor amplitud de variación para diversos materiales. Además, su valor depende de diversos factores como la temperatura, humedad o presión. Estrictamente hablando todos los cuerpos son eléctricamente conductores dado que permiten, en mayor o menor medida, el paso de portadores de cargas eléctricas. Estos portadores pueden ser electrones o iones, hecho que permite distinguir entre dos tipos de conductividad: electrónica e iónica. Los cuerpos con conductividad electrónica se clasifican en metales y semiconductores. Los cuerpos con conductividad iónica se conocen como electrolitos si no presentan forma gaseosa. El mecanismo de la conductividad de los metales puede imaginarse como debido a que los electrones de valencia de sus átomos pueden moverse libremente entre la red cristalina que éstos forman, sin vinculación a ninguno determinado. La facilidad de movimiento de los electrones y su gran número redundan en una conductividad muy elevada. Su resistencia aumenta con la temperatura y con el contenido de impurezas. La resistividad de los metales a temperatura normal varía entre 10-8 y 10-7 Wm. Son pocos y muy escasos los componentes de la corteza terrestre que posean conductividad metálica. Entre ellos se cuentan los metales nativos (oro, plata, cobre, estaño) y quizá algún mineral poco abundante como la ullmanita (NiSbS). Los minerales semiconductores son muchos y de gran importancia práctica. Su resistividad depende de su contenido en impurezas, a veces en grado extremo. Además su conductividad aumenta con la temperatura. Por ello, no cabe esperar que la resistividad de una especie mineralógica determinada pueda representarse por un dato único, sino que puede variar dentro de límites amplios. En general los teluros y los arseniuros son conductores muy buenos. Los sulfuros suelen entrar también entre los conductores buenos, con excepciones como la blenda y el cinabrio. Los óxidos, y los compuestos de antimonio suelen ser malos conductores, con la excepción de la magnetita. Ahora bien, estos minerales no suelen aparecer en la naturaleza de forma individual, sino en asociaciones, y junto con una ganga 2

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frecuentemente aislante (cuarzo, calcita, etc.), por lo que la resistividad conjunta del filón puede variar mucho de unos casos a otros. El agua pura es muy poco conductora a causa de su muy reducida disociación. La resistividad del agua destilada es de unos 105 Wm por lo que puede considerarse como aislante. Las aguas que se encuentran en la naturaleza presentan, sin embargo, conductividad apreciable, pues siempre tienen disuelta alguna sal, generalmente NaCl. Así las aguas de lagos y arroyos de alta montaña varían entre 103 Wm y 3´103 Wm, las aguas subterráneas tienen resistividades de 1 a 20 Wm, y las aguas marinas tienen una resistividad de unos 0,2 Wm. Si la resistividad de las rocas dependiese únicamente de los minerales constituyentes, habrían de considerarse como aislantes en la inmensa mayoría de los casos, puesto que el cuarzo, los silicatos, la calcita, las sales, etc., lo son prácticamente. Sólo en el caso de que la roca contuviese minerales semiconductores en cantidad apreciable, podría considerarse como conductora, es decir, sólo lo serían las menas metálicas. Afortunadamente, todas las rocas tienen poros en proporción mayor o menor, los cuales suelen estar ocupados total o parcialmente por electrolitos, de lo que resulta que, en conjunto, las rocas se comportan como conductores iónicos, de resistividad muy variable según los casos. La resistividad de las rocas puede variar en margen amplísimo en función del contenido en agua, de la salinidad de ésta y del modo de distribución de los poros. La resistividad de las rocas también depende de la temperatura a la que se encuentre ya que la temperatura influye notablemente en la resistividad de los fluidos que hay en los poros. En concreto, un descenso de la temperatura provoca un aumento de la resistividad y en el punto de congelación el agua pasa a ser un dieléctrico mal conductor. Por último, cabe mencionar que la resistividad de algunos minerales, y como consecuencia de las rocas que estos forman, varía según la dirección de medida que se toma, es decir, que presentan anisotropía. La formación de estratos puede producir anisotropía. Tal es el caso de las rocas sedimentarias. En general este efecto será débil dada la aleatoriedad de las orientaciones de los minerales en la roca. 3

