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CONTENIDO SALIDA

CAPITULO 1.INTRODUCCION Operacin-LibroCAPITULO 2. METODOS GEOELECTRICOS

2.1. GENERALIDADES

2.1.1. Conduccin Electrnica2.1.2. Conduccin Electrolitica

2.2. DESCRIPCION DE LOS METODOS GEOELECTRICOS2.3. METODOS DE CORRIENTE CONTINUA

2.3.1. Cargabilidad2.3.2. Sondeo Elctrico Vertical y Polarizacin Inducida2.3.3. Calicatas

2.4. METODOS DE CORRIENTE ALTERNA

2.4.1. Fuente Natural2.4.2. Fuente Artificial

2.4.2.1. Sondeo por Frecuencia2.4.2.2. Sondeo por Transitorio Electromagntico2.4.2.3. Calicatas Electromagnticas2.4.2.4. Pseudosondeos por Frecuencia (Areo)

CAPITULO 3. RESISTIVIDAD DE LAS ROCAS EN LA EN LA PROSPECCIN DEAGUA

3.1. RESISTIVIDAD DE LAS ROCAS3.2. INFLUENCIA DEL AGUA EN LA RESISTIVIDAD DE LAS ROCAS3.3. RESPUESTA ELECTRICA ESPERADA EN LOS DIFERENTES TTPOS

DE ACUIFEROS

3.3.1. Clasificacin de los Acuferos3.3.2. Caractersticas Elctricas de los Acuferos

CAPITULO 4. SONDEO ELECTRICO VERTICAL, CALICATAS ELECTRICAS YSONDEO DE POLARIZACION INDUCIDA

4.1. TEORIA

4.1.1. Arreglos Geomtricos de los Electrodos4.1.2. Sistema Transmisor4.1.3. Sistema de Medicin4.1.4. Modelo Geoelctrico

4.1.4.1. Semiespacio Homogneo4.1.4.2. Semiespacio Estratificado4.1.4.3. Contacto Vertical entre dos Semiespacios

http://menucna.pdf/http://menucna.pdf/http://fol.pdf/http://fol.pdf/http://menucna.pdf/

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4.2. SONDEO ELECTRICO VERTICAL Y CALICATAS ELECTRICAS4.3 POLARIZACION INDUCIDA Y SU RELACION CON LOS SONDEOS

ELECTRICOS VERTICALES Y CALICATAS ELECTRICAS

CAPITULO 5 SONDEOS Y CALICATAS ELECTRONAGNETICAS

5.1 GENERALIDADES5.2 SONDEO MAGNETOTELURICO (SMT)

5.2.1. Generacin de la Seal5.2.2. Medicin de la Respuesta5.2.3. Relacin de Causa y Efecto5.2.4. Semiespacio Homogneo5.2.5. Caso del Semiespacio Estratificado

5.3. SONDEOS POR FRECUENCIA (SF)5.3.1. Generacin del Disturbio5.3.2. Sistema de Medicin

5.3.3. Relacin Causa-Efecto5.3.4. Semiespacio Estratificado

5.4. SONDEOS POR TRANSITORIO ELECTROMAGNETICO (TEM) 117

5.4.1. Emisin de la Seal5.4.2. Sistema de Medicin5.4.3. Relacin Causa-Efecto

5.5. PSEUDOSONDEOS ELECTROMAGNETICOS AEREOS (PSEA)5.6. CALICATAS ELECTROMAGNETICAS (CEM)

CAPITULO 6. REGISTROS GEOFISICOS DE POZOS

6.1. REGISTROS GEOFISICOS DE POZOS

6.1.1. Parmetros Litolgicos

6.1.1.1. Resistividad6.1.1.2. Factor de Formacin6.1.1.3. Porosidad6.1.1.4. Permeabilidad

6.1.2. Parmetros del Fluido

6.1.2.1. Conductividad / Resistividad de fluido6.1.2.2. Temperatura de fluido6.1.2.3. Movimiento del fluido

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6.2. DIFERENTES TIPOS DE SONDAS EN UN REGISTRO GEOFISICO DEPOZO

6.2.1. Registro de Potencial Espontneo (SP)6.2.2. Registros de Resistividad

6.2.2.1. Registro Elctrico-Lateral6.2.2.2. Arreglo de los Electrodos

6.2.2.2.1. Dispositivo de un Electrodo6.2.2.2.2. Dispositivo Normal6.2.2.2.3. Dispositivo Lateral

6.2.3. Registro de Induccin6.2.4. Registro de Guarda (GUARD LOG)6.2.5. Registros Radioactivos

6.2.5.1. Registro de Rayos Gamma Naturales

6.2.5.2. Registro de Densidad (Gamma-Gamma), 1 detector6.2.5.3. Registro de Densidad compensada (Gamma-Gamma),2 detectores

6.2.5.4. Registro de Espectrometra de Rayos Gamma (SpectralLog)

6.2.5.5. Registro de Neutrn-Neutrn Trmico

6.2.6. Registro Snico6.4.8.4. Neutrn

6.2.7. Registro de Temperatura6.2.8. Registro Caliper (dimetro de pozo)

6.2.9. Registro de Desviacin-Direccin6.2.10 Registro de Flujo (Flowmeter)

6.2. INTERPRETACION DE LOS CONJUNTOS DE SONDAS CON FINESGEOHIDROLOGICOS

6.4.1. Determinacin de Resistividad Verdadera de la Formacin(Rt)

6.4.1.1. Curvas de desviacin6.4.1.2. Determinacin de Resistividad Verdadera de Formacin (Rt)a partir de Resistividad de Lodo (Rm) y Resistividad de Formaciones

Adyacentes (Rs)6.4.1.3. Por medio de la Rl.6.

6.4.2. Determinacin de Resistividad del Agua de Formacin (Rw) ysalinidad6.4.3 Mtodo de resistividad aparente del agua (Rwa)6.4,4 Mtodo del potencial espontneo (SP)6.4.5 Determinacin de la Densidad6.4.6 Porosidad

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6.4.6.1 Porosidad-Densidad6.4.6.2 Porosidad neutrn6.4.6.3 Porosidad Snico6.4.6.4 combinacin densidad-neutr6n

6.4.7. Permeabilidad6.4.8. Volumen de Arcilla (V ard

6.4.8.1. Resistividad6.4.8.2. Potencial Espontneo (SP)6.4.8.3. Rayos gamma natural

6.3. COMBINACIONES DE SONDAS CON OBJETIVOS GEOHIDROLOGICOS

ANEXO CAPITULO 6.

CAPITULO 7 PLANEACION DE UN LEVANTAMIENTO GEOELECTRICO

7.1. GENERALIDADES7.2. PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA Y RECOPILACION DE DATOS

PREVIOS7.3. ELECCION DEL METODO GEOELECTRICO MAS ADECUADO7.4. PROGRAMACION DETALLADA DEL TRABAJO DE CAMPO7.5. TRABAJO DE CAMPO

7.5.1. Sondeo Elctrico Vertical (SEV)7.5.2. Calicatas Elctricas (CE)7.5.3. Sondeo Magnetotelrico (SMT)7.5.4. Sondeo por Frecuencia (SF)

7.5.5. Sondeos por Transitorio Electromagntico (TEM)7.5.6. Pseudosondeos Electromagnticos Areos (PSEA)7.5.7. Calicatas Electromagnticas Terrestres (CEM)

7.6. INTERPRETACION FISICA DE LOS RESULTADOS7.7. RESULTADOS ESPERADOS DE UN LEVANTAMIENTO DE CAMPO7.8. INFORME EN UN LEVANTAMIENTO GEOELECTRICO

7.8.1. Informe Geoelctrico como informe aislado7.8.2. Informe Geoelctrico como parte de un informe integrado

CAPITULO 8. INTERPRETACION Y MODELACION GEOELECTRICA.

8.1 ANALISIS DE LA INFORMACION

8.1.1. Ejemplo de un estudio geohidrolgico8.1.2. Modelacin Cualitativa8.1.3. Modelacin Cuantitativa

8.2. CASO DE INTERPRETACION

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CAPITULO 9. METODOS GEOELECTRICOS EN OBRAS HIDRAULICAS

9.1. METODOS ELECTRICOS EN LA CONSTRUCCION DE OBRASHIDRAULICAS

9.1.1. Profundidad de la Roca Firme9.1.2. Profundidad del Nivel Fretico9.1.3. Estimacin de Calidad de Roca9.1.4. cuantificacin Preliminar de Bancos de Material9.1.5. Modelacin Geomorfolgica y Estructural del Sitio9.1.6. Agresividad del Suelo

CAPITULO 10. NORMATIVIDAD EN LA EXPLORACION GEOELECTRICA.

10.1. CARACTERISTICAS TECNICAS EN LA EXPLORACIONGEOELECTRICA

10.2. ASPECTOS GEOHIDROLOGICOS

10.2.1. Tipo de Acufero Explorado10.2.2. Profundidad Estimada del Acufero10.2.3. Extensin del rea por explorar10.2.4. Topografa del Terreno10.2.5. Vegetacin10.2.6. Accesos a la zona de trabajo10.2.7. Ruido Cultural10.2.8. Aspectos Legales10.2.9. Existencia del Servicio en la Regin

10.3. ASPECTOS DE LAS ESPECIFICACIONES

10.4 ESPECIFICACION DE LINEAMIENTOS TECNICOS10.5 EJEMPLO DE DEFINICION DE ESPECIFICACIONES PARA EL SEV.

CAPITULO 11. EQUIPOS y ACCESORIOS EN LA EXPLORACIONGEOELECTRICA

1.1. PARAMETROS DE INFLUENCIA EN LA SELECCION DE UN EQUIPO11.2. OFERTA DE MERCADO11.3. COSTOS DE EQUIPO11.4. ACCESORIOS

CAPITULO 12. PROGRAMAS DE COMPUTO

12.1. PROGRAMAS PARA SEV Y MT12.2. PAQUETES DE PROGRAMAS COMERCIALES

CAPITULO 13. ESPECIFICACIONES DE CONTRATACION Y COSTOS

GLOSARIOBIBLIOGRAFIA

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INDICE DE FIGURAS

1 INTRODUCCION2 METODOS GEOELECTRICOS

2.1 TENDIDO PARA UN SONDEO ELECTRICO VERTICAL2.2 CALICATA

2.3 TENDIDO PARA UN SONDEO MAGNETOTELURICO2.4 TENDIDO PAPA UN SONDEO POR TRANSITORIO

ELECTROMAGNETICO2.5 TENDIDO PARA UN SONDEO POR FRECUENCIA2.6 SECCION DE ISO-RESISTIVIDAD APARENTE

3 RESISTIVIDAD DE LAS ROCAS EN LA PROSPECCION DE AGUA4 SONDEO ELECTRICO VERTICAL, CALICATAS Y SONDEO DE

POLARIZACION INDUCIDA4.1 ARREGLO TETRAELECTRODICO SCHLUMBERGER4.2 ARREGLO DE ELECTRODOS WENNER4.3 DE ELECTRODOS DIPOLAR

4.4 CIRCUITO DE EMISION DE LINEAS DE CORRIENTE USANDOBATERIAS4.5 SISTEMA DE MEDICION DE CORRIENTE CONTROLADA4.6 MODELO DEL SEMIESPACIO HOMOGENEO4.7 DENSIDAD DE CORRIENTE4.8 SEMIESPACIO ESTRATIFICADO4.9 ARREGLO SCHLUMBERGER PARALELO AL CONTACTO VERTICAL4.10 ARREGLO SCHLUMBERGER PERPENDICULAR AL CONTACTO

VERTICAL4.11 CONTACTO GEOELECTRICO INCLINADO4.12 CONTACTO LATERAL SOBREYACIENDO UN MEDIO HOMOGENEO4.13 CURVAS DE RESISTIVIDAD APARENTE PARA UN ARREGLO WENNER

SOBRE UNA CAPA INCLINADA.4.14 CURVAS DE RESISTIVIDAD APARENTE QUE SE OBTIENEN CONARREGLO SCH.LUMBERGER SOBRE UNA CAPA INCLINADA.

4.15 COMPARACION DE CURVAS PARA UN ARREGLO WENNER,SOBRE UNA CAVIDAD Y UNA FISURA.

4.16 DIFERENTES MEDIDAS DE EFECTO PI EN EL DOMINIO DELTiempo, (a) COMPARACION DE V(t) CON RESPECTO A Vpf (b)INTEGRAL DE V(t) SOBRE UN INTERVALO DE TIEMPO.

