RESUMEN DE GEOFÍSICA APARTIR DE LA PROSPECCIÓN Y EXPLORACIÓN GEOELÉCTRICA

UNIVERSIDAD PEDAGÓGICA Y TECNOLÓGICA DE COLOMBIA

FACULTAD SECCIONAL SOGAMOSO

INGENIERÍA GEOLÓGICA

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RESUMEN DE  GEOFÍSICA APARTIR DE LA  PROSPECCIÓN Y EXPLORACIÓN  GEOELÉCTRICA

 Dirigido a: Dr. María del Carmen Fuentes

Integrantes:

Evelyn Dayana Molina– 201523034

Sogamoso – Boyacá

2019

PROSPECCIÓN Y EXPLORACIÓN GEOELÉCTRICA

El método de prospección geoeléctrica tiene como fin identificar las formaciones geológicas y los materiales presentes en el subsuelo, a partir de la observación y análisis de las variaciones en las mediciones de las propiedades eléctricas de las rocas, dadas por el paso de corriente. Este método de prospección se clasifica en dos categorías dependiendo de la naturaleza de la fuente. Cuando la corriente es generada y aplicada al suelo la fuente de origen es artificial, por lo tanto, se habla de los métodos de corrientes artificiales. Por otro lado, si la corriente proviene de 8 fuentes existentes, se trata de métodos de corrientes naturales. Así mismo, estas categorías se subdividen en los de corriente continua y los de corriente alterna (Ilustración 2), dependiendo del tipo de corriente circundante. (Estrada, Prospección Geoeléctrica para Ingenieros, 2012). Las corrientes artificiales se generan de dos formas, una usando generadores (baterías), y otra, usando motores a combustión que convierten la rotación en corriente, que bien puede ser continua o alterna. Mientras que las corrientes naturales que son continuas, se generan debido al fenómeno químico de oxidación–reducción, y las corrientes naturales que son alternas provienen de la oscilación del campo magnético terrestre.

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Ley de Ohm

La ley de Ohm es la base teórica fundamental de la geoeléctrica, y en ella se plantea que la variación de la tensión en una corriente eléctrica (∆𝑉), que circula entre dos puntos de un medio determinado es proporcional a la intensidad de dicha corriente (𝐼) y a la resistencia que el medio presenta al paso de la misma (𝑅).

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La resistencia se mide en ohmios (Ω) y depende de la naturaleza del medio conductor y su geometría, ver: Ecuación (3.2). Tal como se observa en la Ilustración 3, en donde se tiene un medio cilíndrico con longitud (L) y área (S).

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Por otro lado, cada material presenta una resistencia diferente al paso de la corriente, por lo que se define un factor de resistencia unitaria del material denominado resistividad (𝜌), este concepto será ampliado más adelante.

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Relacionando las Ecuaciones (3.1) y (3.2) se obtiene que:

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Propiedades Eléctricas de Las Rocas

1. Resistividad

La resistividad es considerada la propiedad más importante de las rocas, ya que las variaciones o contrastes que presenta al aplicar corriente al medio, son las que permiten el funcionamiento exitoso del método geoeléctrico. Auge (2008) afirma “Los contrastes en las resistividades son los que permiten aplicar exitosamente los métodos de prospección geoeléctrica mediante la inyección de corrientes continuas”. Esta propiedad se define como la resistencia que presenta un medio de dimensiones unitarias al paso de la corriente (Estrada, 2012). Volviendo a la Ecuación (3.2) se despeja la resistividad, (ver. Ecuación (3.4)) y se determina su unidad de medida como ohmio*metro (Ω*m).

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2. Conductividad

 La conductividad es la propiedad inversa a la resistividad, por lo tanto se considera como la capacidad que tiene un medio de permitir el paso de corriente. Cuando un material transporta 11 electrones se habla de conductividad metálica o eléctrica (Estrada, Prospección Geoeléctrica para Ingenieros , 2012). En los minerales y rocas es poco común encontrar esta característica, pero existen casos, como el de la pirita, calcopirita, magnetita, grafito, etc. Ya que en la mayoría de los casos la roca o sedimento es aislante, por su alta resistividad, la corriente se conduce por el agua de impregnación que se encuentra en los poros. Este tipo de conductividad es llamado conductividad electrolítica, se da por la circulación de iones. Y es proporcional a la cantidad de agua y de sales ionizadas que se encuentran en los poros. En consecuencia depende de: el factor de porosidad, factor de formación, factor de saturación y la cantidad de sales disueltas.

