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Timestamp: 2018-10-19 03:17:55+00:00

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ESCUELA DE GEOLOGIA, MINAS Y GEOFISICA
DEPARTAMENTO DE INGENIERIA GEOFISICA
versión 1.4, mayo 2000
josé m. cavada
La prospección por refracción es un procedimiento de exploración geológica del subsuelo mediante ondas
elásticas. Es un método relativamente barato, que proporciona información de propiedades físicas del subsuelo con
aplicación en la construcción de obras civiles, evaluación de riesgo sísmico y localización de aguas subterráneas. Existe
una demanda creciente de esta técnica debido al incremento en los costos de sondeos por perforación y a las nuevas
regulaciones legales que exigen estudios geológicos previos a la construcción.
En esta guía se expone el fundamento físico del método, su ubicación con relación a otras técnicas geofísicas,
procedimientos prácticos de adquisición de datos y las fórmulas matemáticas para calcular velocidades y espesores de
estratos del subsuelo.
El objetivo principal es proporcionar una información básica de la prospección por refracción con las siguientes
· Material en idioma Castellano.
· Resumen del fundamento físico en el contexto general de propagación de ondas elásticas.
· Ubicación entre otros métodos geofísicos utilizados con fines similares.
· Ventajas e inconvenientes respecto a las perforaciones y otros métodos geofísicos.
· Aspectos prácticos de la adquisición de datos no cubiertos en libros de texto.
· Método sencillo de cálculo de espesores y velocidades del subsuelo tomando en cuenta el relieve topográfico.
Exploración del subsuelo mediante ondas elásticas 1
Métodos de prospección sísmica 3
Prospección por reflexión 3
Prospección por refracción 4
Registro sónico 4
Crosshole 5
Tomografía 5
Sísmica de galería 5
Ventajas y desventajas de la prospección por refracción respecto a las perforaciones 6
Prospección por refracción sísmica 7
Aplicaciones del método de prospección por refracción 7
Fundamento físico 7
Etapas de la prospección por refracción 10
Recopilación de información y planificación 10
Adquisición de datos en campo 12
Procedimiento de adquisición 16
Procesamiento 17
Ventajas y limitaciones del método de prospección por refracción 25
El método involucra un elemento generador de ondas sísmicas denominado fuente. Analizando las ondas registradas se espera obtener información de las propiedades elásticas y morfológicas del medio de propagación. Las ondas P. porque el módulo de rigidez de los mismos es muy pequeño y la atenuación de las ondas es muy grande. Las ondas S. y ondas SH en las que el movimiento ocurre en un plano horizontal. EXPLORACION DEL SUBSUELO MEDIANTE ONDAS ELASTICAS La prospección con métodos sísmicos consiste en explorar el subsuelo mediante ondas sísmicas. Las más importantes son las que se propagan cerca de la superficie del suelo y entre las que se cuentan las ondas Rayleigh y las ondas Love. A efectos prácticos de la prospección sísmica las ondas S no se transmiten en el agua ni en el aire. ondas irrotacionales u ondas compresionales. porque debido a su gran amplitud ocultan las débiles reflexiones en las capas a mayor profundidad. Estas son las ondas que más daño causan durante los terremotos y también las que mayores problemas causan en los registros de prospección sísmica por reflexión. Producto de la tecnología humana son los ecosonogramas usados principalmente para observar el feto en el vientre materno. Las ondas elásticas que se propagan por el aire y el agua son más conocidas como “ondas acústicas u ondas sónicas” (sean o no audibles por el ser humano) y las que se propagan por el subsuelo se conocen como “ondas sísmicas”. . Las ondas de cuerpo se propagan a través de todo el volumen de material elástico. En materiales homogéneos la velocidad de las ondas P y S se puede expresar en función de los parámetros elásticos mediante las siguientes fórmulas: λ + 2µ k + 43 µ Vp = = ρ ρ µ Vs = ρ Donde: Vp velocidad de onda P m módulo de rigidez Vs velocidad de onda S k módulo de volumen l parámetro de Lame r densidad Notar que la velocidad de propagación de ondas sísmicas es independiente de la potencia de la fuente y sólo depende de las propiedades del material por el que viajan. Como ellas presentan siempre mayor velocidad que las ondas S y que las ondas superficiales. Los más parecidos a los utilizados en prospección sísmica son los sistemas de ecolocalización o reflexión de ondas de los murciélagos y guácharos en el aire y el de los delfines en el agua. sin embargo. ondas de corte u ondas equivoluminales. En materiales isótropos las ondas P se caracterizan porque el movimiento de las partículas del suelo al paso de la onda sigue la misma dirección en que esta se propaga. desde el punto de vista físico no se diferencian. la amplitud del movimiento del terreno al paso de una onda sísmica si depende de la potencia de la fuente y también de otros factores como la distancia a la fuente y de las propiedades de atenuación de los materiales atravesados. también se conocen como ondas primarias. Según el espacio en que se propagan existen ondas superficiales y ondas de cuerpo. un medio de propagación (rocas. La energía de deformación elástica liberada por una fuente sísmica se propaga por el subsuelo mediante ondas. Siempre tienen menor velocidad que las ondas P y las partículas del suelo se mueven en una dirección ortogonal a la dirección en que se propaga la onda. El método de obtener información mediante ondas elásticas es utilizado por todos los animales que disponen de un sistema para producir sonidos y un sistema para detectarlas (sistema auditivo). Esto simplifica la caracterización de los estratos geológicos del subsuelo por sus velocidades. En cambio. son siempre las primeras en llegar a cualquier distancia de la fuente. Las ondas S se pueden descomponer en dos componentes vectoriales: ondas SV en las que el movimiento ocurre enteramente en un plano vertical. Cuando el material del subsuelo es isótropo sólo pueden propagarse dos tipos de ondas de cuerpo: las ondas P y las ondas S. los métodos ultrasónicos para detectar fisuramientos y puntos de debilidad en piezas mecánicas y el sonar usado para determinar la profundidad del fondo marino. también se conocen como ondas secundarias. Pero estas ondas adoptan diversas características. localizar submarinos y bancos de peces. agua) y un elemento detector-registrador de las ondas denominado receptor. aire. Las ondas superficiales sólo se originan y propagan cerca de la superficie entre dos medios con propiedades elásticas distintas.
5 5500 3.5% Edin (GPa) ±2 GPa m (Gpa) ±1 GPa k (Gpa) ±1 GPa 3000 19.5 94 64.3 6. Lo mejor que se dispone es una gran variedad de fórmulas semiempíricas para calcular velocidades. las arenas están saturadas de agua la velocidad puede ser inferior a la de propagación en el agua (1475 m/s). Por ello. 1977): · en rocas ígneas básicas que en rocas ígneas ácidas · en rocas ígneas que en rocas sedimentarias · en sedimentos consolidados que en no consolidados · en sedimentos no consolidados saturados que en sedimentos no consolidados secos · en suelos húmedos que en suelos secos · en carbonatos que en areniscas · en areniscas que en lutitas · en rocas sólidas que en rocas fracturadas o con diaclasas · en rocas inalteradas que en rocas meteorizadas · en rocas densas que en rocas livianas · en rocas viejas que en rocas jóvenes Los sedimentos presentan casi siempre velocidades inferiores a 2000 m/s. en las que se toma en cuenta los parámetros elásticos de la matriz y de los fluidos. Las rocas ígneas y metamórficas velocidades superiores a los 3500 m/s.1979).7 3500 13. las fórmulas anteriores para calcular las velocidades de onda P y S no son exactas en rocas ni en sedimentos.0 4500 6. Si en cambio. etc. la porosidad.5 .0 88 52. Si el suelo está constituido por arena suelta.5 45 4000 9. En general se cumple. sino que son agregados de diferentes minerales.5 78 5000 4. el primer estrato está constituido por roca meteorizada o por sedimentos transportados.0 25 18. En rocas ígneas y metamórficas no meteorizadas existe una buena correlación entre la velocidad de ondas sísmicas y el índice RQD o el grado de fracturación (Sjøgren et al. Las velocidades típicas de onda P de algunos materiales son: Material Velocidad (m/s) agua 1475 aire 350 arena 1400-2500 arcilla 900-2500 carbón 1500-2500 lutita 2000-3900 arenisca 1800-4200 caliza 3000-5000 gneis 3500-5000 esquisto 3000-4500 granito 4000-6000 gabro 6000 Generalmente. Las rocas y sedimentos no suelen ser materiales homogéneos.5 11. fracturas y microfracturas de diversas formas y orientaciones. Su velocidad suele estar entre 300 y 800 m/s y su espesor alrededor de los 5 m.5 41. llenos de fluidos como agua o aire. con espacios porosos de forma variable. que los valores de velocidad son mayores (Mooney.5 63 30.5 27. la cual se resume en la siguiente tabla: RELACION ENTRE VELOCIDAD DE ONDA P Y PARAMETROS MECANICOS DE ROCAS IGNEAS Y METAMORFICAS NO METEORIZADAS SEGUN SJØGREN ET AL. tal como arena de playa o médano (dunas).2 17. con excepciones.5 25.5 19. Las areniscas y lutitas velocidades entre 1000 y 3000 m/s. 1979 Velocidad (m/s) Fracturas por metro ±0.0 51. la velocidad de propagación puede ser inferior a la velocidad del sonido en el aire (350 m/s).8 fracturas/m RQD (%) ±3.