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El suelo es una mezcla de rocas, gases, agua y otros materiales orgánicos e inorgánicos. Esta mezcla hace que la resistividad del suelo aparte de depender de su composición intrínseca, dependa de otros factores externos como la temperatura, la humedad, presión, etc. que pueden provocar que un mismo suelo presente resistividades diferentes con el tiempo. De entre todos los factores, la humedad es el más importante; además, es el que se puede alterar más fácilmente mediante la lluvia o el riego del suelo. Diferentes grados de humedad para un mismo terreno darían lugar a resistividades diferentes que podrían llevarnos a interpretaciones erróneas de los materiales constituyentes del suelo. Una limitación del método resistivo es su alta sensibilidad a pequeñas variaciones de la conductividad cerca de la superficie, debido por ejemplo al contenido de humedad. Hablando en términos electrónicos, el nivel de ruido es alto. Una topografía accidentada puede tener un efecto similar, ya que el flujo de corriente se concentra en los valles y se dispersa en las colinas. Como resultado se distorsionan las superficies equipotenciales produciendo falsas anomalías. Sondeo eléctrico vertical. La finalidad del sondeo eléctrico vertical (SEV) es averiguar la distribución vertical en profundidad de las resistividades aparentes bajo el punto sondeado a partir de medidas de la diferencia de potencial en la superficie. Se utiliza sobre todo para detectar y establecer los límites de capas horizontales de suelo estratificado.

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La profundidad de penetración de la corriente eléctrica depende de la separación de los electrodos inyectores AB. Si la distancia entre los electrodos AB aumenta, la corriente circula a mayor profundidad pero su densidad disminuye. Para un medio isótropo y homogéneo, el 50% de la corriente circula por encima de la profundidad AB/2 y el 70.6% por encima de una profundidad AB (Orellana, 1982). Sin embargo, no es posible fijar una profundidad límite por debajo de la cual el subsuelo no influye en el SEV, ya que la densidad de corriente disminuye de modo suave y gradual, sin anularse nunca. Podría pensarse que la es proporcional a AB. Sin embargo esto no es cierto en general puesto que lo dicho sólo es válido para un subsuelo homogéneo. Durante mucho tiempo, en prospección geoeléctrica en corriente continua, la profundidad de investigación ha sido considerada sinónimo de la profundidad de penetración de la corriente. Sin embargo, el efecto de una capa en los potenciales o campos observados en superficie no depende únicamente de la densidad de corriente que la atraviesa. Roy y Apparao (1971) definen la profundidad de investigación característica como la profundidad a la que una capa delgada deterreno (paralela a la superficie) contribuye con participación máxima a la señal total medida en la superficie del terreno. Los autores indican que la profundidad de investigación viene determinada por la posición de los electrodos inyectores y detectores, y no sólo por la penetración o distribución de la corriente. Esto queda claro con un ejemplo: si se intercambian entre sí las posiciones de los electrodos de potencial con los de corriente, la distribución de las líneas de corriente cambia. Sin embargo, en virtud del principio de reciprocidad visto anteriormente, la resistividad aparente y por tanto la profundidad de investigación no cambia. Definiendo L como la distancia entre los dos electrodos extremos (sin considerar los situados en el infinito), los mismos autores determinan la profundidad de investigación de diversos dispositivos electródicos en un suelo homogéneo, siendo para el dispositivo polo-polo de 0,35L, para Schlumberger de 0,125L y para Wenner de 0,11L. Edwards (1977) sugiere que un valor más útil puede ser la profundidad a la cual la mitad de la señal medida en la superficie es debida a la porción de suelo superior a esa profundidad y la otra mitad de la señal a la 5

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porción de suelo inferior. Barker (1989) la define como la efectiva, y muestra con ejemplos la mayor utilidad de ésta sobre la utilizada por Roy y Apparao (1971). Las profundidades de investigación efectiva para los dispositivos Wenner, Schlumberger y doble dipolo son respectivamente de 0,17L, 0,19L y 0,25L (para este último la profundidad de investigación característica es de 0,195L), es decir ligeramente mayores que utilizando la definición