5 SONDEOS Y CALICATAS ELECTROMAGNETICAS5.1 ELECTRODOS IMPOLARIZABLES5.2 MAGNETOMETRO

5.3 MEDICION DE MT CON ESTACIONES SIMULTANEAS5.4 EQUIPO DE MEDICION5.5 TENDIDO PARA UN SONDEO POR FRECUENCIA5.6 EQUIPO PHOENIX PARA SONDEOS ELECTROMAGNETICOS POR

FRECUENCIA5.7 CURVAS DE RESISTIVIDAD APARENTE PARA UN SONDEO POR

FRECUENCIA PARA p 1.5.8 CURVA DE RESISTIVIDAD APARENTE DE SONDEOS POR

FRECUENCIA PARA p 1

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5.9 FORMA DE ONDA EMITIDA AL TERRENO PARA UN SONDEO PORTRANSITORIO ELECTROMAGNETICO.

5.10 EQUIPO TRANSMISOR5.11 FORMA DE DECAIMIENTO PARA EL CAMPO SECUNDARIO EN UN

SONDEO POR TRANSITORIO ELECTROMAGNETICO.5.12 DIAGRAMA DE RESISTIVIDAD / PROFUNDIDAD PARA UN

SEMIESPACIO ESTRATIFICADO EN UN CAMPO CON UNA CAPACONDUCTORA A 90 m.

5.13 SECCION SENGPIEL (CORTESIA Dighem)5.14 MAPA DE RESISTIVIDAD5.15 DIAGRAMA DE INTERPRETACION PARA UNA CAPA CONDUCTIVA

DELGADA5.16 ARREGLO PARA LA MEDICION DE CALICATAS AEREAS.

6 REGISTROS GEOFISICOS DE POZOS6.1 CONDICIONES DE POZO6.2 CONCENTRACION EQUIVALENTE DE NaCl COMO UNA FUNCION

DE LA RESISTIVIDAD 0 CONDUCTIVIDAD Y TEMPERATURA

6.3 FLUJO DE CORRIENTE EN LA FRONTERA ACUIFERO-ARCILLA6.4 REPRESENTACION DEL POTENCIAL ESPONTANEO ESTATICO6.5 ARREGLO TIPICO DE UN SONDEO ELECTRICO VERTICAL6.6 PRINCIPIO DEL REGISTRO ELECTRICO6.7 DISPOSITIVO DE UN ELECTRODO6.8 ARREGLO REAL PARA MEDIR LA RESISTIVIDAD ELECTRICA6.9 DISPOSITIVO TEORICO (ARREGLO NORMAL)6.10 DISPOSITIVO REAL, ARREGLO NORMAL6.11 DISPOSITIVO TEORICO (ARREGLO LATERAL)6.12 DISPOSITIVO REAL, ARREGLO LATERAL6.13 ARREGLO DE LA SONDA DE INDUCCION6.14 SISTEMA DE REGISTRO DE GUARDA (GUARD LOG)

6.15 RESPUESTAS TIPICAS DE RAYOS GANSA NATURALES6.16 PRINCIPIO FUENTE DENSIDAD-CALIPER (DENSIDAD-DIAMETRO)6.17 SISTEMA DE DENSIDAD COMPENSADA6.18 ESPECTRO DE EMISION DE RAYOS GANNA NATURALES6.19 PRINCIPIO DE LA SONDA NEUTRON-NEUTRON TERMICO6.20 PRINCIPIO DE LA SONDA SONICA6.21 SONDA DE TEMPERATURA6.22 SONDA DE CALIBRACION6.23 SISTEMA TIPICO DE LA SONDA DE DESVIACION6.24 SONDA DE FLUJO6.25 NOMOGRAMA PARA SONDA / NEUTRON6.26 GRAFICO DE INTERRELACION LITOLOGICA-POROSIDAD CON

PUNTOS PARA VARIOS MINERALES, MOSTRANDO DIRECCIONDE DESPLAZAMIENTO (flechas) CAUSADAS POR LUTITAS,GAS Y POROSIDAD SECUNDARIA.

GRAFICO No. 1 CORRECCION POR EFECTO DE AGUJERO EN CAPASPARA LANORMAL CORTA DE 0.04 m (16") OBTENIDA CONREGISTRO ELECTRICO CONVENCIONAL

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GRAFICO No. 2 CORRECCION POR EFECTO DE AGJERO PARA LANORMAL DE 1. 6 m (64 '*) EN CAPAS GRUESAS OBTENIDOCON REGISTRO ELECTRICO CONVENCIONAL

GRAFICO No. 3 CORRECCION POR EFECTO DE AGJERO PARA LAZATERAL DE 5.7 m (181811) OBTENIDA CON REGISTROELECTRICOCONVENCIONAL

GRAFICO No. 4 ESTIMACION DE RtGRAFICO No. 5a CORRECCION PARA LA NORMAL DE 0.40 m EW CAPAS

DELGADAS Y AJUGERO DE 6,1GRAFICO No. 5b CORRECCION PARA LA NORMAL DE 0. 4 0 m EN CAPAS

DELGADAS Y AGJERO DE 8"GRAFICO No. 5c CORRECCION PARA LA NORMAL DE 0. 40 m EN CAPAS

DELGADAS Y AGUJEROPE 10GRAFICO No. 5d CORRECCIN PARA LA NORMAL DE 0.40 m EN CAPAS

DELGADAS Y AGJERO DE 12"GRAFICO No. 6 Rw vs Rwe PARA SOLUCIONES DE VARIAS SALESGRAFICO No. 7 CORRECCIONES PARA ESPESOR DE CAPA DEL S.P.GRAFICO No. 8 COPRECCION PARA DENSIDAD Y ARCILLA

7 PLANEACION DE UN LEVANTAMIENTO GEOELECTRICO7.1 DIFERENTES ARREGLOS GEOELECTRICOS7.2 GRAFICAS ELECTROESTRATIGRAFICAS7.3 CALICATA CON ARREGLO SCHLUMBERGER7.4 SERIES DE TIEMPO EN NT7.5 RESISTIVIDAD APARENTE7.6 SKEW, TIPPER, STRIKE ANGLE7.7 CURVAS DE RESISTIVIDAD APARENTE-TIEMPO PARA 2 CAPAS7.8 CALICATA ELECTRONAGNETICA CON VLF7.9 CALICATA ELECTROMAGNETICA CON FUENTE MOVIL, Y

RECEPTOR MOVIL

7.10 RESISTIVIDAD APARENTE Y ESPESORES EN FORMAUNIDIMENSIONAL,7.11a SECCION DE RESISTIVIDAD APARENTE y

ELECTROESTRATIGRAFICA7.11b MAPA DE ISORRESISTIVIDAD7.12 ISOMETRICO ELECTROESTRATIGRAFICO

8 INTERPRETACION Y MODELACION GEOELECTRICA8.1 SECCION ELECTRO-ESTRATIGRAFICA8.2 CURVAS DE SONDEOS ELECTRICOS VERTICALES EN UN VALLE

9 METODOS GEOELECTRICOS EN OBRAS HIDRAULICAS

9.1 CLASIFICACION DE CALIDAD DE ROCA POR INTERPRETACIONGEOFISICA

10 NORMATIVIDAD EN LA EXPLORACION GEOELECTRICA11 EQUIPOS Y ACCESORIOS EN LA EXPLORACION GEOELECTRICA12 PROGRAMAS DE COMPUTO13 ESPECIFICACIONES DE CONTRATACION Y COSTOS

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INDICE DE TABLAS

1. INTRODUCCION

2. METODOS GEOELECTRICOS2.1 METODOS GEOELECTRICOS

3. RESISTIVIDAD DE LAS ROCAS EN LA PROSPECCION DE AGUA.3.1 RESISTIVIDAD DE MATERIALES Y ELEMENTOS3.2 RESISTIVIDAD DE MINERALES3.3 RESISTIVIDAD DE MINERALIZACIONES3.4 RESISTIVIDAD DE ROCAS IGNEAS Y METAMORFICAS3.5 RESISTIVIDADES DE ROCAS SEDIMENTARIAS3.6 VARIACION DE LA RESISTIVIDAD DE LAS ROCAS CON EL

CONTENIDO DE AGUA3.7 RESISTIVIDAD DEL AGUA3.8 VARIACION DE LA POROSIDAD DE LA ROCA CON LA EDAD

4. SONDEO ELECTRICO VERTICAL, CALICATAS ELECTRICAS Y SONDEODE POLARIZACION INDUCIDA5. SONDEOS Y CALICATAS ELECTROMAGNETICAS6. REGISTROS GEOFISICOS DE POZOS

6.1 RESUMEN DE APLICACION DE REGISTROS6.2 PESO Y DENSIDAD DEL LODO6.3 DENSIDAD DE LAS ROCAS6.4 VELOCIDAD DE TIEMPO DE TRANSITO EN ROCAS6.5 PERMEABILIDAD DE MATERIALES GRANULARES

7. PLANEACION DE UN LEVANTAMIENTO GEOELECTRICO8 INTERPRETACION Y MODELACION GEOELECTRICA

9 METODOS GEOELECTRICOS EN OBRAS HIDRAULICAS9.1 CALIDAD DE ROCA9.2 DESCRIPCION DE CLASIFICACION DE ROCAS POR

INTERPRETACION GEOFISICA

10 NORMATIVIDAD DE LA EXPLORACION GEOELECTRICA11 EQUIPOS Y ACCESORIOS EN LA EXPLORACION ELECTRICA

11.1 PRECIOS DE EQUIPOS GEOELECTRICOS

12 PROGRAMAS DE COMPUTO12.1 FILTRO DE O'NEALL12.2 CALCULO DE RESISTIVIDAD APARENTE

12.3 DATOS DE PRUEBA PARA EL PROGRAMA12.4 PRESENTACION DE RESULTADOS, PROGRAMA 12.112.5 IMPRESION DE RESULTADOS DEL PROGRAMA 12.2

13 ESPECIFICACIONES DE CONTRATACION Y COSTOS13.1 CLASIFICACION DE LOS METODOS GEOELECTRICOS CON FINES

DE COSTOS

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LISTA DE ECUACIONES

1 INTRODUCCION2 METODOS GEOELECTRICOS

2.1 Impedancia2.2 Impedancia (frecuencia)

3 RESISTIVIDAD DE LAS ROCAS EN LA PROSPECCION DE AGUA3.1 Resistividad de la roca3.2 ndice de resistividad3.3 Resistividad de la roca

4 SONDEO ELECTRICO VERTICAL, CALICATAS ELECTRICAS, SONDEO DEPOLARIZACION INDUCIDA4.1 Diferencia de potencial4.2 resistividad4.3 Constante geomtrica4.4 Resistividad

4.5 Constante geomtrica Schlumberger general4.5a Constante geomtrica Schlumberger ms usada4.6 Constante geomtrica Wenner4.7 Constante geomtrica dispositivo alineado4.8 Separacin de electrodos4.9 Constante geomtrica dispositivo Dpolar4.10 Densidad de corriente4.11 Fraccin de corriente4.12 Separacin de electrodos4.13 Integral Stefanescu4.13b Resistividad para dispositivo Schlumberger4.13c Resstividad verdadera en el semiespacio

4.13d Campo elctrico4.14 Resistividad aparente para arreglo Wenner4.15 resistividad aparente4.17 Resstvidad aparente para arreglo Schlumberger con contacto vertical

paralelo4.17 Relacin de resstividades4.18 Resistividad aparente para un arreglo Schlumberger con contacto

vertical perpendicular4.19 Cargabildad en forma integral4.20 Relacin Cargabilidad aparente - Cargabildad real4.21 Relacin Cargabilidad aparente - Resistividad aparente4.22 Resistividad real modificada

5 SONDEOS Y CALICATAS ELECTROMAGNETICAS5.1 Campo elctrico5.2 Relacin de Cagnard5.3 Impedancia5.4 Relacin de Cagniard considerando la impedancia5.5 Variacin armnica del campo elctrico5.6 Variacin armnica del campo magntico5.7 Impedancia

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5.8 Fase5.9 Impedancia de la capa n en superficie5.10 impedancia como relacin entre dos capas5.11 Penetracin nominal5.12 Momento Dipolar (seal magntica emitida)5.13 Componente de campo magntico (secundario)

5.14 Componente de campo magntico (secundario)5.15 Componente de campo elctrico (secundario)5.16 Campos elctrico y magntico del dpolo magntico en el espacio libre a

una elevacin z=o5.17 Funciones de Bessel modificadas5.18 Campo elctrico en forma asnttica5.19 Campo magntico en forma asinttica componente z5.20 Campo magntico en forma asinttica componente r5.21 Campo elctrico por un dipolo magntico en un semiespaco estratfcado5.22 Campo magntico por un dipolo magntico en un semiespaco estratfcado5.23 Campo magntico por un dipolo magntico en un semiespaco estratif icado5.24 Constante de separacin para la capa i

5.25 Funcin de transformacin de resstvdades5.26 Campo elctrico (0) en forma numrica con nmero de induccin P15.27 Campo magntico (z) en forma numrica con nmero de induccin P15.28 Campo magntico (r) en forma numrica con nmero de induccin P15.29 Distancia a la fuente de la capa i5.30 Campos elctrico y magntico en forma numrica con nmero de induccin

P15.31 Expresiones de campo elctrico y magntico para un semiespacio

conductor uniforme5.32 Expresiones de resistividad aparente para campo elctrico y magntico5.33 Igualdad de resistividad aparente determinada con campo magntico o

elctrico

5.34 Relacin frecuencia-resistivdad aparente5.35 Ecuaciones de campo elctrico y magntico en el dominio del tiempo5.36 Ecuaciones campo elctrico y magntico para un semespaco estratif icado

y nmero de induccin grande, en el dominio del tiempo.5.37 campos elctrico y magntico para un semiespacio estratif icado y nmero

de induccin pequeo, en el dominio del tiempo.