WST Sísmica de . También se utiliza con fines geotécnicos principalmente en agua. Por el contrario.Tomografía Prospección por reflexión La fuente y los detectores se encuentran en o cerca de la superficie y puede ser en tierra o en agua. a profundidades menores de 300 m . La adquisición de datos con fines petroleros se suele efectuar a lo largo de un mallado de líneas sísmicas con . estas son la “señal”. sólo se consideran útiles las ondas sísmicas reflejadas. cuando se utilizan métodos basados en ondas superficiales. casi siempre es inevitable que se reciban y graben todos estos tipos de ondas.Registro sónico Pozos .ondas cónicas o refractadas críticamente .ondas superficiales Cuando se efectúa un registro sísmico.Crosshole . intrusiones. el método presenta muchos inconvenientes para su utilización con fines geotécnicos en tierra. Se utiliza principalmente para localización y detalle de estructuras geológicas favorables a contener yacimientos de hidrocarburos a profundidades entre 1000 y 4000 m . mientras que las reflejadas forman parte del ruido. mientras que las ondas de otro tipo se las denomina “ruido” y se consideran inconvenientes. en las superficies de contacto (interfases) de estratos con propiedades elásticas diferentes. Por contraste. vegetación. Menos conocido es que también se utiliza para prospección del subsuelo a poca profundidad en forma casi idéntica a la prospección sísmica. El radar es un método de exploración que en lugar de ondas elásticas utiliza ondas electromagnéticas. Por ejemplo. sólo uno de ellos se considera útil. En la sísmica de pozos se cuenta con una variedad de técnicas. etc. el grado de meteorización es mayor cuanto menor sea la velocidad registrada con relación a la velocidad típica de la roca considerada en estado inalterado. Sin embargo. se considera en general el mejor método de exploración geofísica del subsuelo. en el método de re- flexión.ondas directas .VSP . Es bien conocido que el radar se utiliza para localizar aviones en vuelo. En este caso la resolución suele ser excepcional- mente buena. y en esta categoría caen todos los registros sísmicos de pozo. La información se suele presentar en forma de secciones sísmicas que constituyen una especie de radiografía o ecosonograma que revela las principales estructuras geológicas en el subsuelo tales como pliegues. entre las que se citan: . litología. en cambio en una arenisca es indicativo de roca inalterada. el procesamiento y la interpretación por el método de reflexión son las más complejas y costosas. por ejemplo para determinar las condiciones del fondo marino para el anclaje de plataformas petroleras o el tendido de tuberías. ya sea en pozos o en galerias. El método de exploración sísmica mas utilizado para prospección de hidrocarburos es el que utilizan ondas reflejadas y se denomina “método de reflexión sísmica”.Downhole . misiles y barcos o determinar la velocidad de vehículos. fallas. patrones de sedimentación. directas y superficiales se consideran ruido. La adquisición. mientras que las cónicas. sin embargo.ondas reflejadas . El siguiente método mas utilizado en prospección de hidrocarburos es el que utiliza ondas directas. una velocidad de 2000 m/s en un granito es indicativo de un grado alto de meteorización o fracturamiento. Las ondas consideradas útiles se las denomina “señal”. Según este criterio se tienen métodos basados en: . Las ondas directas también se utilizan en geología aplicada a obras civiles. por ejemplo. Pero también tiene aplicación en sensores remotos desde avión o satélite para determinar el relieve topográfico a través de las nubes. tipos de suelo. METODOS DE PROSPECCION SISMICA Los métodos de prospección sísmica se pueden clasificar según el tipo de ondas utilizadas para obtener informa- ción del subsuelo. sin embargo. La información del subsuelo es aportada por las ondas sísmicas que se reflejan a manera de un eco. La correlación entre velocidad y grado de meteorización no es tan buena y depende entre otras cosas de la litología.
Las principales aplicaciones del VSP son: diferenciar entre reflexiones primarias y múltiples. En la exploración de reconocimiento la distancia entre líneas es de hasta 10 km. Estas ondas refractadas críticamente también se conocen como ondas cónicas. en la de detalle hasta 2 km y en 3D hasta 50 m . También se utiliza para localizar tuberías. Para una profundidad dada de la sonda. pero las profundidades alcanzadas son mucho más cortas: entre 0 y 50 m. determinar ángulos de intersección entre los estratos y la perforación y el rumbo del buzamiento de fracturas. . La herramienta se introduce por el pozo y a intervalos regulares de profundidad (por ejemplo 1 pie) se mide el tiempo de tránsito de una señal sísmica desde el emisor hasta los receptores. También existen sondas que en lugar de pulsos sísmicos utilizan pulsos de radar. Se obtienen registros sísmicos. Los tendidos sísmicos puede tener una longitud de 3 o 4 km a cada lado de la fuente y utilizar entre 48 y 1024 canales de grabación. Se usa para investigar sitios para túneles. ondas de primera llegada. Prospección por refracción La fuente y los detectores se encuentran en la superficie. ondas laterales. y de 10 a 15 segundos si la fuente son camiones vibradores. neutrónicos. se obtiene un registro sísmico en el cual se mide el tiempo de viaje de las ondas primarias desde la fuente hasta el receptor. No suele ser de utilidad para delimitar estratos sedimentarios entre si. Este método aprovecha ondas directas y ondas reflejadas. la cual contiene un emisor de ondas sísmicas y un par de receptores a distancias fijas del emisor. El inverso de ese tiempo de tránsito representa la velocidad de propagación de las ondas sísmicas en el subsuelo a la profundidad donde se efectuó la medición. con los que se construye un sección sísmica de su entorno. La exploración puede ser de reconocimiento. La exploración del subsuelo mediante radar también utiliza las técnicas del método de reflexión sísmica. El método se caracteriza por su alta resolución para delimitar estratos y tiene extensa utilidad en estudios de petrofísica. similares a los de reflexión. VSP El VSP (Vertical Seismic Profile) o perfil sísmico vertical es una técnica de exploración sísmica en la que se tiene una fuente sísmica en la superficie con varios detectores fijos en un pozo. Ellas son. canales. El número de canales de grabación se ha ido incrementando con el tiempo y actualmente puede llegar hasta 10000 canales. hielo y rocas ígneas y metamórficas. Las mayores penetraciones se consiguen en sal. La menor en sedimentos arcillosos. producción de yacimientos y correlación de secciones sísmicas con las formaciones geológicas. con un máximo entre 35 y 40 Hz. El equipo es mucho más costoso que el de ondas sísmicas y la técnica todavía no está muy desarrollada. la cual en la mayoría de los casos es tierra. Presenta la ventaja de utilizar antenas direccionales por lo que permite medir distancias hasta cavidades y fracturas.extensiones del orden de 5 a 100 km por línea. de detalle y 3D. por lo que identificarlas y medirles el tiempo de llegada suele ser relativamente sencillo La mayor aplicación del método es explorar el subsuelo con fines geotécnicos o mineros a profundidades entre 0 y 100 m . para varias distancias de la fuente al pozo. El tiempo de registro por cada disparo es de 4 a 6 segundos con explosivos. es una técnica en la que se tiene un fuente sísmica fija en superficie y una sonda (WST) con un receptor dentro del pozo. represas y sitios de excavación. La informa- ción del subsuelo es aportada por las ondas sísmicas refractadas críticamente en las interfases entre estratos de diferente velocidad de ondas sísmicas compresionales (ondas P). estratigrafía. SP. sitios de enterramiento de desechos tóxicos y cavidades. Tiene aplicaciones en minería. medir velocidades de onda compresional y de corte y ayudar en la conversión de tiempo a profundidad de las secciones sísmicas de reflexión. El intervalo de muestreo es de 2 ms o 4 ms y el rango de frecuencias útiles de las reflexiones está en la banda de 10 a 80 Hz. gamma ray. El procedi- miento se repite para varias profundidades de la sonda. Es efectivo para delimitar la interfase entre medios elásticos con un fuerte contraste de velocidad (mayor que 2:1). hidrogeología y mecánica de rocas. con excepción de las ondas directas hasta cierta distancia. tal como el que existe entre el basamento de roca inalterada y el material de recubrimiento constituido por aluvión o por roca meteorizada. WST El WST (Well Seismic Tool) o tiros de verificación. Su principal aplicación es en Arqueología para localizar muros de construcciones antiguas. Es catalogado como un método de testificación petrofísica de pozo como los registros eléctricos. Registro sónico En esta técnica se utiliza una herramienta de pozo. las que primero llegan a los receptores desde el instante en que se produce la liberación de energía en la fuente. Esta es una onda cónica producida por refracción crítica en la formación geológica. ondas de cabezera. Sus principales aplicaciones son obtener la función de conversión de tiempo a profundidad para las secciones sísmicas de reflexión y calibrar los registros sónicos. tumbas. aunque en la mayoría de las ocasiones no alcanza mucho más de los 5 m .