3. Isotropía y anisotropía

La Isotropía es la propiedad de los cuerpos de que alguna magnitud física, por ejemplo, la conductividad, sea la misma en todas las direcciones. La anisotropía es lo opuesto, es decir que las propiedades varíen según la dirección” (Estrada, Prospección Geoeléctrica para Ingenieros, 2012). En geofísica se habla de Macroisotropía y Macroanisotropía, cuando un suelo isotrópico presenta también anisotropía o viceversa, en consecuencia de la formación geológica en capas. 3.6. Distribución de La Corriente en El Suelo El teorema de muestreo de Nyquist expresa que, para que una onda pueda ser reconstruida, la frecuencia muestreada debe ser superior al doble de la frecuencia a muestrear. En geoeléctrica esto determina que, la información útil en profundidad será aproximadamente la mitad de la distancia total del muestreo en la superficie del terreno. En un suelo homogéneo e isótropo, la corriente inyecta desde un electrodo puntual (A), se distribuirá formando media esfera de radio r, debido a que el aire sobre la superficie del suelo actúa como aislante. (Ilustración 4). 12 El circuito se cierra por medio de un electrodo de corriente en el punto (B), por el que sale la corriente del material

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Entonces, volviendo a la Ley de Ohm (ver Ilustración 3), La longitud del medio (L) corresponde al radio de la esfera (r), y el área de la media esfera se define por la Ecuación.

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Relacionando las Ecuaciones (3.3) y (3.5) se obtiene la ecuación para determinar variación de tensión en una corriente que se propaga en el subsuelo (3.6):

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La variación de la tensión bajo el subsuelo es medida por dos electrodos de potencial (M y N), tal como se observa en la Ilustración 5. Aplicando la Ecuación (3.6) a la relación entre cada uno de los electrodos de potencial y los de corriente, se obtiene la variación de la tensión parcial:

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Entonces, la variación de potencial medida desde cada electrodo M y N, será la diferencia entre el tensión medida en dicho electrodo a cada uno de los electrodo de corriente A y B.

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Y finalmente la variación de potencial total será:

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Ya que en la práctica los valores medidos son ∆V y I, y las posiciones de los electros son conocidas, es posible definir la resistividad como:

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En donde k es el coeficiente geométrico del dispositivo, que depende de la distribución de los electrodos:

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Dispositivos Electródicos

 La Ecuación (3.12) aplica para una distribución aleatoria de electrodos, pero en la práctica se utilizan estructuras definidas para su disposición, esto se conoce como “arreglo de electros” o “dispositivo electródico” (Román, 2016). El coeficiente geométrico (k) se simplifica para cada uno de ellos.

Los dispositivos electródicos utilizados de manera más común son: Schlumberger, Wenner y Dipolo-Dipolo.

 Dispositivo Schlumberger

En el dispositivo Schlumberger la distancia MN es pequeña en relación a la abertura AB, aproximadamente AB/5>MN>AB/20, la distancia MN se mantiene constante, en tanto, las lecturas de voltaje sean coherentes, mientras que los electrodos de corriente A y B se van separando gradualmente. Entre más se mantenga contante la distancia MN en el arreglo menor será la probabilidad de incurrir en errores o distorsiones en los datos adquiridos.

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El coeficiente geométrico para el dispositivo Schlumberger se define como:

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Y volviendo a la Ecuación (3.11), se define la ecuación de resistividad para el dispositivo Schlumberger como:

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Dispositivo Wenner

En el dispositivo Wenner las distancia entre electrodos se mantienen idénticas, esto quiere decir que, AM=MN=NB, por lo que la variación de la posición se hace para todos los electrodos en cada toma.

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El coeficiente geométrico para el dispositivo Wenner se define como:

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Y volviendo a la Ecuación (3.11), se define la ecuación de resistividad para el dispositivo Wenner como:

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El dispositivo Lee es una variación de la disposición Wenner en la que se introduce un tercer electrodo (O) en el centro del arreglo (C), y desde este se mide la diferencia de potencian entre los electrodos MO y NO, ya que MO=NO=a/2. (Estrada, 2012). El coeficiente geométrico para este arreglo se define como:

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Dispositivo Dipolo

 Dipolo En el dispositivo dipolo – dipolo la distancia entre los electrodos de potencial MN y los electrodos de corriente AB es iguales y se denomina (a). Para este caso los electrodos de corriente y de potencial se encuentran dispuestos a extremos opuestos, con respecto al centro del arreglo, tal como se observa en la Ilustración 8. La separación de los electrodos se hace gradualmente, todos los electrodos se mueven, manteniendo el centro del arreglo constante. La variación de la distancia entre el centro de los electros AB y MN se determina como un factor (n) de (a).

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