6 REGISTROS GEOFISICOS DE POZOS6.1 Factor de resistividad de formacin (f)6.2 Porosidad total en funcin volumen (0)6.3 Porosidad efectiva (Oe)6.4 Potencial expansivo esttico (SSP)

6.5 Resistencia elctrica6.6 Resistencia - resistividad aparente6.7 Resistencia elctrica del volumen de formacin6.8 resistividad del electrodo6.9 Volumen de arcilla en la roca para registro Gamma (Varc)RG6.10 Volumen de arcilla (Vard6.11 Saturacin de agua en rocas duras (Sw)6.12 Saturacin de agua en materiales granulares compactados (Sw)

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6.13 Relacin resstvdad de agua - resistividad de formacin, pararocas duras

6.14 Relacin resistividad de agua - resistvdad de formacin, paramateriales granulares consolidados

6.15 resistividad de agua en rocas y materiales consolidados6.16a Resistividad de agua en rocas (Rwa)

6.16b Resstvidad de agua en materiales granulares consolidados (Rwa)6.17 Resistvdad de agua en materiales granulares sin

consolidar (Rwa)6.18 Temperatura de formacin (Tf)6.19 Gradiente de temperatura (G)6.20 Resistvdad de temperatura de formacin (Rft)6.21 Resstvdad para lodo que se infiltra (Rmf)6.22 Resistvidad de agua a partir de la resstvdad del lodo que se infiltra (Rwa)6.23 Constante de temperatura K en OF6.24 Constante de temperatura K en OC6.25 Salinidad6.26 variable de salinidad

6.27 Densidad total, peso-volumen, del sistema roca-fluido (Pb)6.28 Densidad total, peso-volumen unitario, del sistemaroca-fludo (Pb)

6.29 Densidad total, obtenida del registro (Pb)6.30 Porosidad en funcin de las densidades (0)6.31 Lectura del registro snico (At log)6.32 Porosidad por registro snico (0)6.33 Porosidad por registro snico en materiales poco

compactados (Oc)6.34 Factor de Compactacin (CP)6.35 Porosidad por porosldad-neutrn (0n-d)6.36 Permeabilidad en cm

6.37 Permeabilidad en Darcys (K)6.38 Permeabilidad en funcin de la resistividad (K)6.39 Volumen de arcilla en funcin de la resistividad (Varc)6.40 Volumen de arcilla en funcin de potenciales (Var)6.41 Volumen de arcilla en funcin de porosidad neutr (V6.42 Porosidad efectiva a partir del volumen de arcilla (o C6.43 Parmetro de porosidad M e6.44 Parmetro de porosidad N

7 PLANEACION DE UN LEVANTAMIENTO GEOELECTRICO7.1 Impedancias Electromagnticas7.2 Tensor de Impedancias

8 INTERPRETACION Y MODELACION GEOELECTRICA9 METODOS GEOELECTRICOS EN OBRAS HIDRAULICAS10 NORMATIVIDAD EN LA EXPLORACION GEOELECTRICA11 EQUIPO Y ACCESORIOS EN LA EXPLORACION GEOELECTRICA12 PROGRAMAS DE COMPUTO

12.1a Resstvdad Aparente por Integral de Convolucin12.1b Resistividad Aparente por Convolucn Numrica

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12.2 Funcin de Resistividad en la penltima capa12.3 Contraste de resistividades12.4 Funcin de Resistvidad Aparente en la capa j12.5 Funcin intermedia de clculo12.6 Funcin de Transformacin de resistividades

13 ESPECIFICACIONES DE CONTRATACION Y COSTOS

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CAPITULO 1.

INTRODUCCIN

La exploracin del agua subterrnea adquiere un perfil cada vez ms importante debido ados razones fundamentales: 1) el aumento de la demanda de agua ocasionada por el

acelerado crecimiento de la poblacin, las industrias y las zonas agrcolas con riego y 2)la cancelacin del uso de los escurrimientos superficiales, dada la enorme contaminacinque han sufrido, principalmente por la actividad humana.

La creciente demanda del agua subterrnea ocasiona la explotacin intensiva deacuferos, lo cual provoca un abatimiento del nivel esttico, que se manifiesta algunasveces como un aumento de la salinidad. Este fenmeno es crtico especialmente enzonas costeras, en donde la irracional explotacin de los acuferos provoca el abatimientode los niveles piezomtricos, lo que permite la intrusin de agua salada en acuferosoriginalmente de agua dulce. Para evitar el grave problema que esto origina se elaboranprogramas racionales de explotacin acordes con el balance hidrolgico de los acuferos,

para lo cual, se requiere evaluar el comportamiento de estos y de las reservas de agua.

Valorar el comportamiento y caractersticas de los acuferos no es sencillo, por un ladorequiere del conocimiento del subsuelo mediante sus propiedades fsicas a profundidadescada vez mayores, y por el otro, la exploracin directa con barrenacin, cuyos costoshacen prohibitivo emplearlo a gran escala. Por ello son necesarios mtodos deexploracin indirectos que permiten evaluar los acuferos con un mnimo de perforaciones.Es en esta parte donde aparecen los mtodos geofsicos, con los que se puedeninvestigar las propiedades fsicas del subsuelo desde la superficie. Las tcnicasempleadas pueden medir propiedades como la resistividad elctrica, densidad, velocidadde transmisin de las ondas elsticas, susceptibilidad magntica, polarizacin,

radiactividad natural, etctera; todas ellas ntimamente ligadas a la estructura yconstitucin de las rocas del subsuelo, a la presencia de agua, y en ciertos casos, a lacomposicin de la misma.

Una de las propiedades que est vinculada a la presencia de agua en las rocas, es laresistividad elctrica, lo cual ha generado el desarrollo de una tecnologa especficamenteenfocada a su medicin.

Existe abundante bibliografa sobre los mtodos geofsicos y sus aplicaciones en mltiplescampos de la actividad humana, como exploracin petrolera, minera, geologa, ingeniera

civil, geohidrologa, etc.; en su mayora, dicha literatura aborda los mtodos geofsicos demanera genrica, exponiendo sus principios bsicos y los desarrollos tericos (como sonlos libros utilizados en la enseanza), o bien de una manera terica y especfica para unmtodo en particular, como en el caso de gran nmero de artculos publicados en revistasespecializadas, como: Geophysics, Geophysical Prospecting, Geofsica Internacional. Porotra parte, slo se dispone de un reducido nmero de publicaciones sobre mtodosgeofsicos aplicados a un problema concreto, como la exploracin del agua subterrnea.En su mayora, estos trabajos abordan un mtodo particular aplicado a la Hidrogeologa, yslo en casos excepcionales como Granada Sans (1986), Duprat (sin fecha), etc.,

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exponen diferentes mtodos geofsicos enfocados a la solucin de problemasgeohidrolgicos.

La intencin de este manual es proporcionar no slo el conocimiento de los mtodosgeoelctricos (tanto de corriente continua como de corriente alterna) sino de su

planificacin, ejecucin, supervisin y particularmente de la interpretacin de losresultados.

El presente trabajo incluye todos los mtodos geoelctricos actualmente empleados enestudios de prospeccin enfocada a la geohidrologa:

Sondeos elctricos verticales (SEV)

Sondeos con polarizacin inducida (PI)

Sondeos magnetotelricos (SMT)

Sondeos por frecuencia (SP)

Sondeos por transitorio electromagntico (TEN)

Seudosondeos electromagnticos areos (PSEA)

Calicatas electromagnticas, areas y terrestres (CEM)

Registros geofsicos de pozos que son utilizados en geohidrologa.

En este ltimo rubro se incluyen los registros de pozos, que aunque no son del tipoelctrico estn totalmente relacionados con el anlisis de los acuferos.

No se pretende analizar exhaustivamente las bases tericas de los mtodos, yaampliamente difundidas en la literatura especializada y de la cual se proporciona unaextensa bibliografa: se intenta explicar, en forma accesible para el personal tcnico queintervenga en cualquier variante de la exploracin geohidrolgica, en que consiste cadamtodo y en que condiciones pueden ser utilizados, sus alcances y limitaciones, as comolos parmetros a tomar en cuenta para su planeacin, los ndices de control de calidadque aseguren un resultado ptimo y la consecucin de los objetivos planteados.

Explicaremos sucintamente la estructura que hemos adoptado para facilitar lacomprensin de este manual:

En l capitulo 1 (Introduccin), se describe lo que el lector puede esperar de esta obra. Enel captulo 2 se ofrece una introduccin a todos los mtodos abordados en este manual;

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en el captulo 3 se plantea la relacin entre la resistividad de las rocas y lasmodificaciones que stas sufren debido a la presencia del agua subterrnea.

Aunque el objetivo de este manual es ser accesible a tcnicos no especializados, seconsider necesario incluir parte de la teora bsica en los captulos 4 y 5, que comprende

ecuaciones para el clculo del efecto terico de los modelos ms usados en lainterpretacin; ello hace a estos dos captulos de difcil comprensin para quienes carecende buenas bases de teora electromagntica; empero, pueden ser de gran utilidad comofuente de consulta o para entender el proceso de interpretacin automtica que sepresenta en el captulo 12 mediante programas de cmputo, as como las referenciascitadas a lo largo del presente manual.

El captulo 6 es una gula para lo relacionado con el uso de los registros geofsicos depozos que se aplican tanto en la prospeccin como en la explotacin de aguasubterrnea; en el captulo 7 se aborda la planeacin de los levantamientos elctricos; eltema del captulo 8 es la modelacin e interpretacin de los trabajos de prospeccin

geoelctrica; en el captulo 9 se detallan algunas aplicaciones de los mtodosgeoelctricos en la construccin de obras hidrulicas; el captulo 10 trata lo relativo a lanormatividad de la exploracin geoelctrica; en el captulo 11 se describen los equiposms comunes actualmente en uso; en el captulo 12 se proporcionan algunos programasde computacin y en el captulo 13 las especificaciones de contratacin y costos.

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CAPITULO 2.

METODOS GEOELECTRICOS

2.1. GENERALIDADES

En el mbito de la prospeccin geohidrolgica, al hablar de la geofsica es comn pensarinmediatamente en el sondeo elctrico vertical (SEV), y en algunos casos en los registrosgeofsicos en pozos. Desde su creacin con los trabajos de Conrad Schlumberger, elsondeo elctrico vertical ha sido una tcnica frecuentemente utilizada en la exploracindel agua subterrnea. Este mtodo ha llegado a ser tan popular en todo el mundo que sehan exagerado sus bondades, aplicndose indiscriminadamente an en situacionesdonde la validez terica de los modelos utilizados para la interpretacin es cuestionable,pues el modelo normalmente utilizado es el semiespacio estratificado horizontalmente.Por tal razn, al inicio de cualquier trabajo se debe analizar cuidadosamente la resoluciny alcance del mtodo a emplear.