También se colocan detectores en uno o dos pozos y la fuente en el tercero. Sísmica de galería Se efectúa entre galerías de una mina subterránea o entre túneles y la superficie. Indirectamente y bajo la suposición de la existencia de una relación entre estos parámetros y la litología se puede construir una imagen aproximada de la geología del subsuelo. En ella la fuente se encuentra en una galería o en la superficie y los detectores en otra galería. Tiene aplicaciones en Geotecnia y minería. La variante es que se toman registros de todas las combinaciones posibles de profundidades de fuentes y detectores. Si se utilizan tres pozos alinea- dos. En general. en la . con una separación de unos 3 a 8 m . Recordando que la prospección por métodos sísmicos consiste en explorar el subsuelo mediante ondas sísmicas es evidente que la información acerca del subsuelo que se puede extraer directamente de esta forma está limitada a las propiedades físicas que gobiernan la propagación de ondas elásticas. Algunos de los datos que usualmente se especifican en el reporte o informe técnico de una prospección sísmica a profundidad somera son: · Perfil sismoelástico del subsuelo en distancia y profundidad representado mediante el gráfico de las interfases entre los diferentes estratos (esto proporciona espesores y profundidades) · Velocidad de ondas compresionales de cada estrato · Posible litología · Posibles estructuras geológicas tales como fallas. Dos dificultades con este método es que requiere mucha precisión en la determinación de los tiempos de primera llegada de las ondas si se desea obtener velocidades interválicas y que el pozo esté revestido. a las que se agrega la dificultad de utilizar una fuente sísmica dentro de un pozo. coeficientes de atenuación. También se usa para localizar fallas. espesores de estratos. Existe una versión que utiliza radar en lugar de ondas sísmicas. Se pueden usar también emisores y sensores de radar. etc). cavidades · Parámetros elásticos dinámicos · Grado de fracturamiento. Igual que en el downhole. sino que se coloca a la misma profundidad que la sonda en un pozo adyacente. localizar túneles abandonados. Se presta para utilizar técnicas de tomografía. lo cual permite plantear sistemas de ecuaciones para calcular la distribución de velocidades y calidad de la roca. grado de fracturación. la utilidad de los métodos sísmicos dependen de la existencia de una relación entre los parámetros elásticos de los materiales del subsuelo y su litología (o cualquier otra propiedad que se desee conocer). Su finalidad es obtener los parámetros elásticos dinámicos como función de la profundidad en el entorno del pozo. Suele ser bastante efectivo y permite aprovechar mejor la inversión realizada en la perforación. altos o depresiones en el basamento rocoso. Tomografía Al igual que el crosshole requiere la perforación de dos o tres pozos alineados. Crosshole Esta técnica para objetivos geotécnicos requiere la perforación de al menos dos pozos de igual profundidad. vetas. Con estas mediciones se pueden calcular velocidades de propagación de ondas. se baja la fuente en uno de ellos y una sonda en cada uno de los otros dos. Las dificultades son las mismas que las del downhole. amplitudes y frecuencias. Existen modalidades en que también se utilizan fuentes en superficie a diversas distancias del pozo (como en el VSP). la diferencia estriba en que las aplicaciones del downhole están más enfocadas a la Geotecnia. preferiblemente tres pozos alineados. A partir de los registros sísmicos se pueden medir tiempos de llegada de las ondas. módulo de volumen. módulo de rigidez. Se registran las ondas P y S típicamente a interva- los de profundidad de 1 pie. de meteorización o de facilidad de fracturación de la roca · Volúmenes de material Lógicamente. zonas de fracturación o disolución. También puede utilizarse radar. Esta técnica requiere un procesamiento más elaborado pero proporciona secciones bidimensionales del subsuelo de buena resolución. la diferencia está en que la fuente no permanece fija en superficie. En principio. se utiliza una sonda que detecta tres componentes vectoriales de las ondas sísmicas. El principal objetivo es determinar parámetros elásticos dinámicos entre galerías o hasta la superficie. De esta forma el subsuelo entre los pozos es atravesado por numerosas y diferentes trayectorias fuente-receptor. Downhole Este método es similar al WST. cavidades. constantes elásticas dinámicas (módulo de Poisson. dependiendo del objetivo de la exploración y de la técnica aplicada es posible suministrar uno o varios de los parámetros citados. las profundidades son someras (0-100 m) y usualmente se utilizan sondas con detectores de tres componentes vectoriales: una vertical y dos horizontales en direcciones ortogonales.