Definición Se denomina Sondeo Eléctrico a una serie de determinaciones de la resistividad aparente efectuadas con el mismo tipo de dispositivo y separación creciente entre los electrodos de emisión y recepción. Si el dispositivo es simétrico y permanecen fijos el centro y el azimut, se denomina Sondeo Eléctrico Vertical (SEV). Para la obtención de los valores de resistividad aparente, en el lugar de medición se colocan en el suelo cuatro electrodos de contacto (A, M, N y B) correspondiendo A y B al circuito de energización (o de corriente), M y N al de recepción (o de potencial), los que se disponen de acuerdo a una de las dos modalidades existentes, denominadas de Schlumberger y de Wenner, vistas en el capítulo anterior. En ambos casos, las determinaciones se hacen ampliando en pasos sucesivos la distancia entre A y B hasta llegar al valor final requerido. Con el dispositivo Schlumberger los valores de resistividad aparente (ρa, en Ω.m) se calculan habitualmente mediante la fórmula 45 o la siguiente:

En la que ∆V es la diferencia de potencial entre los electrodos M y N, en mV, cuando por el circuito de emisión circula una corriente I, en mA. En las mediciones de campo habitualmente se utiliza una planilla que contiene una tabla parecida a la Tabla 1 y un gráfico bilogarítmico donde se van representando, mediante puntos, los valores de ρa (en Ω.m) en función de AB/2. 6

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Con el dispositivo Wenner los valores de resistividad aparente (ρa, en Ω.m) se calculan mediante la fórmula:

en la que ∆V , I y ρa tienen los mismos significados anteriores. La tabla empleada será del tipo de la Tabla 2 y el gráfico bilogarítmico similar al de la figura

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Como se observa en los ejemplos anteriores, lo habitual es que la serie de valores de los espaciamientos electródicos para los que se efectúan de mediciones de la resistividad aparente sea lo más aproximado a una serie geométrica, de modo que su representación sea equidistante en la escala logarítmica empleada. En los ejemplos, la representación implica diez puntos por ciclo logarítmico, en cuyo caso corresponde una razón geométrica igual a 10(1/10) = 1.26. La finalidad de un SEV es averiguar, partiendo de la curva de resistividad aparente de campo, la distribución vertical de la resistividad bajo el punto sondeado, problema harto complicado, por lo que es inevitable recurrir a los modelos simples, de relativamente fácil manejo matemático. Entonces, lo que se busca en la generalidad de los casos, es encontrar un modelo de capas horizontales y paralelas coherente con la curva de campo y con los presupuestos geológicos. Es decir, resolver el problema inverso. Lo que en la mayor parte de los procedimientos 8

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empleados requiere de la solución del problema directo, el que mediante procedimientos matemáticos, permite calcular las curvas de resistividad aparente (curva teórica) correspondientes a modelos predeterminados de capas horizontales y paralelas, homogéneas e isótropas. Un modelo de tales características, constituye lo que se denomina habitualmente como corte geoeléctrico, sobre cuya notación y nomenclatura trata el punto siguiente. Varios cortes geoeléctricos alineados según un perfil puede correlacionarse para obtener una sección geoeléctrica. La finalidad del SEV es averiguar la distribución vertical de resistividades de las diferentes capas en el subsuelo bajo el punto investigado Este método consiste en la emisión de corriente eléctrica continua en el terreno y en la medición de la diferencia de potencial existente en dos puntos fijos, según el sistema geométrico de 4 electrodos esquematizados en la siguiente figura. Los dos electrodos externos A y B transmiten corriente eléctrica continua al terreno, generada con una serie de baterías a seco o con alguna fuente alternativa. Los dos electrodos centrales M y N miden la diferencia de potencial inducida en el suelo por el pasaje de la corriente eléctrica entre A y B. La medición de la intensidad de corriente (I) se efectúa mediante un miliamperímetro, mientras que la medición de la diferencia de potencial ( D V) se mide con un milivoltímetro de precisión dotado de un circuito que anula los efectos de los potenciales espontáneos existentes en los terrenos. A partir de las mediciones realizadas se calcula la resistividad aparente ( r a ) del terreno según la siguiente fórmula basada en la Ley de Ohm, donde S y L son factores que dependen de las características geométricas del tendido eléctrico. S indica la distancia entre los electrodos de corriente A y B, y L la distancia entre los electrodos de medición de diferencia de potencial M y N. 9