Para la eleccin del mtodo deben considerarse los puntos siguientes:

El objetivo del estudio y el tipo de estructura geolgica buscada.

La sensibilidad del equipo a los cambios que produce el objetivo buscado (agua,roca, mineral, etc.), en la propiedad fsica que se est midiendo.

La sensibilidad del mtodo a cambios laterales, someros y profundos.

La validez del modelo elegido para la interpretacin.

En el caso de la geohidrologa, el objetivo es determinar la presencia y calidad del aguaen las rocas del subsuelo y la propiedad a medir es la resistividad del terreno.

Como se ver en l capitulo 3, existe una estrecha relacin entre la propiedad fsicaconocida como resistividad elctrica de las rocas y el contenido de fluidos. Para poderentender esta propiedad primero explicaremos que en la naturaleza existen dos formas deconduccin de la corriente elctrica en los materiales:

2.1.1. Conduccin Electrnica

La conduccin electrnica es un fenmeno exclusivo de los minerales metlicos y losmetales propiamente dichos; es la forma de conduccin de corriente elctrica msusualmente utilizada por el ser humano, pero la ms infrecuente en la naturaleza, pues losminerales con tal capacidad son relativamente escasos y difciles de hallar.

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2.1.2. Conduccin Electroltica

Durante la formacin de las molculas, muchas quedan con una carga elctrica, positiva onegativa, y reciben el nombre de iones; cuando el material en el que se encuentran dichasmolculas lo permite, stas se movern debido a una diferencia de potencial, de acuerdocon una ley ampliamente conocida: "partculas con signo igual se repelen y con signo

contrario se atraen". Este movimiento de iones constituye una corriente elctrica deiguales propiedades que la corriente electrnica, y cumple con las mismas leyes fsicas.

La mayora de las rocas no contienen materiales de tipo metlico, por lo que suconductividad elctrica se debe a los iones y a su movilidad; la presencia de iones estestrechamente relacionada con el contenido de agua en la roca y las sales que contengaen disolucin.

En la prospeccin del agua subterrnea, el inters se concentra en cuatro puntos:

Conocer si la presencia de agua subterrnea produce un cambio en laconductividad de las rocas que la contienen.

La posibilidad de conocer este cambio en la conductividad.

La existencia de un mtodo para medir este cambio desde la superficie.

Interpretar los valores obtenidos para diferenciarlos de otros similares, pero norelacionados con la presencia del agua.

Estos puntos pueden ser aclarados al comparar las diferentes tablas de resistividad delcaptulo 3: el segundo y tercer punto se aclaran brevemente en el primer prrafo de dichocaptulo, puesto que es ampliamente conocido que mediante el sondeo elctrico vertical

pueden medirse desde la superficie cambios de conductividad elctrica, o su inverso: laresistividad. Posteriormente se analizar el problema de la interpretacin de los datosobtenidos en campo. Sin embargo, surgen otras inquietudes como:

La existencia de otros mtodos para medir los cambios en la conductividad.

Conocer cul es el mtodo ptimo para obtener la informacin deseada.

Las limitaciones del sondeo elctrico vertical.

La eficacia de los diferentes mtodos ante situaciones especficas.

La adecuada seleccin y aplicacin de dichos mtodos para un costo ptimo.

A continuacin se presentarn globalmente las herramientas o mtodos geoelctricos enuso dentro de la prospeccin hidrogeolgica: por el momento analizaremos los mtodosgeoelctricos.

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2.2. DESCRIPCION DE LOS METODOS GEOELECTRICOS

Los mtodos geoelctricos se dividen principalmente en dos grupos: los que usancorriente directa y los que emplean corriente alterna; estos grupos, a su vez, puedensubdividirse en: los que utilizan las corrientes que existen normalmente en la naturaleza

(fuente natural) y los que emplean corrientes creadas artificialmente (fuente artificial). Encada una de ambas subdivisiones caben dos tipos de mtodos: los que se utilizan paramedir variaciones de resistividad con respecto a la profundidad y los empleados paramedir cambios de resistividad en el sentido horizontal; a los primeros se les conoce comoSONDEOS, a los segundos como CALICATAS. A continuacin se presentan agrupadosen una tabla:

-fuente -calicatas de potencial natural

natural -elctricos verticales (SEV)Corriente continua -sondeos -polarizacin inducida (PI)

-fuenteartificial

-calicatas -elctricas (CE)-polarizacin inducida (CPI) (cargabilidad)

-sondeos -magnetotelurico (SNT)-fuente -geomagnticos (SGM)natural

-calicatas -telricas

-frecuencia (SF)Corriente alterna -sondeos -transitorio electromagntico (TEM)

-fuente -pseudosondeos electromagnticos areosartificial (PSEA)

-calicatas -electromagnticas (CENT)

-electromagnticas areas (CEMA)

CALICATAS : MIDEN VARIACIN HORIZONTAL DE LA RESISTIVIDADSONDEOS : MIDEN VARIACIN VERTICAL DE LA RESISTIVIDAD.

TABLA 2.1 METODOS GEOELECTRICOS.

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2.3 METODOS DE CORRIENTE CONTINUA.

Segn la tabla de la figura 2. 1, los mtodos elctricos de corriente continua se dividen endos: los que usan como fuente las corrientes naturales que circulan en la corteza terrestrey los que requieren fuentes artificiales de corrientes introducidas al subsuelo. Del primer

tipo slo existe el mtodo de potencial espontneo, utilizado en la exploracingeohidrolgica nicamente en los registros geofsicos de pozos.

En la exploracin geohidrolgica superficial, los potenciales naturales o espontneosproducidos por corrientes elctricas naturales que existen en la corteza terrestre se tomancomo seales no deseadas, y por lo tanto se eliminan.

Como se muestra en la tabla 2. 1, los mtodos elctricos de corriente continua con fuenteartificial son los sondeos que miden la variacin vertical y las calicatas que cuantificanvariaciones horizontales, estos se enfocan a la deteccin de dos propiedades de losmateriales del subsuelo; la resistividad elctrica (sondeos y calicatas elctricas) y lacargabilidad (sondeos y calicatas de polarizacin inducida).

2.3.1 Cargabilidad

La cargabilidad es la capacidad que tienen los materiales para retener carga elctricadurante un periodo de suministro de corriente para posteriormente deshacerse de dichacarga cuando aquel se interrumpe. Muchos minerales constituyentes de las rocas exhibenesta propiedad, incluyendo el agua en estado lquido.

2.3.2 Sondeo Elctrico Vertical y Polarizacin Inducida

Los sondeos elctricos verticales (SEV), y los sondeos de polarizacin inducida (PI) serealizan en campo de la misma forma: mediante cuatro electrodos, separados a una ciertadistancia; con dos de ellos se miden variaciones de potencial elctrico originados en elterreno por la corriente inyectada a travs de los otros dos electrodos.

Como el volumen involucrado de terreno depende de la separacin entre los electrodos,mientras ms distancia exista entre stos mayor ser la profundidad de exploracin en elterreno; si se hacen varias mediciones incrementando gradualmente la distancia entre loselectrodos de corriente, se profundiza la investigacin de la resistividad elctrica delsubsuelo, suponiendo que el terreno es homogneo en el plano horizontal y que laresistividad o la cargabilidad slo varan en el sentido vertical. (Figura 2.1)

FIGURA 2.1 TENDIDO PARA UN SONDEO ELECTRICO VERTICAL.

Actualmente el sondeo elctrico vertical es el mtodo elctrico ms comn en laexploracin geohidrolgica, mientras que el sondeo por polarizacin inducida se hautilizado muy poco debido a varios aspectos que se abordarn en el captulo IV.

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2.3.3 Calicatas

El segundo tipo se conoce como CALICATAS, y aunque esencialmente es el mismo tipode medicin, la forma en la que se realiza el trabajo permite conocer principalmente ladistribucin espacial, de las variaciones, de la resistividad elctrica (CE) o de lapolarizacin inducida (PI) a lo largo de la lnea que se est levantando, manteniendo casi

constante la profundidad de investigacin.

Las calicatas consisten principalmente en mantener fijas las distancias entre loselectrodos de corriente y de potencial, de tal manera que en principio se mantiene laprofundidad de investigacin; despus de que se hace la lectura en un sitio, el arreglo deelectrodos se mueve como un todo para hacer la medicin en el prximo sitio (quenormalmente est sobre una lnea fijada previamente); se repite el proceso en los puntossubsiguientes hasta completar el perfil que se desea investigar; el resultado es, por tanto,una serie de valores de resistividad aparente que nos muestran la variacin de sta a lolargo de un perfil para una profundidad relativamente constante, con la distancia entre loselectrodos fija, como se muestra en la figura 2.2

FIGURA 2.2 CALICATA

Este tipo de calicatas puede ser empleado en casos en que la exploracingeohidroelctrica seale que los acuferos se presentan en forma no tabular, comosucede con los acuferos controlados por carsticidad o por figuras grandes, los cuales soninvestigados ms exitosamente si se estudia la variacin lateral de la resistividad,considerando la profundidad a investigar como funcin de las distancias entre loselectrodos.

2.4. METODOS DE CORRIENTE ALTERNA

Cuando se emplean mtodos geoelctricos en la exploracin geohidrolgica esimportante recalcar que la propiedad que se est midiendo de los materiales del subsueloes la resistividad elctrica y que sta puede ser evaluada de formas diferentes, todas ellasemanadas de los principios bsicos de la teora electromagntica, descrita en su formams genrica en las ecuaciones de Maxwell. As como es posible medir la variacin de laresistividad con respecto a la profundidad en el SEV, tambin lo es utilizando laspropiedades de los campos electromagnticos generados al utilizar la corriente alterna.

Los mtodos de corriente alterna presentan las cuatro modalidades que se pueden formarcon la utilizacin de las fuentes naturales o artificiales, y su aplicacin en forma desondeos o calicatas.

2.4.1 Fuente Natural

De los mtodos que emplean fuente natural, el nico que en la actualidad ha sido utilizadoen la exploracin geohidrolgica es el sondeo magnetotelrico, (SMT) este mtodoconsiste en medir las variaciones de los campos elctrico y magntico; en dos direccionesperpendiculares por el campo elctrico y en tres direcciones para el campo magntico(figura 2.3).

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FIGURA 2.3 TENDIDO PARA UN SONDEO MAGNETOTELURICO

Si se hacen mediciones del campo elctrico (EX) en la direccin x, del campo magntico(HY) en la direccin Y, obtenemos la impedancia, que se define como:

donde:

Zxy= ImpedanciaEx= Componente x del campo elctricoHy = Componente y del campo magntico

Aunque los valores de las variaciones de los componentes de los campos se midenrespecto al tiempo, siempre es posible conocer mediante un algoritmo matemticoconocido como transformada de Fourier las variaciones con respecto a la frecuencia; acontinuacin se aplica la relacin desarrollada por Cagniard (1953):

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10T5

p2Z

= (2.2)

donde:z = Impedancia= 3.14159...p = Resistividad del medio

T = Periodo de la seal = 1 / frecuencia

Partiendo de esta relacin podemos obtener la resistividad.

En realidad, el trabajo de campo y la prctica del sondeo magnetotelrico son bastantems complejos que lo descrito anteriormente, pero el principio bsico es el mismo.

2.4.2 Fuente Artificial

Cuando se utiliza corriente alterna producida artificialmente se pueden concebir dos tiposde sondeos, que permiten definir la distribucin de la resistividad respecto a la

profundidad en el subsuelo.

2.4.2.1 Sondeo por Frecuencia

El sondeo por frecuencia (SF) aprovecha el que la profundidad de penetracin de lasondas (Skindepth, o penetracin nominal) en el subsuelo depende principalmente de lafrecuencia de la onda y de la resistividad de las capas ms superficiales, por lo que s sevara la frecuencia de la seal emitida y se mide la resistividad aparente para cada

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frecuencia de emisin se obtiene una curva de variacin similar a la que proporcionan losSEV, que puede ser interpretada en trminos de un modelo de subsuelo estratificadohorizontalmente (FIGURA 2.5).