sin embargo no suele ser unívoca. represas. la operación de los instrumentos es relativamente sencilla. arenas sueltas secas) PROSPECCION POR REFRACCION SISMICA Es probablemente el método geofísico más utilizado para obtener datos para Geotecnia del subsuelo somero. Este gráfico se denomina gráfico tiempo-distancia. Se obtienen registros de las ondas que viajan desde la fuente hasta los detectores a través del subsuelo siguiendo diversas trayectorias o caminos. Ellos no sustituyen las perforaciones. minero o geotécnico. Aplicaciones del método de prospección por refracción El método proporciona información de los espesores y velocidades de los estratos del subsuelo. no son puntuales. taludes en los que interesa la profundidad de la roca inalterada. En general los métodos geofísicos aportan datos para aproximarse a la solución de un problema geológico. puentes. en masas rocosas ígneas o metamórficas o en zonas de fuerte atenuación de ondas sísmicas (rellenos. a partir de este gráfico es posible calcular el perfil de espesores y la velocidad de propagación de las ondas sísmicas primarias de cada estrato en el subsuelo. carreteras. Sólo es necesario abrir una pica (trocha) para el cable de detectores si la vegetación es densa. por ejemplo. si las mediciones indican que la velocidad de propagación de ondas sísmicas en el subsuelo es de 2000 m/s esta velocidad no es indicativa de ninguna litología concreta como caliza. ensayos de penetración. · Resultan inútiles en zonas de litología lateramente heterogénea o estructuralmente compleja (sedimentación cruzada. Esto puede resultar de utilidad principalmente en geología aplicada a obras civiles (Geotecnia) tales como en la construcción de edificios. ni acondicionamiento del terreno para operar maquinaria. Si en un programa de exploración se requerían 10 perforaciones. Con ellas se dibuja un gráfico donde las abcisas son distancias desde la fuente hasta cada detector y el eje de las ordenadas son los respectivos tiempos de primera llegada. y las curvas representadas son las dromocrónicas. · Los datos que aportan reflejan las propiedades promedio de un volumen del subsuelo. ensayos estáticos sobre muestras o in situ. suelen utilizarse para reducir costos ya que son más baratos y rápidos que las perforaciones. En este método la fuente y los detectores se encuentran alineados en la superficie del terreno. · El mantenimiento y reparación de los instrumentos electrónicos de medición de ondas sísmicas es difícil de obtener en Venezuela. simplemente disminuyen su número. En principio. Desventajas · Resolución muy pobre: no son capaces de diferenciar estratos muy delgados o de propiedades elásticas similares · No proporcionan información unívoca de la litología · Su efectividad decrece al aumentar la profundidad a explorar · Requieren el uso de explosivos para obtener registros sísmicos de buena calidad. que se suman a los proporcionados por geología de superficie. localizar materiales de construcción y grado de fractura o de facilidad de fracturación de la roca y evaluar el riesgo sísmico. lentes. el método se aplica para: . etc. es decir. arenisca o arcilla. En particular aquí interesan aquellas ondas que siguen la trayectoria de tiempo mínimo y que son las primeras que llegan a cada detector. Los métodos de exploración sísmica. Ventajas y desventajas de la prospección por refracción respecto a las perforaciones Los sondeos sísmicos tienen ventajas y desventajas respecto a las perforaciones. intercalaciones. en los sitios donde resultan efectivos. En este caso las perforaciones y los sondeos sísmicos se calibran mutuamente. zonas de falla). perforaciones. · Pueden efectuarse aún en terrenos con gran pendiente · No requieren apertura de vías de acceso. conglomerados. En minería para calcular volúmenes de material explotable y en Hidrogeología para ayudar a determinar la continuidad y extensión de acuíferos. estas pueden reducirse a 4 estratégicamente situadas y el resto del área se “rellena” mediante perfiles sísmicos.mayoría de las situaciones tal relación existe. Sólo en casos muy particulares la información geofísica por si sola es suficiente para resolver el problema. En general. que se pueden resumir en la siguiente lista: Ventajas · Más baratos por metro de profundidad y por sondeo · Mayor rapidez de ejecución · No requieren de maquinaria compleja o pesada. el grado de meteorización del recubrimiento. · Si se usan explosivos es necesario abrir huecos (1-2 m de profundidad) para colocar la carga.
Si el primer estrato tiene espesor constante. aunque no siguen una trayectoria recta entre la fuente y los detectores (distancia mínima). excepto indirec- tamente para calcular la corrección estática de campo. Por cada interfase se tendrá una distancia de cruce en superficie. sino que presentan inclinación relativa. Como se observa en la simulación. entonces se originarán ondas cónicas en cada interfase. diferenciando suelo. este frente de onda se origina a partir del frente de onda que se transmite al estrato inferior (segundo medio). en estudios de la corteza terrestre (con fuentes sísmicas naturales o artificiales) y en las décadas de los años 30 a 50 se utilizó en prospección de hidrocarburos. principalmente para ubicar domos salinos a los cuales suelen estar asociadas trampas de petróleo. roca meteorizada. zonas de fracturas en el basamento rocoso somero. Esta porción del frente transmitido. El estrato más superficial tiene una velocidad de ondas P de 500 m/s y espesor 15 m . La onda directa está representada por el frente semicircular que se propaga por el estrato más somero (medio 1). los tiempos de las ondas que llegan primero a los detectores desde que se activa la fuente de ondas sísmicas. es decir. las denominadas ondas directas. las cuales. llegan primero que cualquier otra onda porque viajan por una trayectoria de tiempo mínimo. preferiblemente a 90° uno respecto al otro. ocre. · Obtener un perfil de espesores y velocidades hasta la roca fresca. En total se obtendrían cuatro registros. las cuales serán sucesivamente primeras llegadas. cuando vuela a más de 350 m/s. Cuando los estratos no son paralelos. roca submeteorizada y roca inalterada. Actualmente prácticamente no se utiliza en prospección de hidrocarburos. las ondas P refractadas críticamente. La fuente sísmica está ubicada en el extremo superior izquierdo del perfil. En la figura 1 se muestra una simulación matemática de la propagación de un campo de ondas en un subsuelo formado por dos estratos de espesor constante. porque constituye una onda hipersónica respecto a la velocidad de ondas sísmicas en el primer estrato (1500 m/s vs 500 m/s). De esta forma es posible calcular la inclinación de cada estrato respecto a la horizontal . La distancia de cruce entre la onda directa y la onda cónica proporciona informa- ción del espesor del primer estrato (evidentemente el espesor es mayor cuanto mayor sea la distancia de cruce). caliza. que viaja por el segundo medio paralelamente a la interfase. Para calcular las inclinaciones de los estratos es necesario disponer de los registros efectuados en dos tendidos de doble disparo. el frente de onda cónico aparenta propagarse por la superficie con una velocidad igual a la del segundo estrato. Durante ese lapso de tiempo. se tiene una “inversión de velocidad” y el estrato subyacente no es posible detectarlo con el método de refracción sísmica. oro de aluvión. el cual tiene 97 m de largo y 40 m de profundidad. Para poder calcular las velocidades verdaderas es necesario efectuar dos registros de refracción: primero se obtiene un registro con la fuente en un extremo del tendido de receptores y después se obtiene un segundo registro con la fuente en el otro extremo. denominadas también ondas cónicas. El da origen a la onda cónica a lo largo de la interfase. la onda directa recorre una distancia de 42 m desde la fuente (distancia de cruce). las velocidades de onda cónica calculadas para cada estrato a partir de una dromocrónica. concretamente sólo de la porción del mismo que viaja paralela a la interfase. Si esto no es así. es el frente de refracción crítica o refracción total. la base está en la interfase entre los dos estratos y el tope en la superficie. A partir de la distancia de cruce.· Obtener perfiles del espesor de sedimentos hasta el basamento en una cuenca sedimentaria · Localizar fallas. Es el mismo fenómeno que produce la estela de ondas en abanico de una lancha rápida sobre la superficie del agua o el estampido sónico cuando un avión supera la “barrera del sonido”. la primera en llegar es la onda cónica. caolín. Estos tendidos deben estar en direcciones cruzadas. El método de refracción de ondas sísmicas también se utiliza en Sismología para determinar la estructura interna de la Tierra. El estrato subyacente tiene una velocidad de ondas P de 1500 m/s. Fundamento físico En los registros sísmicos de refracción se utilizan sólo. · Determinar la continuidad de estratos acuíferos · Calcular los tiempos de tránsito de las ondas a través de las capas de baja velocidad cercanas a la superficie. Esto se conoce como la técnica del doble disparo. pero en tres dimensio- nes sería la superficie inclinada de un tronco de cono. para corrección estática de campo en prospección por reflexión. Las ondas que normalmente llegan primero son: 1. Evidentemente. cuyo eje vertical pasa por la fuente. La onda cónica se presenta en la simulación bidimensional como un frente de onda recto. o principalmente. que son ondas P que viajan en trayectoria recta desde la fuente hasta los detectores 2. son velocidades aparentes. paleocauces. sin embargo. Si la velocidad de las ondas sísmicas es mayor para estratos más profundos. el fenómeno que origina la onda cónica se produce sólo si el estrato subyacente tiene una veloci- dad de ondas P mayor que el estrato por encima. · Calcular volumen de material explotable principalmente en minas de arena. Es el primer frente de onda en perturbar los puntos de la superficie desde el instante de activación de la fuente hasta unos 88 ms.