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Para extender las mediciones de resistividad a capas o estratos más profundos sucesivamente se aumenta la distancia entre los electrodos de corriente A y B, permitiendo de tal manera a las líneas de corriente penetrar a mayor profundidad en el terreno. Posteriormente se construyen diagramas de resistividad aparente ( r a ) en función de la semidistancia AB (AB /2). Los valores de la distancia AB (medidos en metros), y los de resistividad aparente (medidos en ohm.m) son graficados sobre papel bilogarítmico. A partir del diagrama de las curvas de resistividad aparente obtenidas, es posible calcular la resistividad real y la profundidad de los distintos estratos con resistividades diferenciadas. Las curvas, en principio, se interpretan según los métodos del punto auxiliar y de la sobreposición de curvas teóricas patrones, y sucesivamente se procede al control automático mediante computadora con la utilización de un modelo matemático basado en el método de los filtros GHOSH. Si el control automático (fitting) es positivo se procede al control geológico de la interpretación. Finalmente se obtienen las interpretaciones definitivas de las distintas curvas que permiten elaborar cortes electroestratigráficos y mapas de resistividades. El Sondeo Eléctrico Vertical intenta distinguir o conocer las formaciones geológicas que se encuentran en profundidades mediante algún parámetro físico este método es muy antiguo pero se sigue utilizando debido a su sencillez y la relativa economía del equipo necesario. Su principal finalidad es averiguar la distribución vertical en profundidad de las resistividades aparentes bajo el punto sondeado a partir de medidas de la diferencia de potencial en la superficie.

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Para estos estudios se apoya de dispositivos electroditos tales como los de Wenner y Schlumberger, este últimos es más utilizado debido a las ventajas que este presenta. La profundidad de penetración de la corriente eléctrica depende de la separación de los electrodos inyectores AB. Si la distancia entre los electrodos AB aumenta, la corriente circula a mayor profundidad pero su densidad disminuye. Por medio de este estudio se conoce la forma, la composición y las dimisiones de las estructuras que se encuentran en el subsuelo a partir de la superficie terrestre. La profundidad de investigación profundidad de penetración de de una capa en los potenciales no dependen únicamente de atraviesa.

ha sido considerada sinónimo de la la corriente, sin embargo, el efecto o campos observados en superficie la densidad de corriente que la

Las aplicaciones más comunes de estos estudios son:      

Estudios para la localización de aguas subterráneas. Investigaciones tectónicas para la búsqueda de petróleo. Estudios para investigaciones geológicas. Estudios para la localización y cubicación aproximada de materiales de construcción. Estudios de cimentación para ingeniería civil. Localización de diversos materiales minerales.

El Sondeo Eléctrico Vertical es una herramienta ampliamente utilizada por su sencillez y la relativa economía del equipo necesario. El objetivo de este estudio es delimitar capas del subsuelo obteniendo sus espesores y resistividades; y finalmente tratar de identificar el tipo de roca de acuerdo con su resistividad. Un SEV puede realizarse sobre cualquier combinación de formaciones geológicas, pero para que la curva de resistividad aparente sea interpretable, el subsuelo debe estar representado por capas horizontales y homogéneas. En muchos casos la realidad se acerca lo suficiente a esta restricción teórica como para que los resultados sean aprovechables; en otros casos el procedimiento no es aplicable.