2.4.2.2 Sondeo por Transitorio Electromagntico

Los sondeos por el mtodo transitorio electromagntico (TEM) generan una componentedel campo electromagntico (usualmente la componente vertical), induciendo con ello lacreacin de corrientes en el subsuelo; stas, a su vez, generan un campo magnticosecundario susceptible de ser medido. El principio bsico del mtodo consiste en medir elcampo secundario inmediatamente despus de apagar el equipo emisor, ya que en esemomento desaparece el campo primario y slo queda el secundario, que va decayendogradualmente de manera tal que se puede extraer informacin sobre la resistividad delsubsuelo. La curva de decaimiento del campo secundario es normalizada de manerasimilar a las curvas en los otros tipos de sondeos de corriente alterna, obtenindose unapresentacin de resistividad aparente contra tiempo, que tambin puede ser interpretadacomo las curvas de los SEV (figura 2.4).

FIGURA 2.4 TENDIDO PARA UN SONDEO POR TRANSITORIOELECTROMAGNTICO

FIGURA 2.5 TENDIDO PARA UN SONDEO POR FRECUENCIA

2.4.2.3 Calicatas Electromagnticas

Otro de los mtodos que utilizan corriente alterna son las calicatas electromagnticas, quese basan en los mismos principios fsicos que los sondeos y permiten investigar lasvariaciones de la resistividad en el subsuelo en el sentido horizontal; su principal utilidadconsiste en descubrir cuerpos conductores aislados o variaciones laterales abruptas de laresistividad debidas a estructuras geolgicas de inters.

Las calicatas pueden realizarse con una gran variedad de equipos, de los cuales los msconocidos son el turam, el silingram, el VLF y los equipos electromagnticosaerotransportados, que permiten realizar el mismo trabajo que en tierra pero con granrapidez y en grandes volmenes; prcticamente todos los levantamientos llevados a cabocon este mtodo se interpretan en trminos de modelos de laboratorio, con lo que se ha

logrado obtener un gran nmero de curvas para interpretacin y conjuntos de lasdenominadas curvas caractersticas. Estas curvas caractersticas son creadas a partir deciertas singularidades de las curvas de interpretacin de los modelos de laboratorio, comopuede ser la amplitud relativa entre los mximos y los mnimos, la distancia horizontalentre ellos, la pendiente mxima, etc. Con dos o ms de estas propiedades se formandiagramas, de tal manera que cuando se obtiene una curva de campo se le miden esasmismas caractersticas; con ellas se ubica un punto que define aproximadamente losparmetros del modelo que se est usando para la interpretacin, bajo el supuesto de queestos modelos representan aproximadamente lo que se busca en el subsuelo.

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2.4.2.4 Pseudosondeos por Frecuencia (Areo)

Un gran avance reciente consiste en utilizar simultneamente varias frecuencias en losequipos electromagnticos aerotransportados, obtenindose con ello diferentesprofundidades de penetracin en el subsuelo y simulando a la vez un sondeo porfrecuencia; esto permite obtener un perfil continuo de la variacin vertical de la resistividad

para profundidades someras a lo largo de muchos kilmetros.

Como conclusin de lo expuesto en este captulo, el parmetro que interesa medir concualquiera de los mtodos elctricos (con excepcin del sondeo y la calicata depolarizacin inducida, que miden la cargabilidad) es la resistividad, es decir, la variacinde la resistividad del subsuelo ya sea en sentido vertical u horizontal. En la mayora de lostrabajos se combinan las caractersticas del sondeo con las de las calicatas, realizandovarios sondeos tanto a lo largo de una lnea en el terreno - con lo cual se obtienen tantolas variaciones de la resistividad con la profundidad como lateralmente, en el sentido de lalnea en que se estn haciendo los sondeos. A este tipo de trabajo se le conoce comopresentacin por secciones, como la que podemos apreciar en la figura 2.6.

FIGURA 2.6 SECCION DE ISO RESISTIVIDAD APARENTE.

De la misma manera, si los sondeos estn distribuidos en un rea determinada se puedeutilizar el parmetro contra el cual se est graficando la resistividad aparente (distanciaentre electrodos de corriente, frecuencia, periodo o tiempo), configurar en un planohorizontal los valores de esta resistividad para un mismo valor de la abscisa y obtener ladistribucin en el rea de la resistividad para una penetracin nominal esperada.

Despus de la anterior descripcin de los mtodos geoelctricos surgen una serie deinterrogantes en los tcnicos que intervienen en la exploracin del agua subterrnea,como son:

La existencia de una relacin entre la resistividad que miden los mtodosgeoelctricos, la cargabilidad medida con la polarizacin inducida y la presenciade agua.

La seleccin del mtodo ptimo

Las dificultades de aplicacin de los diferentes mtodos

Sus respectivos costos de aplicacin

La dificultad de interpretar los datos obtenidos y asociarlos adecuadamente alos objetivos buscados

La contaminacin de los acuferos

La forma ms adecuada de explotarlos a corto y largo plazo

En los captulos siguientes se analizarn estas inquietudes, basndonos tanto en la teorade los mtodos como en la experiencia de los autores.

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CAPITULO 3.

RESISTIVIDAD DE LAS ROCAS EN LA PROSPECCIN DE AGUA.

3.1 RESISTIVIDAD DE LAS ROCAS

Las propiedades fsicas que definen a un material de acuerdo con su comportamientoelectromagntico son: la constante dielctrica, la permeabilidad magntica y laresistividad; la resistividad, es la propiedad que se mide en los mtodos elctricos deexploracin.

La mayora de las rocas no son buenas conductoras de la corriente elctrica: sonprcticamente aislantes debido a que tambin lo son los minerales que se encuentran enmayor proporcin en ellas (cuarzo, feldespatos, calcita, etc.).

El fenmeno de conduccin elctrica se presenta por dos razones principales: la primera ymenos importante geohidrolgicamente, es la presencia de minerales del tipo metlico,como la pirita, la magnetita, la pirrotita, etc., que hacen que la roca se comporte como unconductor, cuya conductividad aumentar al incrementarse el contenido de estosminerales y su interconexin.

La segunda causa, la ms interesante desde el punto de vista geohidrolgico, es lapresencia de fluidos en los poros de las rocas, de los cuales el ms comn es el agua,pudiendo ser tambin hidrocarburos o gases.

La resistividad elctrica de las rocas varia en amplios mrgenes, por lo que es casiimposible asignar valores especficos a los diversos tipos de roca; no obstante, se puedenestimar criterios observando tablas publicadas en libros y manuales de constantes fsicas,como las que se muestran en las tablas 3.1, 3.2, 3.3, 3.4 y 3.5, obtenidas de TELFORDW. M. (1976). Los valores tpicos de las constantes elctricas aparecen en las tablas 3.1 a3.6.

Cuando se estudia una regin determinada se observa que el intervalo de variacin parauna misma roca no es tan grande, y usualmente se puede asignar intervaloscaractersticos a los diferentes tipos de roca existentes en la zona de estudio. Noobstante, puede incurrirse en error si se asignan esos mismos intervalos a otras zonas en

las que existe un tipo similar de roca.

Por ejemplo una caliza sana y compacta puede tener resistividades mayores a 5,000ohm-m, mientras que una caliza con alteracin a arcilla fisurada y saturada de aguapuede presentar resistividades de algunas decenas de ohm-m; lo mismo sucede con losbasaltos, que en un estado compacto y sano son usualmente muy resistivos pero cuandopresentan fracturas, alteraciones a arcillas y saturacin de agua su resistividad bajaconsiderablemente.

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Por otro lado, puede decirse que los factores que determinan la resistividad promedio delas rocas se conservan a menudo en toda una unidad de roca, y debido a esto, puedediferenciarse una formacin de otra tomando como base las mediciones de la resistividad.

3.2 INFLUENCIA DEL AGUA EN LA RESISTIVIDAD DE LAS ROCAS

Cuando existe agua rellenando poros, fisuras y fracturas de las rocas, la resistividadglobal de stas se modifica dependiendo de los siguientes parmetros:

La resistividad de la roca sin la presencia del agua

La porosidad de la roca

La resistividad del agua contenida en la roca

El grado de saturacin

La tortuosidad (relacin entre longitud de los poros y la longitud de la roca enestudio)

Los anteriores parmetros estn ligados por la siguiente relacin:

aaa

2

r pFpp

Tp == (3.1)

Donde:

Pr = Resistividad de la rocaPa = Resistividad del aguaT = TortuosidadP = PorosidadF = Factor de formacin

Cuando se toma en cuenta la saturacin se obtiene un parmetro conocido como ndicede Resistividad, definido como:

I = Sn (3.2)

donde:

I = ndice de resistividad,S = Saturacin de agua en la rocan = Exponente que de acuerdo con diversos autores, vara de 1.98 a 2, modificndose larelacin 3.1 a:

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Pr = IF Pa (3.3)

Tomando en cuenta la relacin anterior, es importante conocer los rdenes de resistividadesperados tanto de las rocas como de las aguas que las saturan, as como su porosidadpromedio. La resistividad es altamente variable, aun en un mismo tipo de roca; no

obstante, se puede definir un intervalo caracterstico para un tipo especfico dentro de unaregin de inters.

La resistividad elctrica del agua varia en un amplio intervalo; en estado puro, el agua espoco conductora, llegando a tener resistividades hasta de 104ohm-m; sin embargo, lasaguas naturales presentan buena conductividad elctrica debido a las sales que llevan ensolucin. Su cantidad y clase depende del tipo de roca por donde el agua haya circulado,ya sea superficialmente o en forma subterrnea.

Los intervalos de variacin de la resistividad de las aguas naturales se presentan en latabla 3.7:

La porosidad es tambin un parmetro que vara mucho no slo de roca a roca, sinotambin dentro de un mismo tipo de roca, y depende de factores como los diferentesgrados de compactacin, el fracturamiento, la homogeneidad en el tamao de los granosque constituyen la roca, su edad, etc., en la bibliografa del tema se pueden encontrartablas de porosidad para diferentes tipos de roca como la tabla 3.8, tomada de Keller L. yFrischnecht (1966) .

La presencia de materiales arcillosos es otro parmetro a tomar en cuenta al tratar deevaluar las variaciones de la resistividad de una roca cuando sta se encuentra total oparcialmente saturada de agua, ya que la interaccin entre la matriz de la roca y el aguacontenida en sus poros produce dos fenmenos: conduccin superficial y la ionizacin delos minerales arcillosos, que afectan las mediciones de la resistividad global de las rocas

en estudio.

3.3 RESPUESTA ELECTRICA ESPERADA EN LOS DIFERENTES TIPOS DEACUFEROS.

3.3.1 Clasificacin de los Acuferos

De acuerdo con E. Custodio y M.R. Llamas (1983), los acuferos pueden clasificarse dedos formas; la primera toma en cuenta la estructura de las rocas con su porosidad, y lasegunda agrupa los acuferos de acuerdo con la presin hidrosttica del agua contenida

en los mismos. En la primera clasificacin se agrupan seis tipos de acuferos:

Depsitos sedimentarios de granulometra homognea y gran permeabilidad.

Depsitos sedimentarios de granulometra heterognea y escasa permeabilidad.

Depsitos sedimentarios de granulometra heterognea y permeabilidad media.

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Depsitos sedimentarios de granulometra homognea, cuya permeabilidad hadisminuido por cementacin de sus intersticios con materias minerales.

Roca con huecos originados por disolucin.

Roca con huecos originados por fracturamiento.

En la segunda clasificacin hay slo tres tipos de acuferos:

Acuferos cautivos o confinados.

Acuferos libres, no confinados o freticos.

Acuferos semiconfinados.

A estas clasificaciones se les debe incluir el tipo de agua que presenta el acufero,dependiendo de si sta es dulce, salobre o salada, y el tipo de rocas en las que se estexplorando. Es claro que un acufero se clasificar de acuerdo con las caractersticasmencionadas anteriormente, por ejemplo un acufero de agua dulce confinado en rocasvolcnicas cuya porosidad es producida principalmente por fracturamiento, o un acuferolibre con agua salobre en una roca no consolidada de gran porosidad y granulometrahomognea.

3.3.2 Caractersticas Elctricas de los Acuferos

Cada uno de estos acuferos presenta caractersticas elctricas diferentes, que dependen

principalmente de la resistividad de la roca que contiene el acufero, de la resistividad delagua y de la permeabilidad; por lo tanto, se espera que exista un cambio en sentidovertical entre la zona saturada y la no saturada de la roca que contenga al acufero, y esde esperarse que tambin exista un contraste de resistividad entre los diferentes tipos deroca en el rea de estudio.