40 ms). la formación de la onda transmitida al basamento. El estrato superior tiene una velocidad de ondas sísmicas de 500 m/s y un espesor constante de 15 m . 88 ms). la aparición de la onda cónica en el recubrimiento (48 ms). 24 ms). 16 ms. notándose que es tangente a la reflejada (56 ms). Se destacan: el avance de la onda directa por el recubrimiento (8 ms. mientras que el de la onda cónica es aparente. La onda cónica avanza por la superficie con una velocidad aparente igual a la velocidad verdadera del basamento porque el espesor del recubrimiento es constante (mapas 64 a 96 ms). El estrato inferior tiene una velocidad de ondas sísmicas de 1500 m/s. 8 ms 16 ms 24 ms 32 ms 40 ms 48 ms 56 ms 64 ms 72 ms 80 ms 88 ms 96 ms 104 ms 112 ms 120 ms Figura 1 Mapas que muestran la evolución del campo de ondas a intervalos de 8 ms en un subsuelo constituido por dos estratos. Las flechas indican la posición del frente de onda de primera llegada en la superficie. . Notar que el avance de la onda directa por la superficie es real. el adelantamiento de la onda cónica a la onda directa en su llegada a la superficie (80 ms. la cual tiene mayor velocidad y longitud de onda que la directa (32 ms. la llegada de la onda reflejada y la onda cónica a la superficie (64 ms).
. la onda de aire de alta frecuencia (A). después de haber procesado el registro sísmico para eliminar todas las demás ondas. En el ejemplo. Ejemplo de registro sísmico. el cual las envía como señales eléctricas a su correspondiente canal en el sismógrafo. reflexiones (R).Canal 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 Distancia (m) 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 D C 50 100 150 R 200 Tiempo (ms) 250 G A 300 350 400 450 500 Figura 2. Están las ondas superficiales de gran amplitud (G). etc. En prospección por refracción sólo se utilizan los tiempos de llegada de las ondas directa y cónica. los sensores se encuentran alineados a intervalos de 10 m. el sensor del segundo canal a 20 m. El tiempo total de grabación es 500 ms. estando el sensor del primer canal a 10 m de la fuente sísmica. En el registro se destacan varios trenes de ondas coherentes. El registro contiene 12 trazas. la onda directa (D) y la onda cónica (C). Cada traza representa las oscilaciones del terreno captadas por un sensor (geófono). En prospección por reflexión se utilizan sólo las reflejadas.
La fuente sísmica se encon- traba a 10 m del primer sensor (la traza del primer canal es la situada mas a la izquierda en el registro). En estos registros.(buzamiento o echado) y su dirección (rumbo). En el terreno los sensores se encontraban alineados. ello incluye: · mapas e informes de geología de superficie · registros e informes geofísicos previos · registros e informes de perforaciones geotécnicas · informes de pozos de agua · mapas topográficos · fotografías aéreas En base al objetivo de la prospección y la información disponible se diseñan los parámetros de adquisición. En las demás trazas. es decir no pueden ser seguidos traza a traza de acuerdo a un patrón de oscilación. la cual se caracteriza por su alta frecuencia (oscilaciones de periodo corto). Adquisición de datos en campo 3. onda directa y onda cónica. las cuales aunque dominan en el registro. onda de aire. no son de utilidad en el método de prospección por refracción y por ello se las considera ruido. la cual proviene sólo de una interfase. como el los casos de las ondas superficiales. El registro consta de 12 trazas. Recopilación de información y planificación 2. Estos eventos normalmente no presentan coherencia. no ser dispersiva y velocidad de propagación de unos 350 m/s . Otra onda de ruido que se destaca es la onda de aire. El sensor al ser movido por las ondas sísmicas genera señales eléctricas. filtradas. El registro se inició en el instante en que se activó la fuente sísmica y la grabación duró 500 ms (medio segundo). Etapas de la prospección sísmica por refracción La prospección por refracción tiene cuatro etapas: 1. los trenes de ondas que presenten mayor pendiente tienen menor velocidad. Procesamiento de los datos 4. Los trenes de onda que son de utilidad en este registro son los primeros en llegar en cada traza. Naturalmente se descartan los eventos de ruido ambiental casi siempre presentes y mas notorios en las trazas de los canales mas lejanos a la fuente. Las líneas horizonta- les en el registro representan intervalos de 50 ms. captadas por un sensor en la superficie del mismo. la primera llegada es de la onda cónica. En el sismógrafo las señales son amplificadas. colocados a intervalos de 10 m . Interpretación Recopilación de información y planificación En esta etapa se obtienen todos los datos disponibles relevantes sobre la zona de prospección. mientras que los que tienden a seguir un patrón horizontal son los de mayor velocidad. En este registro la onda directa se destaca como primera llegada únicamente en la primera traza. Así. En la figura 2 se muestra un registro sísmico real de refracción. Estos se deben a interferencia eléctrica probablemente producida internamente por el sismógrafo. Cada traza es una representación gráfica de las oscilaciones del terreno con el tiempo. en los que se cuentan: · rumbo de las líneas sísmicas · número de líneas sísmicas · distancia entre líneas · distancia entre tendidos · distancia entre receptores · distancia fuente-primer receptor · duración de registro · intervalo de muestreo · tipo de fuente sísmica · si la fuente son explosivos: profundidad de hueco y cantidad de explosivo . Mediante flechas se indican algunas de las oscilaciones en las trazas producidas por diversos tipos de ondas. grabadas y representadas gráficamente en forma de traza. con lo que proporcionan una escala de tiempo. Existen algunos eventos de ruido al comienzo de algunas trazas que presenta muy alta frecuencia y muy alta velocidad. las cuales son enviadas a través de un cable hasta un canal del sismógrafo. este registro de 12 trazas fue generado por un sismógrafo de 12 canales. Las mayores amplitudes se deben a ondas superficiales.
Los informes de pozos de agua también pueden proporcionar información sobre litologías y espesores. y detectar la presencia de inversiones de velocidad o capa delgada. la distancia entre líneas debería ser menor de 5 m . Preferible- . pero el siguiente tendido en la línea puede estar a sólo 120 m. La restricción económica en este caso no es tan fuerte. Esto siempre implica el solapamiento de los tendidos. Si la información incluye medidas de SPT o RQD estas se pueden utilizar para estimar las velocidades de refracción. La distancia entre tendidos en una misma línea debe ser tal que permita un seguimiento continuo del refractor de interés. cantidad de estratos detectables y sus velocidades y tiempo de registro. planificar la ubicación de los tendidos sísmicos. calcular correcciones por topografía de los espesores calculados (si no es posible realizar un perfil topográfico para los tendidos sísmicos). posibles dificultades de adquisición. esta no debe ser mayor que 0. También pueden ayudar en la interpretación en caso de inversión de velocidad. por lo que existirá un solapamiento de 180 m . Si el sondeo consta de un solo registro doble disparo es conveniente que el espaciamiento entre detectores sea menor cuanto menor sea su distancia a la fuente. los requerimien- tos de energía. Ampliando lo referente a la distancia entre líneas o entre detectores. Sin embargo. La información del rumbo se obtiene normalmente de datos de geología de superficie. se acostumbra mantener los sensores a una distancia constante para facilitar las operaciones de campo. Esto permite calcular su velocidad. y que además los cables de detectores tienen una longitud máxima prefijada entre las conexiones eléctricas de cada canal. Con la información de espesores y buzamientos se puede estimar el tiempo de registro. incluyendo la posibilidad de fenómenos de inversión de velocidad y capa delgada. La fuente sísmica y los sensores usualmente se colocan alineados sobre una recta porque es necesario que los sensores capten las ondas a lo largo de la dirección en que estas se propagan. Las fotografías aéreas sirven para conocer las condiciones del terreno donde se efectuará el sondeo (por ejemplo vegetación. de la tectónica regional o de líneas sísmicas previas. La separación entre líneas paralelas depende del detalle que se desea del relieve del subsuelo. Los informes de perforaciones geotécnicas pueden proporcionar información de los espesores y distribución vertical de las principales unidades geológicas. conociendo la litología de los estratos podemos estimar los valores