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El agua pura es muy poco conductora a causa de su muy reducida disociación. La resistividad del agua destilada es de unos 105 Wm por lo que puede considerarse como aislante. Las aguas que se encuentran en la naturaleza presentan, sin embargo, conductividad apreciable, pues siempre tienen disuelta alguna sal, generalmente NaCl. Así las aguas de lagos y arroyos de alta montaña varían entre 103 Wm y 3´103 Wm, las aguas subterráneas tienen resistividades de 1 a 20 Wm, y las aguas marinas tienen una resistividad de unos 0,2 Wm. Si la resistividad de las rocas dependiese únicamente de los minerales constituyentes, habrían de considerarse como aislantes en la inmensa mayoría de los casos, puesto que el cuarzo, los silicatos, la calcita, las sales, etc., lo son prácticamente. Sólo en el caso de que la roca contuviese minerales semiconductores en cantidad apreciable, podría considerarse como conductora, es decir, sólo lo serían las menas metálicas. Afortunadamente, todas las rocas tienen poros en proporción mayor o menor, los cuales suelen estar ocupados total o parcialmente por electrolitos, de lo que resulta que, en conjunto, las rocas se comportan como conductores iónicos, de resistividad muy variable según los casos. La resistividad de las rocas puede variar en margen amplísimo en función del contenido en agua, de la salinidad de ésta y del modo de distribución de los poros. La Figura 2.1 presenta un gráfico de los márgenes de variación más comunes en algunas rocas y minerales. La fisuración, impregnación en agua salada, etc., pueden extender estos límites.

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Las investigaciones del subsuelo pueden realizarse en dos direcciones la primera en sentido horizontal que recibe el nombre de calicatas o perfil resistivo en el que el factor K permanece constante para una serie de medidas. La segunda, es en sentido vertical el cual recibe el nombre de Sondeo Eléctrico Vertical (SEV) definiéndose como una serie de determinaciones de resistividad aparente, las dos estudios son efectuados con el mismo dispositivo, y el segundo su procedimiento de ejecución consiste en aumentar progresivamente la distancia entre los electrodos manteniendo un punto fijo central. A continuación se describen dos métodos de ejecución:

Sondeo Wenner Dado que el dispositivo Wenner AMNB con separación interelectródica a, el sondeo consiste en aumentar progresivamente el valor de a manteniendo un punto central fijo P. Para la representación de datos se muestran en ordenadas el valor de la resistividad aparente medida ?a, en ohms y en las abscisas en valor de a en metros de cada paso o punto.

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

Sondeo dipolar Dado el dispositivo doble dipolo ABMN, el sondeo consiste en la separación creciente de los centros de los dipolos respecto a un punto fijo origen P (Figura 2.11). La representación de este sondeo muestra en ordenadas ra (W·m) y en abscisas la separación de los centros de los dipolos en metros. 14

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Efectos laterales en el SEV y ambigüedades en su interpretación Si el dispositivo electródico está próximo a un contacto vertical, las líneas de corriente serán distorsionadas por lo que DVMN se verá afectado por el otro medio, tanto más cuanto mayor sea la separación de los electrodos AB. Por lo tanto, la medida de la resistividad aparente en un SEV está influida por la distribución de resistividades en un cierto volumen de terreno. Esto implica que para distancias AB grandes no se sabrá si la resistividad aparente es debida a cambios de estructuras en la profundidad o a las heterogeneidades laterales por contraste de resistividades (Orellana, 1982). Puede ocurrir que las curvas de resistividad aparente para dos casos diferentes de SEV sean idénticas si la relación entre profundidad a la que se encuentra un estrato y su resistividad permanece constante, lo que provoca una ambigüedad en la deducción del grosor de la capa y su resistividad.

Aplicaciones El SEV es aplicable cuando el objetivo tiene una posición horizontal y una extensión mayor que su profundidad. Tal es el caso del estudio de capas tectónicas, hidrológicas, etc. También es adecuado para trabajar a poca profundidad sobre topografías suaves como complemento de las calicatas eléctricas, con el objetivo de decidir la 15

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profundidad a la cual realizar el perfil de resistividades, como ocurre por ejemplo en Arqueología. El SEV no es adecuado para contactos verticales, fallas, diques, etc.