El contraste que existe entre las resistividades de los diferentes tipos de roca y elexistente entre las zonas de acufero, y las que no contienen agua dependen de muchosfactores que slo se pueden evaluar si se conoce el marco geolgico en el que se trabajay sus caractersticas geohidrolgicas, ya que no se puede esperar la misma respuesta enun acufero confinado en calizas que en uno confinado en rocas volcnicas o enmateriales granulares, ni tampoco se puede esperar la misma respuesta en un acufero

que contiene agua dulce que en uno que contiene agua salada.

Si tomamos como ejemplo una zona de estudio en la que el objetivo es caracterizar unacufero en materiales granulares en los que el tamao de los granos influye directamenteen la resistividad que se mide, conociendo que los depsitos de arcilla son menosresistivos que los de grava, desde el punto de vista geohidrolgico las zonas condepsitos de arcillas sern las menos interesantes con respecto a los depsitos de arenay grava.

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Esta situacin se invierte cuando el agua que satura los materiales es salada, ya que eneste caso el factor que determina la resistividad medida es el agua salada, y mientras msporosa y permeable sea la zona, menor ser la resistividad de esta, llegando amanifestarse nicamente la resistividad del agua.

Se espera que la resistividad sea alta en zonas de estudio en donde las rocas existentes

sean basaltos compactos e impermeables; y si el grado de fracturamiento y la saturacinaumentan entonces ser menor la resistividad medida.

El valor numrico de estas resistividades no se puede fijar a priori, sino que sern valoresrelativos que variarn de sitio a sitio, dependiendo de sus caractersticas geolgicaspropias.

De la misma manera, pueden hacerse ciertas consideraciones sobre los contrastesesperados de resistividad en cada proyecto de exploracin de agua subterrnea, pero esinnegable que no se podrn obtener buenos resultados interpretativos si no se incluyen enella los conocimientos geolgicos y geohidrolgicos.

TABLA 3.1 RESISTIVIDADES DE MATERIALES Y ELEMENTOS (Telford, 1976)

Resistividad(ohm-m)

Elemento Intervalo PromedioAntimonio 4.5x10-7Arsnico 2.2X10-7Bismuto 1.2x10-6

Cobre 1.7x10

-8

Oro 2.4x10-8Grafito (carbn) 5x10-7 a 10 10-3Hierro 10-7Plomo 2.2x10-7Mercurio 9.6x10-7Molibdeno 5.7x10-8Nquel 7.8x10-8Platino 10-7Plata 1.6x10-8Azufre 107 a 1016 1014Telurio 10-4 a 2x10-3 10-3

Uranio 3. 0x10-7Zinc 5.8x10-8

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TABLA 3.2 RESISTIVIDADES DE MINERALES (Telford, 1976)

Resistividad(ohm-m)

Mineral Frmula Intervalo Promedio

Argentita Ag2S 2x10

-3

a 10

4

1.7x10

-3

Bismutita Bi2S3 18 a 570Covalita CUS 3x10-7a 8x10-5 2x10-5Calcocita Cu2S 3x10

-5a 0.6 10-4Calcopirita CuFeS2 1.2x 10

- 5a 0.3 4x10-3Bornita Cu5FeS4 2.5x10

-5a 0.5 3x10-3Marcasita FeS2 10

-3a 3.5 5x10-2Pirita FeS2 2.9x10

-5a 1.5 3x10-1Pirrotita FenSm 6.5x10

-.6a 5x10-2 10-4Cinabrio HgS 2x10-7Galena PbS 3x10-5a 3x102 2x10-3Milerita NiS 3x10-7

Stanita Cu2FeSn2 10-3a 6x103Stibinita Sb2s3 105 a 1012 5x10

6Esfalerita ZnS 1.5 a 107 102Cobaltita CoAsS 3.5x10-4a 10-1Smaltita CoAs2 5x10

-5Arsenopirita FeAsS 2x10-5 a 15 10-3Nicolita NiAs 10-7a 2x10-3 2x10-5Silvanita AgAuTe4 4x10

-6a 2x10-5Bauxita AI203nH20 2x10

2a 6x103Braunita Mn203 0.16 a 1.2Cuprita CU20 10

-3 a 300 30

Cromita FeCr204 1 a 106

Especularita Fe203 6x10-3

Hematita Fe 03 3.5x10-3a 107

Limonita 2Fe2O33H20

103a 107

Magnetita Fe304 5X10-5a 5.7x103

llmenita FeTiO3 10-3a 50

Wolframita Fe,Mn,W04 10 a 105

Manganetita MnO(OH) 10-2 a 0.3Pirolucita MnOp2 5x10

-3 a 10Cuarzo sio2 4x10

10 a 2X1014Casiterita Sn02 4x10

-4 a 104 0.2Rutilo TiO2 30 a 1000 500Uraninita U02 1 a 200Anhidrita CaSO4 10

9Calcita CaC03 2x10

12Fluorita CaF2 8X10

13Siderita Fe (C03)3 70Halita NaCl 30 a 1013Silvita KC1 1011 a 1012

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TABLA 3.2 RESISTIVIDADES DE MINERALES (Telford, 1976)

Resistividad(ohm-m)

Mineral Frmula Intervalo Promedio

Diamante C 10 a 10

14

Serpentina 2 x102 a 3x 103Hornblenda 2X102 a 106Mica 9x102 a 1014Biotita 2x102 a 106 2x102a 106Flogopita 1011 a 1012Carbnbituminoso

0.6 a 105

Carbones 10 a 1011(varios)Antracita 10-3a 2x105Lignito 9 a 200

Mellorita 30(caolinita)Aguas 30 a 103metericasAguas 0.1 a 3x103superficiales(rocas gneas)Aguas 10 a 100superficiales(sedimentos)Aguas de suelos 100Aguas naturales 0.5 a 150 9(rocas gneas)Aguas naturales 1 a 100 3(sedimentos)

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TABLA 3.3 RESISTIVIDADES DE MINERALIZACIONES (Telford, 1976)

MineralizacinOtros

MineralesGanga

Resistividad(ohm-m)

Pirita (%)

18

2% (calcio) 80% 300

40 20% 40 13060 5%(ZnS)+15% 20 0.9

75 10%(ZnS)+5% 10 0.1495 5%(ZnS) 1.095 5 7.0

Pirrotita (%)41 59% 2.2x10-458 42 2.3x10-479 21 1.4x10-582 18 8.5x10-595 5 1.4x10-5

SbS2en cuarzo 4xl103 a 3x107FeAsS 60% FeS 20% 20% Si02 0.39FeAsS 1X10-4a 1X10-2CuFeS4 3xl0 a 3Cu5FeS4 60% SiO2 7x10

-2Cu5FeS440% 2x10

4Fe, Mn, E0480% CoAsS 20% 103 a 10

7Fe, Mn, W04 7x10

-2Mineralizacin Otros

MineralesGanga Resistividad

(ohm-m)PbS, masivo 0.8

PbS, no masivo 10

-2

a 3PbS 50-80% 0.1 a 300Fe2O3, masivo 2.5x10

3FierroFe30460%

45

Fe304 demetamorfismo decontacto

0.5 a 102

Oxido de hierrocaf

8x102 a 3x106

75% de xido dehierro caf

25% 2x104a 8x105

Fe2O3grano fino 2.5X103Fe3O4 5x10

3a 8X103Fe3O4enPegmatita

7x103 a 2x 105

Zinc30%

5%PbS,15%FeS 50% 0.75

70% 3% calco, 17% 20PbS, 10% FeS

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TABLA 3.3 RESISTIVIDADES DE MINERALIZACIONES (Telford, 1976)

80% 10%PbS,10%FeS 1.7x 10380% 2% calco 1% 15% 1.3

PbS,2% FeS

90 5% PbS 5% 130Grafito lajeado 0.13Grafito masivo 10-4a 5x10-3Mos2 2x10

2a 4x103Mn02 mineralcoloidal

1.6

CU2S 3x10-2

CuFeS2 10-4a 1

CuFeS280% 10% FeS 10% 0.66CuFeS290% 2% FeS 8% Si02 0.65FeCr204 10

3FeCr2O4 95% 5 % Serp. 1.2X10

4

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TABLA 3.4 RESISTIVIDADES DE ROCAS IGNEAS Y METAMORFICAS(Telford, 1976)

Tipo de Roca Intervalo de resistividades(ohm-m)

Granito 3 x 102-106

Prfido grantico 4.5x10

3

(hmedo) a 1.3X 10

6

Pegmatita (Prfidofeldesptico)

4x103 (hmedo)

Albita 3x102 (hmedo) a 3.3X103 (seco)Sienita 102a 106Diorita 104a 105Prfido de diorita 1.9X103(hmedo) a 2.8X104(seco)Porfirita 10-5x104(hmedo) a 3.3X103(seco)Prfido carbonizado 2.5x103(hmedo) a 6x104(seco)Prfido de cuarzo 3x102a 9x 105Diorita cuarzosa 2x104a 2 106(hum) a 1. 8x105(seco)Prfidos (varios) 60 a 104

Dacita 2x104(hmedo)Andesita 4.5X104X10(hmedo) a 1.7x102(seco)Prfido de dabasa 103(hmedo) a 1.7x105(seco)Diabasa (varios) 201a 5x107Lavas 102a 5x104Gabro 103a 106Basalto 101a 1.3x107(seco)Norita de olivino 103a 6x104(hmedo)

Peridotita 3X103(hmedo) a 6.5x103(seco)Corneana 8X103(hmedo) a 6x107(seco)Esquistos 201 a 104

Tobas 2x103

(hmedo) a 105

(seco)Esquisto de grafito 101a 102Lajas (varios) 6x102a 4x107Gneises (varios) 6.8x104(hmedo) a 3X106(seco)Mrmol 102a 2.5x108(seco)Eskarn 2.5x102(hmedo) a 2.5x108(seco)Cuarzitas (varias) 101a 2x108

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Valores tpicos de las constantes elctricas de rocas y minerales:

TABLA 3.5 RESISTIVIDADES DE ROCAS SEDIMENTARIAS (Telford, 1976)

Tipo de roca Intervalo de resistividad(ohm-m)

Lutitas consolidadas 20 a 2x103Argilitas 10 a 8x102Conglomerados 2x103 a 102Areniscas 1 a 6.4x108Lutitas 50 a 107Dolomias 3.5x102 a 5x103Arcillas saturadas noconsolidadas

20

Margas 3 a 70Arcillas 1 a 100

Aluviones y arenas 10 a 800Arenas con petrleo 4 a 800

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TABLA 3.6 VARIACION DE LA REISISTIVIDAD DE LAS ROCAS CON ELCONTENIDO DE AGUA (Telford, 1976)

Roca H20 (%) p(ohm-m)Limolitas 0.54 1.5x104Limolitas 0.44 8.4x106

Limolitas 0.38 5.6x108

Arenisca grano grueso 0.39 9.6x105Arenisca grano grueso 0.18 108Arenisca grano mediano 1.0 4.2x103Arenisca grano mediano 1.67 3.2x106Arenisca grano mediano 0.1 1.4x108Grauvaca arenisca 1.16 4.7x103Grauvaca arenisca 0.45 5.8x104Arcosa arenisca 1.26 103Arcosa arenisca 1.0 1.4x103Lutita orgnica 11 0.6x103Dolomias 2 5.3x103

Dolomias 1.3 6x103Dolomias 0.96 8x103Peridotita 0.1 3x103Perldotita 0.03 2x104Peridotita 0.016 106Peridorita 0 1.8x107Pirofilita 0.76 6x106Pirofilita 0.72 5x107Pirofilita 0.7 2x108Pirofilita 0 1011Granito 0.31 4.4x103

Granito 0.19 1.8X106

Granito 0.06 1.3x108Granito 0 1010Diorita 0.02 5.8x105Diorita 0 6x106Basalto 0.95 4x104Basalto 0.49 9x105Basalto 0.26 3X107Basalto 0 1.3x108Piroxenita de olivino 0.028 2x104Piroxenita de olivino 0.014 4x105Proxenta de olivino 0 5.6x107

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TABLA 3.7 RESISTIVIDAD DEL AGUA (Orellana, 1972)

Tipo deagua

Intervalo de resistividad(ohm-m)

Aguas de lago 103a 3X103

Aguas dulces superficiales 10 a 10

3

Aguas salobres superficiales 2 a 10Aguas subterrneas 1 a 20Aguas de lagos salados 0.1 a 1Aguas marinas 0.2Aguas de impregnacin de roca 0.03 a 10

TABLA 3.8 VARIACION DE LA POROSIDAD DE LA ROCA CON LA EDAD

(Keller, 1966 )

EdadPorosidad

Tipo de roca Granular %Precmbricas Rocas gneas y rocas

metamrficas de altogrado

0 a 2

Precmbricas Sedimentos y sedimentosde alto grado demetamorfismo

1 a 8

Paleozoica Volcanoclsticas 5 a 30Paleozoica Areniscas y pizarras 5 a 30

Paleozoica Calizas 2 a 10Postpaleozoica Volcanoclsticas 10 a 60Postpaleozoica Areniscas y pizarras 10 a 40Postpaleozoica Calizas 4 a 20Cuaternaria Rocas gneas 0 a 10

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CAPITULO 4

SONDEO ELECTRICO VERTICAL, CALICATAS ELECTRICAS YSONDEO DE LA POLARIZACION INDUCIDA.