de velocidad que son de esperarse en los registros de refracción. taludes). Es correcto suponer que en la mayor parte de las situaciones la proyección horizontal de la trayectoria seguida por las ondas es una recta. Los informes geofísicos previos de refracción permiten preveer la relación señal/ruido del sitio. Finalmente. Así que para calcular la distancia entre detectores también hay que tomar en cuenta el equipo que se dispone. el rumbo de los estratos en los afloramientos permite establecer el rumbo preferente de los tendidos de refracción. Como regla. pantano. Actualmente el número de canales es típicamente de 12 a 48 y las distancias máximas entre conexiones oscilan entre 5 y 30 m . Por ejemplo. Los mapas e informes de geología de superficie proporcionan información de la distribución areal y vertical de las formaciones geológicas presentes en el lugar. cuando se realiza una línea sísmica con múltiples tendidos solapados. También para ubicar las vías de acceso al lugar. No obstante. un tendido puede medir 300 m. la distancia entre líneas debería ser menor o igual que la mitad de la longitud del detalle deseado del subsuelo. Los mapas topográficos permiten preveer la irregularidad del terreno en el sitio de adquisición. No obstante hay que tomar en cuenta que los sismógrafos para prospección sísmica tienen un número limitado de canales de grabación.5 veces la longitud de onda de las estructuras de la interfase refractora para evitar el “aliasing” o solapamiento espectral. Se pueden utilizar distancias mayores con el fin de localizar estructuras pero no para cartografiarlas arealmente. si se desea cartografiar paleocauces con un ancho de 10 m en el basamento. El rumbo de las líneas sísmicas se procura en lo posible que sea perpendicular al rumbo de las estructuras a explorar en el subsuelo. ya que los estratos con inversión que no se detectan por refracción sísmica. esta se denomina línea sísmica. Por ejemplo. pueden sin embargo manifestarse en el sondeo eléctrico. En este caso la distancia entre receptores sigue la misma regla que la distancia entre líneas. Además. con el fin de favorecer el que las ondas cónicas provenientes de capas mas someras sean detectadas. Los informes geofísicos de otros métodos como sondeos eléctricos también resultan de utilidad porque también definen estratos y profundidad de basamento. No es indispensable que los receptores se coloquen a intervalos regulares. Son muy importantes cuando el objetivo del sondeo sísmico de refracción es el seguimiento de un estrato acuifero. Los datos de pozos son muy importantes para calibrar los espesores calculados por refracción e identificar las unidades geológicas que se manifiestan en los registros sísmicos. sin que queden intervalos sin registrar. por razones económicas esta regla pocas veces es aplicable. Una vez realizado el levantamiento también sirven como mapa de ubicación de los sondeos para el informe técnico. Si se desea realizar un mapa de los refractores en el subsuelo es conveniente efectuar también líneas ortogonales a las líneas principales. Cuando se efectúan varios sondeos a lo largo de una recta. porque ayuda a identificar las ondas de primera llegada del acuífero en el registro sísmico y permite calibrar la profundidad calculada con el mismo.
los cuales permite grabar señales con frecuencias en el rango de 0 hasta 1000 y 2000 Hz respectivamente. caracterizado por una alta velocidad). en el segundo registro el primer geófono se colocará a 65 m de la fuente y el último a 120 m. el número de refractores y un estimado de sus velocidades y espesores. También depende de la mayor frecuencia que es posible recibir del subsuelo debido a la atenuación. relleno. Preferiblemente debe tener una profundidad mayor que 1. si en el primer registro el primer geófono se encontraba a 5 m de la fuente y el último geófono a 60 m. formando el equivalente al registro de un tendido con una longitud total igual a la suma de longitudes de los tendidos individuales. tales como pólvora o dinamita. existe una restricción que permite estimar la distancia mínima entre detectores: físicamente no es posible obtener una resolución espacial o temporal ilimitada. etc. Los registros obtenidos se pueden colocar unos al lado de otros.mente la distancia máxima entre detectores debe ser 4 veces menor que la menor longitud de onda estructural que se desea definir. Ellos proporcionan la mayor cantidad de energía para una buena detección de las primeras llegadas. La cantidad de carga sísmica depende de la longitud del tendido y de la atenuación del subsuelo en el sitio de prospección. sería inútil colocar detectores cada 5 cm con la esperanza de localizar el guijarro. distinguir. El intervalo de muestreo depende de la precisión con que se deseen medir los tiempos de llegada de las ondas sísmicas. El producto de el intervalo de muestreo por el número de muestras de una traza es igual a la duración del regis- tro. Como las ondas sísmicas de longitud de onda corta se atenúan rápidamente. Se puede hacer un estimado en base a la profundidad del objetivo y la distribución de velocidades hasta la superficie. por ejemplo. su costo. debido al efecto de zonas de Fresnel y a que cuanta mayor distancia recorra una onda por el subsuelo más se atenuará. la cual proporciona la velocidad de la primera capa y un estimado de su espesor. se van tomando registros sísmicos para sucesivos tendidos contiguos de geófonos. Este registro compuesto permite conocer la longitud de tendido necesaria para que aparezca la onda cónica del objetivo. Por ejemplo. transporte y almacenamiento. Presentan inconvenientes. los trámites y permisos para su adquisición. cada vez mas alejados de la fuente. pocas veces se pueden diferenciar rasgos de longitud menor que 1 metro.25 milisegundos. Otras fuentes son los impactos de mandarria sobre una placa metálica o la caída de pesos. El rango típico es de 100 a 400 ms de duración. no es correcto ni es equivalente. La resolución disminuye además con la profundidad del refractor y la distancia fuente-receptor. porque los sismógrafos sólo pueden almacenar un número finito de valores de amplitud por registro.5 m . El tendido se sigue alejando hasta que aparece la onda cónica del refractor de interés (normalmente un basamento de roca inalterada. El límite de resolución (capacidad de separar. La profundidad del hoyo como regla debe ser lo mayor posible. Para distinguir estructuras pequeñas se requieren longitudes de onda corta y gran ancho de banda. Para ello. En la práctica depende también de la duración del registro sísmico. Sin embargo. Por ello. el mantener el tendido fijo e ir obteniendo registros con la fuente a distancias cada vez mayores. Lo normal es usar 100 g de pólvora negra por cada 60 m . diferenciar) depende del ancho de banda de longitudes de onda recibidas del subsuelo y de la distancia entre el rasgo geológico observado y el detector sísmico. la necesidad de excavar hoyos para su explosión. Los valores típicos del intervalo de muestreo son 0. Aunque es mas fácil de realizar en campo.5 y 0. en el tercer registro el primer geófono se colocará a 125 m y el último a 180 m. La fuente sísmica más adecuada son los explosivos. La energía de la fuente sísmica debe incrementarse a medida que se aleja el tendido para compensar la atenuación de las ondas con la distancia. Por otra parte. la forma mas correcta de establecer la duración del registro y la longitud total del tendido es mediante registros de prueba. el tiempo de grabación. La duración del registro debe ser suficiente para asegurar la llegada de ondas cónicas del refractor más profundo que se desea registrar. y asegurar un buen taponamiento del mismo para evitar que se pierda energía de la explosión en proyectar material (soplo). Esta distancia generalmente es inferior a los 10 m . El tiempo de grabación durante esta adquisición de prueba se pone suficientemente grande desde el primer registro para asegurarse por exceso. Esto afecta la precisión de las profundidades y velocidades calculadas. no es posible distinguir la presencia de un guijarro de 10 cm de diámetro a 10 m de profundidad. manteniendo la fuente fija en un punto. roca fragmentada o el ruido ambiental es grande. Su alcance es bastante limitado y la mayoría de las veces sólo son útiles para tendidos sísmicos no mayores de 60 m . como son la necesidad de tomar medidas de seguridad en su manejo. La distancia fuente-primer receptor suele ser más corta que la distancia entre detectores para asegurar el registro de primera llegada de la onda directa. Esta cantidad puede ser mayor en lugares donde el suelo es arena seca y suelta.