Calicatas eléctricas La finalidad de las calicatas eléctricas (CE) es obtener un perfil de las variaciones laterales de resistividad del subsuelo fijada una profundidad de investigación. Esto lo hace adecuado para la detección de contactos verticales, cuerpos y estructuras que se presentan como heterogeneidades laterales de resistividad. Orellana (1982) resalta que la zona explorada en el calicateo eléctrico se extiende desde la superficie hasta una profundidad más o menos constante, que es función tanto de la separación entre electrodos como de la distribución de resistividades bajo ellos. Experimentalmente, la CE consiste en trasladar los cuatro electrodos del dispositivo a lo largo de un recorrido, manteniendo su separación, obteniéndose un perfil de resistividades aparentes a lo largo de aquél. Profundidad de los SEV, esto es en relación al medio y al área del que se dispone ya que entre mas área se tenga la profundidad del estudio es mucho mayor. La resistividad de los suelos tiene un margen de variación muy amplio. Incluso un mismo suelo puede presentar diferentes resistividades con el tiempo dependiendo de factores como la temperatura o la humedad, siendo éste el más determinante. Por lo tanto es difícil estimar la composición del subsuelo solamente a partir de la medida de resistividad. La medida de la resistividad aparente se realiza normalmente mediante cuatro electrodos, dos para inyectar la corriente y otros dos para medir la diferencia de potencial. Los dispositivos lineales más utilizados son: Wenner, Schlumberger, doble dipolo, polo-dipolo y polopolo.

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

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

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

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

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Cada tipo de calicata responde a las heterogeneidades laterales con diferente resolución e intensidad de cambio, por lo que a la hora de interpretar las curvas de resistividad aparente hay que tener en cuenta el dispositivo electródico utilizado Las prospecciones geoeléctricas se dividen normalmente en dos tipos: SEV y CE. El SEV tiene como objetivo determinar la variación de la resistividad con la profundidad, lo que es adecuado, por ejemplo, en la determinación de las diferentes capas o estratos de un suelo. La CE trata de determinar la variación de la resistividad a una profundidad determinada y se utiliza por ejemplo en prospecciones arqueológicas. Cuando se pretende obtener imágenes en dos o tres dimensiones de la distribución de resistividad del subsuelo es más adecuado utilizar una combinación de calicatas y SEV. Se proponen configuraciones multielectródicas basadas en dispositivos clásicos. Con 16 electrodos el número máximo de medidas independientes es de 104. El número de medidas se puede incrementar desplazando la agrupación de electrodos perpendicularmente. Para acelerar el proceso de medida se utiliza un sistema de medida automático (Alberto, 1997) que permite cualquier combinación de electrodos inyectores y detectores. Debido a las reducidas dimensiones de la cubeta utilizada para realizar medidas en el laboratorio, sólo es posible implementar las configuraciones Schlumberger y doble dipolo. Esta última necesita un gran margen dinámico en el detector.

Equipo necesario y material empleado Para la 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 100m*A a fondo de escala y debe tener Shunts para poder ampliar el margen de medida. Las pilas deben conectarse en serie para obtener la tensión de trabajo necesaria. El circuito lo completa un reóstato que permite disponer de distintas salidas de corriente.

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Hay que tener cuidado al tomar las lecturas en el voltimetro, de haber corregido el potencial espontaneo, llamado asi 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 espontaneo en 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 la tensión igual y opuesta al potencial espontaneo. De esta forma se lleva el voltímetro a cero.

Medición de campo Para la realización de un SEV normal (distancia entre A y B de 250 a 2.500 m) se requiere de un operador y 3 a 4 ayudantes para mover los electrodos. Pueden efectuarse entre 3 y 6 por día, en función de la longitud final, la distancia entre uno y otro y las características topográficas. Luego de establecer la ubicación del sondeo, la dirección de sus alas e instalar el instrumental de medición en el centro, se colocan los 4 electrodos (A M N B) de acuerdo al dispositivo a utilizar (figura 13). Se compensa el potencial natural del terreno y se lo energiza con una corriente continua de intensidad I en mA (electrodos AB) y se lee la diferencia de potencial V en mV (electrodos MN). Los valores se vuelcan en una tabla y se calcula la resistividad aparente (a en .m)

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Si el dispositivo es Schlumberger, los valores a se calculan mediante la ecuación:

En la tabla III se representan las variables requeridas para el cálculo de a y en la figura 14 la variación de la misma en función de AB/2, en relación logarítmica.