4.1. TEORIA

Es muy importante que todas las partes involucradas en un contrato de exploracingeoelctrica o en un proyecto por administracin tomen en cuenta los principios en que sebasan los mtodos elctricos, de tal manera que entre el contratante y el contratista, oentre el coordinador del proyecto y el grupo que realiza el estudio se hable en los mismostrminos.

No est de ms, nuevamente, recordar que el parmetro que miden los mtodoselctricos es la resistividad de las rocas del subsuelo y no directamente la presencia del

agua en ellas; no obstante, como ya se vio en el captulo anterior, la presencia de estefluido puede modificar significativamente la resistividad de la roca que la contiene, de talmanera que a partir de las mediciones que se hagan de la resistividad se puede inferir silas rocas en estudio contienen agua o no.

Hay varios mtodos para medir la resistividad elctrica de las rocas y cuantificar suscambios a profundidad en el subsuelo, denominados geoelctricos y derivados de la parteingenieril dela ciencia conocida como Geofsica. Estos mtodos aprovechan el que lamayora de las rocas del subsuelo presentan permeabilidad y que sus espaciosdisponibles estn total o parcialmente rellenos de fluidos, de los cuales el principal y mscomn es el agua. No debe olvidarse que, en algunos casos, parte de los minerales

constituyentes de la roca son del tipo metlico y por ende conductores de la electricidaden mayor o menor grado; por esta razn las rocas pueden ser tratadas como unelemento conductor dentro de la teora electromagntica.

Basndonos en esta teora se pueden definir relaciones causa - efecto para localizar unobjetivo con base en las anomalas registradas cuando se ocasiona una perturbacin, eneste caso la inyeccin de una corriente elctrica en el subsuelo, cuyo efecto es lamodificacin del potencial ocasionado por la corriente que se est inyectando. Es claroque la relacin causa - efecto, si es que se puede hallar, es la solucin del problema.

En primer trmino se analizan los fundamentos del mtodo, que se detallan a

continuacin:

Mediante dos electrodos, que normalmente son unas varillas metlicas, (sepueden usar tambin discos y vigas metlicas) , un generador de corriente y unequipo denominado transmisor, se inyecta corriente elctrica en el terreno.

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Con otros dos electrodos, que normalmente son varillas de cobre, o vasijasespeciales denominadas electrodos impolarizables, y un voltmetro de altaprecisin, se mide la diferencia de potencial que existe entre dos puntos delterreno ocasionada por la corriente que se esta inyectando.

De acuerdo con un modelo de interpretacin definido previamente y a un arreglogeomtrico entre los electrodos de emisin de corriente y los de medicin depotencial, se relaciona la corriente inyectada en el terreno con la diferencia depotencial medida, definiendo en este caso un parmetro conocido comoresistividad aparente (Pa).

Se relaciona geomtricamente la resistividad aparente con la separacin entrelos electrodos de corriente, obtenindose una curva que es interpretada entrminos de los parmetros que definen el modelo usado para la interpretacin.

Una vez conocidos los parmetros del modelo de interpretacin, se hace unacorrelacin con la geohidrologa y geologa del rea, y con ello obtenemos lainterpretacin final en trminos de la presencia del agua subterrnea en el rea

de estudio.

4.1.1 Arreglos Geomtricos de los Electrodos

Existen varios tipos; mencionaremos los arreglos tetraelectrdicos ms conocidos,Schlumberger y Wenner, que toman los nombres de sus autores, y los Dipolares. En elprimero, los cuatro electrodos se colocan en una lnea en el terreno. Si denominamos loselectrodos que se utilizarn para inyectar la corriente como A y B, y los que se emplearnpara medir la diferencia de potencial como M y N, el arreglo en el terreno estararepresentado en la figura 4.1

A M N B

G = MN / 2

L = AB / 2

FIGURA 4.1 ARREGLO TETRAELECTRODICO SCHLUMBERGER

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Aqu se puede observar que la distancia AB es mucho mayor que la distancia MN.

En el segundo arreglo, la distribucin de los electrodos es similar a la del primero, perolas distancias entre ellos sern iguales, como se muestra en la figura 4.2.

A M N B

G G G

FIGURA 4.2 ARREGLO DE ELECTRODOS WENNER.

Aqu las distancias AM, MN y NB son iguales. En los arreglos dipolares existen variasformas de colocar los electrodos, caracterizadas porque los dos de corriente y los dos depotencial siempre permanecen juntos, como se muestra en la figura 4.3.

G G

M N

A B

R = no

FIGURA 4.3 ARREGLO DE ELECTRODOS DIPOLAR.

De los tres tipos de arreglos mostrados, el mas utilizado en los sondeos elctricosverticales (SEV) es el Schlumberger, y en las calicatas elctricas los dipolares y elWenner, por razones de operacin de campo que se discutirn posteriormente.

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4.1.2 Sistema Transmisor

Actualmente se emplean dos mtodos: el primero consiste en tomar la corriente de unaserie de pilas conectadas a un interruptor, a un ampermetro y a los electrodos,previamente enterrados total o parcialmente en el terreno; con esto se cierra un circuito,como se muestra en la figura 4.4.

FIGURA 4.4 CIRCUITO DE EMISIN DE LINEAS DE CORRIENTES USANDOBATERIAS.

De esta manera se puede controlar con el interruptor el suministro de corriente y as sabercunta est entrando al terreno. En realidad, los equipos que se emplean son bastantems complejos, pero el principio en que se basan es el mismo; es obvio que la corrienteque se puede obtener con este tipo de equipos es limitada.

El otro mtodo para inyectar la corriente en el terreno es mediante el uso de unmotogenerador y un equipo transmisor de corriente controlada. La corriente se obtiene delmotogenerador, es de tipo alterno y tiene una frecuencia definida. La funcin deltransmisor es tomar la corriente alterna del motogenerador y rectificarla o darle una formaque durante cierto tiempo pueda ser considerada como corriente directa; a continuacin,la corriente es enviada al terreno en forma controlada (por un circuito electrnico)mediante los electrodos previamente enterrados; esta corriente es medida con unampermetro que puede estar en el mismo transmisor o en otra consola, como se muestraen la figura 4.5.

FIGURA 4.5 SISTEMA DE MEDICION CON CORRIENTE CONTROLADA.

4.1.3 Sistema de Medicin

Este es ms simple: basta conectar un voltmetro de alta precisin a los electrodos depotencial para medir el voltaje que se produce al inyectar corriente mediante el transmisor.El problema se presenta al hacer la medicin: siempre existe una diferencia de potencialentre dos puntos cualesquiera del terreno, aunque no se est inyectando corriente. Estadiferencia de potencial o voltaje es conocida como potencial espontneo, y es producidopor las corrientes naturales que existen en el subsuelo, llamadas corrientes telricas.

El potencial espontneo queda definido por dos partes; una que es constante y es la quese mide con el voltmetro, cuya amplitud es del orden de los milivolts, y otra alterna ovariable, que slo se puede apreciar con instrumentos capaces de medir dcimas ocentsimas de milivolt. Con los equipos actualmente en uso los potenciales producidospor la corriente inyectada son de uno o ms milivolts, lo que permite detectar el voltajeproducido solamente por la corriente que se inyecta al terreno, al poder eliminar la parteconstante del potencial espontneo. Esto se logra mediante el uso de un sencillo equipoconocido como supresor de voltaje, el cual es conectado entre los electrodos y elvoltmetro y permite sobreponer al sistema de medicin un voltaje de magnitud

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equivalente al potencial espontneo, pero de signo contrario; con ello se logra una lecturainicial en cero, y que la medicin obtenida posteriormente al inyectar la corriente solo seael voltaje causado por esta.

4.1.4 Modelo Geoelctrico

Una vez establecido el mtodo para inyectar la corriente y medir el potencial producido enel terreno cuando sta es inyectada; se establece la relacin que existe con la resistividaddel terreno; utilizando la teora electromagntica asociada a un modelo.

Un modelo es una forma geomtrica con caractersticas propias en la cual se puedenaplicar matemticamente los postulados de la teora electromagntica, de tal manera quesi se inyecta una cierta cantidad de corriente elctrica se pueda predecir cual es el voltajeque se medir, son ejemplo de estos modelos:

El semiespacio homogneo

El semiespacio estratificado

El contacto vertical entre dos semiespacios

4.1.4.1 Semiespacio Homogneo

En este modelo se considera que la tierra es plana dentro de la zona de estudio, que de lasuperficie del terreno hacia arriba, el medio es completamente aislante y que hacia abajoel material es completamente homogneo y tiene una resistividad definida (p) como semuestra en la figura 4.6.

FIGURA 4.6 MODELO DE SEMIESPACIO HOMOGNEO.

En este caso, la circulacin de la corriente y las diferencias de potencial que se producenestn perfectamente definidas por la teora electromagntica mediante la Ley de Ohm. Eltratamiento matemtico se puede encontrar en un buen nmero de publicaciones comoOrellana (1982), Keller y Freichnecht (1966), Koefoed (1979), y muchos otros;presentamos aqu slo la frmula resultante para los arreglos tetrapolares mencionadosanteriormente.

+

=

BN

1

AN

1

BM

1

AM

1

2

IV (4.1)

donde:

V = Diferencia de PotencialI = Corriente inyectada en le terrenop = ResistividadAM, BM, AN, BN, son las distancias entre los electrodos de acuerdo con las figures4.1, 4.2 y 4.3.

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De la formula 4.1 se puede despejar la resistividad y se obtiene:

I

V

BN

1

AN

1

BM

1

AM

12

1

+=

(4.2)

Se hace:

1

BN

1

AN

1

BM

1

AM

12K

+= (4.3)

La formula 4.2 se convierte en:

I

VK= (4.4)

K es conocida como constante geomtrica del arreglo electrdico, y su valor depende delarreglo que se est usando y de las distancias entre los electrodos.

Dicha constante es de importancia, ya que durante el trabajo de campo en los sondeos sele emplea independientemente del modelo que se est aplicando; por ello presentamos acontinuacin las frmulas de su clculo para los diferentes arreglos electrdicos.

Schlumberger

=

4

a

a

LK

2

(4.5)

donde:

L = AB / 2a = MN

En la practica generalmente se emplea el factor geomtrico mostrado en la ecuacin 4.5a.

a

LK

2

= (4.5a)

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Wenner

K = 2a (4.6)

Donde:

A = AM = MN = NB

En los arreglos dipolares esta constante toma varias formas, dependiendo de ladisposicin geomtrica de los dipolos y la distancia entre ellos; el ms comn es eldispositivo lineal que se conoce como dispositivo axil, en el que los cuatro electrodosestn sobre la misma recta como se muestra en la figura 4.3.

En este arreglo la constante K est dada por:

MNABRK

3

= (4.7)

Si

aMNAB == (4.8)

Se tiene entonces

2

3

a

R

2K = (4.9)donde:

R = distancia entre centros de dipolos

Los dispositivos mencionados son los de uso ms comn, pero pueden emplearse otroscuando las circunstancias lo requieran; por ejemplo, los dispositivos o arreglos de treselectrodos como el semiSchlumberger, en el que uno de los electrodos se colocaperpendicular al arreglo a una distancia muy grande, que simule el infinito. ElsemiSchlumberger se emplea en situaciones en que, debido a un obstculo, el sondeoslo se puede realizar en un sentido. Existen otros arreglos como los dispositivosapantallados, que no sern abordados aqu.