También existen geófonos de tres componentes ortogonales: una vertical y dos horizontales. Los conductores eléctricos dentro del cable de transmisión deben estar aislados y blindados. El campo registrado es un campo escalar (campo de variación de presión). Por ejemplo. Los hidrófonos son detectores de ondas acústicas en el agua. las cuales inducen una señal eléctrica en los hidrófonos. Físicamente están descritos por un oscilador mecáni- co simple. La distancia entre puntos de conexión es fija de fábrica y se pueden comprar cables con separación típicas entre tomas de 5 m. Los geófonos vienen provistos de un clavo. la potencia de la fuente. La mayoría de los geófonos usados en prospección sísmica son “geófonos de velocidad”. sísmica de pozos y sísmica de galerías para la medición de parámetros elásticos dinámicos. No son de mucha utilidad en prospección por refracción. Constan de una bobina y un imán. Los geófonos son unos transductores que convierten el movimiento vibratorio del terreno en señales eléctricas. Al paso de una onda. Esta velocidad depende del material de la partícula. El blindaje es para evitar que ocurra el paso de la señal de los conductores de un canal a los de otro por inducción electromagnética (“crossfeed”). En realidad se trata de tres geófonos independientes ensamblados dentro de una misma carcasa. por ello se debe tener cuidado cuando el suelo es arena suelta. Esta velocidad sólo depende de las propiedades elásticas del material y no de la potencia de la fuente. En estos casos debe removerse la arena o los restos vegetales antes de clavar el geófono. Cables de transmisión La señal eléctrica generada por los geófonos o hidrófonos es transmitida mediante un conductor eléctrico hasta el sismógrafo.500 Hz. En Sismología se usan sensores para medir la aceleración de la partícula (acelerómetros). Cada par de conductores lleva la señal a un canal de amplificación y registro en el sismógrafo. Esto es similar a los cables de teléfono A intervalos regulares el cable de transmisión tiene conectores o puntos de toma para los detectores. como en la ladera de una montaña. Los geófonos detectan las componentes de un campo vectorial. El geófono debe quedar firme al suelo para que se mueva solidario con este. un resorte y un amortiguador viscoso. Existen también geófonos de componente horizontal. Si el terreno está inclinado. el cable de geófonos debe tener 24 conductores aislados y el sismógrafo debe tener 12 canales. Usualmente tiene magnitud del orden de milésimas a millonésimas de metro por segundo. El máximo voltaje que pueden generar no suele pasar de 1 v. 10 m. Eléctricamente es un oscilador descrito por un sistema RCL. por ello. Se usan en reflexión sísmica. Esto puede suceder si la señal de un canal es muy fuerte. La velocidad de la partícula es la velocidad con que se mueve una determinada partícula del suelo al paso de una onda sísmica. la distancia a la fuente y de la atenuación. La señal de cada detector a una distancia dada a la fuente es independiente de la de otros detectores a otras distancias. originando por inducción una corriente eléctrica proporcional a la velocidad del movimiento relativo. como lo son el desplazamiento. etc. son geófonos de componente vertical. esto es. la velocidad y la aceleración de las partículas del terreno. La velocidad de la onda se refiere a la velocidad con que se transmite o propaga una perturbación sísmica por un medio material. .Adquisición de datos en campo Instrumentos Detectores: Existen dos tipos principales de detectores: geófonos e hidrófonos. de un sólo grado de libertad que comprende una masa. de unos 5 cm de largo para fijarlos al suelo. tormentas atmosféricas. si se tienen 12 geófonos independientes. Están diseñados para responder sólo a la componente vertical de la velocidad de la partícula. La conexión entre detectores y el cable puede efectuarse mediante pinzas o mediante enchufes banana. La detección se basa en el efecto piezoeléctrico. por cada uno se requiere un par de conductores eléctricos aislados. por eso deben colocarse lo más vertical posible para evitar que pierdan sensibilidad. motores eléctricos. Un clavo extralargo ayuda a mejorar el acople del geófono con el terreno. de todas formas deben colocarse verticales según la gravedad. tienen una respuesta espectral plana a la velocidad de la partícula en una banda usualmente compren- dida entre 10 . arcilla mojada o tiene una capa de restos vegetales gruesa. la bobina se mueve con relación al imán. líneas eléctricas. La gran mayoría de los geófonos que se fabrican. Normalmente es del orden de 200 a 6000 metros por segundo. Debe diferenciarse entre velocidad de la partícula y velocidad de la onda. que detectan ondas acústicas en el aire. Al paso de una onda sísmica por el agua se producen variaciones de presión. siendo el imán la masa inercial. Igualmente el blindaje contribuye a evitar que el cable de transmisión se convierta en una gran antena de 60 o 300 m de largo que capte señales electromagnéticas emitidas por estaciones de radio. Son análogos a los micrófonos de teléfono. y no perpendiculares al suelo. 30 m o 50 m . los cuales se usan cuando se desea registrar preferentemente ondas S.
medido en microvoltios. 24. Se puede tener un registro permanente de varias formas. de forma que si se efectúa un segundo registro este último se puede sumar al anterior. sino valores numéricos de su amplitud a intervalos de. De esta forma no se tiene un registro continuo de la señal. Este método es útil mientras la relación señal/ruido de cada registro individual no sea demasiado baja. Dependiendo del sismógrafo. Si se efectúa un registro de 1 segundo de duración. es decir: destacar las ondas de las refracciones y reflexiones con relación al ruido incoherente ambiental. Es posible especificar individualmente la ganancia de cada canal en dicho rango. para mejorar la relación señal/ruido dos veces deben sumarse cuatro registros y para mejorarla tres veces se deben sumar nueve registros.5 milisegundos. Otra forma es transferirlo vía puerto electrónico a una unidad externa de lectura/escritura de cintas magnéticas o a una computadora. Un ruido ambiental fuerte no permite establecer con seguridad el tiempo de primeras llegadas de las ondas sísmicas. Cada muestra es un valor de amplitud de la señal. como en una grabación analógica. Entonces el rango de valores de amplitud que puede manejar el sismógrafo dependerá de cuantos bits se usen por muestra. rechazabanda y filtro estrecho (notch) de 60 Hz. la cantidad de registros a sumar para mejorarla es tan grande que se torna impráctico. Cuantos más bits. filtrado y memoria. Si un canal se estropea o suprime los demás no quedan afectados. entonces se tendrán 2000 valores de amplitud por cada traza. . e igualmente se puede hacer con registros sucesivos. la cual había que revelar después de la adquisición. Los programas necesarios pueden ser cargados desde una unidad de disco. En el monitor se mostrarán tantas trazas como canales disponga el sismógrafo. Esto implica dos características: 1. ya sea hacién- dola más suave o provocando que presente más rizos según el tipo de filtro usado. También se debe notar que el mejoramiento es respecto al ruido incoherente ambiental. Los sismógrafos usados actualmente en refracción tienen 12. este queda guardado en la memoria electrónica del sismógrafo. mayor es el rango de amplitudes. 12 y 16 bits por muestra. la señal está cuantizada. se pueden presentar las trazas en forma de oscilación simple o con área variable. la cual viene también incorporada al sismógrafo. con un intervalo de muestreo de 0. En el monitor se pueden observar las señales recibidas de los detectores en tiempo real. donde n es el número de registros sumados. Algunas de los procesos que pueden efectuar son: selección automática de los tiempos de primeras llegadas en refracción.o las señales grabadas en la memoria del sismógrafo después de efectuar un registro. 2. sin embargo. Disponen de filtros pasobajo. 0. Los modelos de los años 70 usaban papel fotosensible y los primeros sismógrafos de prospección utilizaban película fotográfica. De acuerdo a esto. 10. Sismógrafo Los sismógrafos son aparatos electrónicos que amplifican. Los valores de amplitud de las muestras sólo pueden ser valores enteros dentro de cierto rango. Si el ruido es coherente. En modo área variable las deflexiones positivas de las oscilaciones se rellenan con el fin de ayudar visualmente a seguir las llegadas de ondas de un canal a otro. Una es mediante una impresión en papel. Equivalen en cierta forma a un osciloscopio de múltiples canales. 48 o 64 canales. realizar análisis de velocidad en reflexión. y sobre todo si está asociado a la propia fuente. aplicar filtros a las trazas en memoria. Los sismógrafos de refracción tienen una ganancia fija en tiempo en el rango de 0 a 90 decibeles. La señal eléctrica recibida de cada canal es “muestreada” a intervalos regulares de tiempo. con paso de 6 decibeles. por ejemplo. entonces el mejoramiento de la relación señal/ruido será n . Los sismógrafos también poseen un monitor en el cual se representan las oscilaciones de las ondas registradas. en la prospección por refracción. Si es pequeña. -igual que en un osciloscopio. la suma de registros no mejora la relación señal/ruido. pasabanda. Valores típicos son 8. El área variable es más útil en registros de reflexión que de refracción. La representación digital de amplitudes es en base 2 debido a la lógica binaria de los circuitos electrónicos. Los sismógrafos digitales tienen la capacidad de apilar: después que se efectúa un registro. Actualmente los sismógrafos poseen un procesador de computadora. Esta técnica se usa para mejorar la relación señal/ruido. un filtrado intenso del ruido ambiental también afecta la forma de la señal sísmica. Ambos efectos son inconvenientes para determinar con exactitud el tiempo de primera llegada. Si la señal y el ruido mantienen sus características espectrales con el tiempo. Es decir. pasoalto. menor es la posibilidad de que una señal supere el valor máximo representable y más costoso es el sismógrafo. El sismógrafo lleva incorporado un pequeño impresor el cual puede ser de tipo térmico o tipo electrostático. Estos filtros. La gráfica de las oscilaciones recibidas en un canal se denomina traza. Cada canal recibe una señal eléctrica independiente y tiene su propio módulo de amplificación. lo que le permite procesar los datos en campo en el momento de la adquisición. cálculo de velocidades y espesores. filtran y registran las señales eléctricas generadas por los detectores de ondas sísmicas. Los sismógrafos actuales son digitales.5 milisegundos. están destinados principalmente a eliminar el ruido ambiental (ruido no generado por la fuente sísmica). Otra forma conveniente de almacenar los registros sísmicos es mediante una unidad normal de disquetes de computadora. etc.