Se puede agregar una primer columna para enumerar las estaciones de la lectura efectuada; en primera el parámetro del dispositivo en 21

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metros (0A=L); en la segunda la distancia entre los electrodos de medida MN; en la tercer la intensidad de corriente leída en amperímetro; en la cuarta la escala empleada en la lectura del voltímetro; en la quinta el valor de la diferencia de potencial ∆𝑉 en milivoltios; y en la sexta el valor del cociente ∆𝑉/𝐼. Posteriormente se procederá a la representación gráfica de los resultados obtenidos. La finalidad del SEV es establecer la distribución vertical de la resistividad específica o real e por debajo del sondeo, tomando como base la curva de resistividad aparente (CRA). Esto no resulta sencillo pues la profundidad de investigación no es igual a AB/2 (Schlumberger) ni al parámetro a (Wenner), debido a que depende de la geometría de estos dispositivos y de los cambios de resistividades en el subsuelo. Con el objeto de disponer de órdenes de magnitud de los volúmenes involucrados, puede decirse que la mayor parte de la corriente inyectada queda dentro de un paralelepípedo geológico de un ancho AB/2, de un largo 3AB/2 y de un espesor AB/4

A continuación se representa la distribución de la corriente en el subsuelo, para una separación inicial A1B1 de corta distancia, lo que hace que esta circule sólo por la capa de resistividad 1 y espesor h. En esta condición la resistividad aparente a es igual a la resistividad específica e. Al incrementar la distancia de los electrodos de corriente a A2 B2, ésta va a circular por las capas de resistividades 1 y 2, por lo 22

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que en el valor de 2 también incidirá 1 y por ende la resistividad aparente de 2 será distinta de su resistividad específica. En el sector inferior de la figura se representa en relación logarítmica en el eje de las y a la resistividad aparente y en el de las x a AB/2, apreciándose una disminución de la resistividad en profundidad, por lo que 1 > 2, con valores que se obtienen a partir de las líneas asintóticas a las formas curvas.

Se representa la configuración del subsuelo para 2 capas resistivas, en el caso de a y de 3, en el caso de b. En las mismas pueden observarse culminaciones (1, 3) y depresiones (2), también denominadas mesetas, que corresponden a las resistividades aparentes y ramas inclinadas descendentes (3, 4) y ascendente (5), que unen a las mesetas. Las ramas descendentes indican una disminución de la resistividad en profundidad y las ascendentes un aumento.

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Interpretación de SEV El objetivo de la prospección geoeléctrica es establecer la conformación del subsuelo mediante la ubicación espacial de las capas resistivas (perfil geoeléctrico) para posteriormente transformar el perfil geoeléctrico en otro, que represente los caracteres geológicos subterráneos (perfil geológico). Para identificar las profundidades de las capas con diferentes resistividades, deben compararse las curvas obtenidas en el campo con otras confeccionadas en gabinete que se denominan curvas teóricas, mediante un procedimiento similar al que se empleó para calcular los parámetros hidráulicos de los acuíferos por ensayos de bombeo (punto 10 del programa). La comparación entre curvas de campo y teóricas puede realizarse en forma manual, cuando las capas involucradas son 2 o 3.