FIGURA 4.7 DENSIDAD DE CORRIENTE.

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En el semiespacio se considera que la densidad de corriente se desplaza en formasemiesfrica a partir de cada uno de los electrodos de corriente, como se muestra en lafigura 4.7, siguiendo la ley dada por la frmula 4.10 (Orellana, 1982):

2r

I

2

1

J = (4.10)

donde:

J = Densidad de corriente

I = Corriente

r = Distancia

En la figura 4.7 se ilustra la distribucin de la corriente generada por un polo ubicado en lasuperficie del semiespacio homogneo, y como apreciamos en la figura 4.4, la corrientecircula en el terreno del polo positivo al polo negativo.

De acuerdo con Orellana (1982), la fraccin F de corriente que circula por encima de unaprofundidad Zo en un medio homogneo es:

=

l

Ztan

2F 01 (4.11)

donde:

l = AB / 2 (4.12)

De esta frmula se deduce que la mitad de la corriente circula por encima de laprofundidad Z = 1, y el 70 % por encima de Z = 21 = AB; es obvio que al aumentar ladistancia AB entre los electrodos de corriente se incrementa el volumen por medir, y conello la profundidad de investigacin; de all que si se hacen varias medicionesincrementando la distancia entre los electrodos de corriente, el efecto que se logra es elde aumentar la profundidad de investigacin; en el caso del modelo que abordamos, que

es el semiespacio homogneo, y solo en este caso, resulta ser del orden de la distanciaAB.

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4.1.4.2 Semiespacio Estratificado

Otro de los modelos de inters por ser un caso comn en la geologa es el semiespacioestratificado horizontalmente, donde el semiespacio conducto est constituido por dos oms capas definidas por su resistividad y su espesor, como se muestra en la figura 4.8.

E1

E2

P1

P2

P3E =

FIGURA 4.8 SEMIESPACIO ESTRATIFICADO

Este es el modelo comnmente usado en la interpretacin de los sondeos elctricosverticales.

Tampoco en este caso analizaremos exhaustivamente la solucin matemtica de laecuacin diferencial que rige la distribucin del potencial; sin embargo, dicha solucin estbasada en los siguientes hechos:

a) La ecuacin diferencial V2V = 0 se satisface en cada uno de los estratos.

b) Al primer estrato se le agrega el potencial producido por un slo electrodo puntual,conocido como potencial primario (Orellana, 1982), es decir:

rI

21V 1p

=

El mtodo que generalmente se emplea para encontrar la solucin es el de separacin devariables.

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Las condiciones para poder calcular el potencial son:

1)Los potenciales son continuos a travs de las interfaces de los estratos, es decir:

Vi = Vi+1

i = 1, 2, 3, ..., N-1N = nmero total de estratos

2)Las componentes normales del vector densidad de corriente (J) son continuas a travsde las interfaces, es decir:

JN,i = JN, i+1

JN = componente normal del vector densidad de corrientei = estrato

3)En la superficie del terreno (z = 0) el gradiente del potencial en la direccin vertical escero, esto es:

V1 = 0z z = 0

4)El potencial tiende a cero a grandes distancias, es decir:

V 0 , conforme r

Para conocer detalladamente como se obtiene la solucin analtica del potencial serecomienda consultar los libros de Koefoed (1979), y Orellana.

En principio, el potencial se podra determinar para cualquier estrato; sin embargo, en laexploracin elctrica slo nos interesa el potencial que existe en el primero debido a lacorriente inyectada en el terreno y a la distribucin de las resistividades y espesores, yque se mida en z = 0 (superficie del terreno). La solucin analtica que define el potencial

es para un electrodo puntual, por superposicin se encuentra para cualquier arreglo deelectrodos. Considerando lo anterior, la solucin general para potencial (Orellana), es:

( ) ( ) = drJN2

IV 0n

1 (4.13)

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Conocida como Integral de Stefanescu, debido a que el rumano Sabba Stefanescu hallla solucin.

Podemos ver que intervienen tres funciones, una es la funcin V del potencial, que semide en el terreno, otra es la Nn (), conocida como funcin de transformacin deresistividad Kernel, que depende exclusivamente de las resistividades y los espesoresde las capas que constituyen el modelo, y J0(r), conocido como funcin de Bessel deprimera clase y orden cero.

Supongamos que se hacen mediciones del potencial con un arreglo tetrapolar, como es elcaso del dispositivo Schlumberger, en un semiespacio conductor. A partir de la ecuacin4.4 y 4.5a, la expresin de la resistividad estar dada por:

a

V

I

L

I

V

a

L 22 == (4.13b)

La expresin V / a se toma como el gradiente del potencial, que no es otra cosa que elcampo elctrico, es decir:

EI

L2= (4.13c)

Indudablemente el valor reportado por la ecuacin 4.13c ser constante e igual a laresistividad verdadera del semiespacio.

Si ahora el mismo dispositivo se emplea sobre un medio estratificado, como el de la figura4.8, el campo elctrico que se observara al aplicar el gradiente a la ecuacin 4.13 (V/ r)considerando los dos electrodos de corriente ser:

( ) ( ) = drJNIE 1n1

(4.13d)

L2

AB

r ==

Sustituyendo la ecuacin 4.13d en 4.13c se obtiene:

( ) ( )

=0

1n2

1a drJNr (4.14)

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En donde:

pa= resistividad aparente

Nn() = funcin Kernel

J1(r) = funcin de Bessel de primera clase y orden uno

Es claro de la ecuacin 4.14 que, conforme r aumenta, pano sera constante puesto quela corriente ha penetrado en el medio estratificado y su distribucin depende de lasresistividades verdaderas, as como de los espesores de los estratos. Por tal razn, a p ase le conoce como la resistividad aparente, que para un arreglo Schlumberger estexpresada por la ecuacin 4.14.

En el caso del arreglo Wenner, la solucin toma la forma siguiente:

( ) ( ) ( ) ( )

=0

0n1

0

0na dr2JNr2drJNr2 (4.15)

Como se podr deducir, este tipo de soluciones resultan difciles de desarrollar; por talmotivo, durante mucho tiempo las mediciones hechas en el campo se interpretaron enforma grfica, utilizando curvas maestras publicadas por diferentes grupos de trabajo enel mundo y emanadas de soluciones numricas de la integral de Stefanescu. Estassoluciones implicaban varios pasos, como el clculo numrico de la funcin Bessel, elclculo numrico de la funcin caracterstica, el producto de ambas funciones y laintegracin numrica por alguno de los mtodos conocidos. El volumen de clculos fue

engorroso para computadoras de los aos sesenta, de ah que se desarrollaron variosmtodos grficos de interpretacin basados en los lbumes de curvas patrn publicadosentre los aos sesenta y setenta, como el de Orellana y Mooney (1966), Orellana yMooney (1972), el lbum de la EAEG (1975); un lbum de curvas publicado en Italia, loslbumes publicados por los geofsicos rusos, el lbum publicado por ELLIOT GeophyscalCompany (1974), hasta el ltimo publicado por los alemanes Mundry y Homilius (1979).

En la actualidad, y gracias principalmente a los trabajos de Koefoed (1969), Ghosh(1971), Johansen (1975, y 1977), y ONeill (1975), entre otros, se lleg a una solucinrelativamente sencilla y prctica de la integral de Stefanescu mediante un proceso quepermite calcular las curvas de resistividad aparente en tiempos relativamente cortos aunen calculadoras programables de bolsillo, y en cuestin de segundos en las

microcomputadoras, lo que permite automatizar la estimacin de los parmetros delmodelo terico para un mejor ajuste entre la curva de campo y la curva del modelo. El usode este modelado en el trabajo prctico se aborda en el captulo 8, y en el 12 se detalla elproceso de clculo y se proporciona un listado del programa de interpretacin sencillo, enlenguaje BASIC, adems de un ejemplo.

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4.1.4.3 Contacto Vertical entre dos Semiespacios

Existen otros modelos utilizados slo en casos especiales, cuando se tiene informacingeolgica confiable y se espera que la estructura en estudio presente similitudescompatibles con estos modelos; tal es el caso de dos semiespacios en contacto, dondeste puede ser vertical o inclinado.

El modelo de la figura 4.9 presenta dos semiespacios, el primero con resistividad p1y elsegundo con resistividad P2, que se encuentran separados por un contacto plano vertical.

FIGURA 4.9 ARREGLO SCHLUMBERGER PARALELO AL CONTACTO VERTICAL.

Cuando se realiza un sondeo en el que los electrodos se van moviendo paralelamente alplano de contacto, la resistividad aparente para el arreglo Schlumberger que se mide estdada por la ecuacin 4.16, de acuerdo con Keller (1966):

+

+

+=2/3

2

22/3

2

21as

a

d1

K

a

d1

K21 (4.16)

donde:

12

12K+= (4.17)

silos electrodos se mueven perpendicularmente al plano de contacto, como se ilustra enla figura 4.10:

FIGURA 4.10 ARREGLO SCHLUMBERGER PERPENDICULAR AL CONTACTOVERTICAL

La resistividad aparente estar dada por la ecuacin 4.18:

+

= 21as

a

d21

11K1 (4.18)

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De la misma manera se puede complicar el modelo o adaptarlo a las necesidades que sepresenten, como el caso de dos semiespacios cuyo contacto sea un plano inclinado,como se muestra en la figura 4.11, o un modelo en el que a un semiespacio deresistividad infinita se sobrepongan dos cuerpos tabulares cuyo contacto sea un planovertical, como se muestra en la figura 4.12.

Paire =

P1 P2

P3

P2 P1

FIGURA 4.11 CONTACTO GEOELECTRICO FIGURA 4.12 CONTACTO LATERALINCLINADO SOBREYACIENDO UN MEDIO

HOMOGNEO.

Las expresiones que calculan la resistividad aparente para estos modelos se encuentranpublicadas por Keller (1966), Orellana (1982), Al pin L.M. (1966), as como las grficas delas correspondientes curvas de respuesta. Dichos grupos de curvas permiten interpretarlas obtenidas en mediciones de campo, y al compararlas en principio es posible decidir si

el medio que se est estudiando presenta curvas con caractersticas de un modeloestratificado o de algn otro tipo. Una vez definido el tipo de modelo para llevar a cabo lainterpretacin, se procede a un mtodo de ajuste para encontrar los parmetros delmodelo que produzcan la curva terica ms parecida a la de campo; con ello se efectuarla interpretacin en trminos de los objetivos buscados y tomando en cuenta toda lainformacin disponible.

Las figuras 4.13 y 4.14 (tomadas de Kaufman and Sller, 1981), presentan grupos decurvas calculadas para los modelos y arreglos electrdicos que ah se indican.

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100

10

1

0.10.1 1 10 100

0 15

30

45

a= 0

15

30

45

60

a/h

FIGURA 4.13 CURVAS DE RESISTIVIDAD APARENTE PARA UN AREGLO WENNERSOBRE UNA CAPA INCLINADA, EL ARREGLO ESTA ORIENTADO NORMAL AL

RUMBO. EL ELECTRODO ESTA FIJO EN RELACION AL CONTACTO INCLINADO.

100

10

1

0.10.01 0.1 1 10

9

15

30

80

90

O=35

120

a/d

9

18

34

80

90

FIGURA 4.14 CURVAS DE RESISTIVIDAD APARENTE QUE SE OBTIENEN CON UNARREGLO SCHLUMBERGER SOBRE UNA CAPA INCLINADA, EL ARREGLO ESTA

ORIENTADO PARALELO AL RUMBO.

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Es importante recalcar que un modelo es una representacin geomtrica aproximada dela realidad geolgica, y debe ser tomado como tal. Es claro, tambin, que unainterpretacin del subsuelo basada en este procedimiento tiene mayor validez en lamedida en que el modelo propuesto integre la informacin geolgica e hidrolgicadisponible con objeto de que la modelacin simule lo que realmente se encuentra en elsubsuelo, y para no incurrir en el caso contrario, en que las caractersticas reales del

subsuelo difieran completamente de las del modelo y interpretacin obtenida sea solo unejercicio matemtico de ajuste entre dos curvas.

La situacin real no es tan drstica como parece, ya que casi siempre es posible reunirinformacin geolgica y geohidrolgica antes de realizar un estudio Geoelctrico, lo quepermite hacer inferencias estructurales del sitio en cuestin.

Los