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El procedimiento manual se complica cuando la cantidad de capas involucradas es 4 o más, pero esta limitación puede mejorarse sensiblemente mediante el uso de programas cibernéticos preparados para las computadoras personales a partir de 1970. Los software actuales realizan una rápida comparación de las curvas de campo con las teóricas y por ende también permiten una rápida solución del problema. Entre estos, los empleados con más frecuencia son los desarrollados por Johansen (1975) que requiere de un corte geoeléctrico inicial aproximado y Zodhy (1989). Este último es el más utilizado en la actualidad y se basa en la interpretación automática de los SEV (Schlumberger o Wenner), mediante un método iterativo para ajustar las resistividades aparentes y los espaciamientos electródicos, a las resistividades específicas o reales y a las profundidades de las capas involucradas. 25

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Resumen La resistividad de los suelos tiene un margen de variación muy amplio. Incluso un mismo suelo puede presentar diferentes resistividades con el tiempo dependiendo de factores como la temperatura o la humedad, siendo éste el más determinante. Por lo tanto es difícil estimar la composición del subsuelo solamente a partir de la medida de resistividad. La medida de la resistividad aparente se realiza normalmente mediante cuatro electrodos, dos para inyectar la corriente y otros dos para medir la diferencia de potencial. Los dispositivos lineales más utilizados son: Wenner, Schlumberger, doble dipolo, polo-dipolo y polopolo. Las prospecciones geoeléctricas se dividen normalmente en dos tipos: SEV y CE. El SEV tiene como objetivo determinar la variación de la resistividad con la profundidad, lo que es adecuado, por ejemplo, en la determinación de las diferentes capas o estratos de un suelo. La CE trata de determinar la variación de la resistividad a una profundidad determinada. Cuando se pretende obtener imágenes en dos o tres dimensiones de la distribución de resistividad del subsuelo es más adecuado utilizar una combinación de calicatas y SEV. Se proponen configuraciones multielectródicas basadas en dispositivos clásicos. Con 16 electrodos el número máximo de medidas independientes es de 104. El número de medidas se puede incrementar desplazando la agrupación de electrodos perpendicularmente. Para acelerar el proceso de medida se utiliza un sistema de medida automático (Alberto, 1997) que permite cualquier combinación de electrodos inyectores y detectores. Debido a las reducidas dimensiones de la cubeta utilizada para realizar medidas en el laboratorio, sólo es posible implementar las configuraciones Schlumberger y doble dipolo. Esta última necesita un gran margen dinámico en el detector.

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SONDEO ELÉCTRICO VERTICAL

Conclusiones  Algunos métodos geofísicos de prospección resultan de gran utilidad para descifrar el comportamiento del agua subterránea. Entre estos, los de uso más generalizados son los eléctricos o geoeléctricos y en particular los sondeos eléctricos verticales (SEV) y las calicatas eléctricas (CE). En los últimos tiempos se ha incorporado el método de la imagen o tomografía eléctrica, que emplea 20 o más electrodos, unidos con un cable “inteligente”, que permite, a través de un software, modificar la disposición y el distanciamiento entre electrodos, sin necesidad de moverlos. Esto permite la medición de una cantidad mucho mayor de resistividades por unidad de tiempo, que los logrados con los SEV. Los métodos basados en el potencial espontáneo (PE) y en la polarización inducida (PI) poseen menor definición hidrogeológica y su mayor utilidad se da en la exploración de yacimientos metalíferos.  Cualquiera sea el método geofísico de prospección empleado, para que brinde buena definición y resultados interpretables, debe existir un buen contraste en la propiedad del subsuelo investigada (resistividad, elasticidad, magnetismo, densidad).  El conocimiento previo sobre el comportamiento geológico e hidrogeológico del subsuelo, aunque sea de carácter preliminar a través de un modelo de tipo conceptual, constituye un elemento fundamental para comprender con mayor precisión los resultados derivados del empleo de métodos geofísicos de exploración. En el caso particular de los métodos geoeléctricos, los SEV brindan buena definición cuando existen contrastes apreciables de la resistividad en profundidad.

Fuentes consultadas:     

http://tierra.rediris.es/hidrored/ebooks/miguel/ProspeccGeoelec.pdf http://petrus.upc.es/wwwdib/tesis/mgasulla/Cap2.pdf http://tierra.rediris.es/hidrored/ebooks/miguel/ProspeccGeoelec.pdf http://petrus.upc.es/wwwdib/tesis/mgasulla/Cap2.pdf Libro Tratado de Geofísica Aplicada. Cantos Figuerola.

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