El fulminante a su vez proporciona la energía de activación necesaria para la dinamita.00 m y un diámetro entre 12 y 20 cm . plantas o ramitas porque debilita el taponamiento. Si la excavación es manual esto implica una profundidad entre 1. La señal es tomada por el sismógrafo para iniciar la grabación. La duración corta del pulso de explosión implica que contiene una banda espectral de frecuencias ancha y ello es deseable para tener buena resolución y unos tiempos de primera llegada bien definidos. Para aumentar su potencia se conectan varios en serie. Esto es para evitar que parte de la energía de la explosión se pierda en expulsar la tierra hacia la superficie. También por esta razón las cargas pequeñas tienen un mejor rendimiento por peso de explosivo. Es mejor la explosión que ocurre sin ningún efecto visible en la superficie que la que produce un chorro espectacular de tierra. El suelo satura- do presenta mayor resistencia a la deformación y así más energía de la explosión será invertida en generar ondas elásticas. con grava. Los explosivos son normalmente pólvora negra. sin embargo es más barata. los gases se expanden deformando el material del entorno. aunque en términos absolutos generen menos energía. La ventaja es su simplicidad. el geófono genera una fuerte señal que es enviada mediante un cable eléctrico hasta el conector para tiempo cero en el sismógrafo. Los inconvenien- . No debe olvidarse que el objetivo es lograr generar la mayor cantidad de ondas elásticas. Hasta cierto radio desde el punto de la explosión la deformación es plástica o anelástica. Esto se le proporciona mediante la apertura o cierre de un circuito eléctrico o una señal eléctrica. Una forma consiste en colocar un geófono de referencia cerca del hoyo donde está la carga. Cuanto mayor sea la distancia que tenga que recorrer la onda sísmica desde la fuente hasta el receptor más se atenuará. Producen un pulso o vibración de corta duración. reduciendo de esta forma la relación señal/ruido. Al ocurrir una explo- sión. cuyo fin es detonar explosivos mas potentes como la dinamita. ni colocarle ningún peso encima. Se denomina tiempo cero al instante en que se activa la fuente sísmica y a partir del cual se calcula el tiempo de llegada de las ondas sísmicas. Los fulminantes. comprimir y deformar el material dentro del rango no elástico. la presión de la explosión disminuye lo suficiente para que los materiales se deformen dentro del rango que se considera lineal. A partir de cierta distancia. Cuando ésta explota. La alta intensidad es necesaria para poder observar refracciones o reflexiones de estratos profundos y receptores alejados de la fuente. Conviene que el hoyo sea profundo para que la carga explote en material más compacto y no se pierda tanta energía por proyección de material hacia la superficie ni en la generación de ondas superficiales. · Compactar el material a medida que se entierra la carga y agregar agua. Explosivos Los explosivos proporcionan la mayor cantidad de energía posible requerida en prospección. suelta. Esta energía no se aprovecha para generar ondas sísmicas. La dinamita es más segura porque requiere una mayor energía de activación para iniciar la explosión y además es mas potente. · Si el nivel freático está presente cerca de la superficie procurar colocar la carga por debajo del mismo. Por ello cuanto más largo sea el tendido o más atenuante el material se requerirá mayor cantidad de explosivo por disparo. La forma típica de detonar la carga en fuentes sísmicas es mediante el paso de una corriente eléctrica la cual activa un fulminante y este a su vez la carga explosiva. dinamita y fulminantes. Si sale proyectado el material con la explosión esto podría causar heridas. En el caso de pólvora el fulminante puede ser un bombillo de flash. pueden usarse por si solos como fuente de energía. que es donde comienzan a propagarse ondas elásticas. La carga se aprovechará mejor cuanto mejor confinada esté y más rígido sea el material que la rodea. que al quemarse prende la pólvora. tiene mejor rendimiento por peso. dañar equipos.25 y 2. romper vidrios de automóviles. Con dinamita el fulminante es una pequeña carga de una sustancia explosiva activada por un filamento eléctrico que se pone incandescente al pasar la corriente. todas ellas características deseables. el fulminante es sencillo (por ejemplo un bombillo de flash) y requiere menos permisos para su uso. Cuanto más rígido sea el material mejor resistirá la presión de la explosión sin romperse ni deformarse en forma no lineal. alta intensidad y fase mínima. La pólvora negra es menos potente. Fuentes Para prospección por refracción existen dos fuentes principales de ondas sísmicas: explosivos y fuentes de impacto. No tapar el hueco con material que contenga piedras. no volar el suelo. la energía se pierde en calor y en romper. Todas las fuentes explosivas deben ser detonadas en un hoyo con el fin de mejorar el rendimiento de la explosión. Tampoco utilizar tierra que contenga raíces. En estos casos el rendimiento suelo ser muy bajo. Si no se tiene alternativa entonces procurar saturar el hoyo con abundante agua y taponar el hueco con arcilla húmeda. arenosa. · Evitar en lo posible excavar los hoyos en tierra seca. Unas reglas prácticas para mejorar el rendimiento de la explosión son: · Excavar el hoyo lo más profundo y estrecho posible. El sismógrafo requiere conocer el instante de la explosión o tiempo cero para iniciar el registro. tiene un tiempo de explosión más lento y presenta dificultades para su manipulación segura.
Conviene que la masa tenga una base redonda para que el impacto sobre el suelo sea uniforme. En la práctica debe estar entre 2 y 5 milisegundos para huecos menores de 2 m. sino en la deforma- ción no elástica del suelo. detectores. El tiempo cero se puede establecer utilizando un geófono de referencia cerca de la plancha o del punto de impac- to. Con mandarria se suele utilizar un sensor de impacto o bien un circuito eléctrico especial que se atornilla o ata firmemente al mango. sea cual sea el método para establecer el tiempo cero. Presenta algunas dificultades. El problema se reduce si se utilizan explosivos rápidos y baterías de automóvil para activar la detonación. Al ocurrir la explosión el cable se rompe y el circuito eléctrico se abre. Otra fuente de impacto consiste en una masa metálica grande (50-100 kg) que se deja caer desde una altura de unos 2 m. Otra forma consiste en utilizar la señal eléctrica generada al cerrar el circuito eléctrico para explotar la carga. También se presenta retardo en la explosión si las pilas del detonador se encuen- tran agotadas. con valores de cota en los puntos donde estarán situados las fuentes y los detectores. · Se extiende el cable de detectores para el primer tendido de la línea sísmica. como son el transporte y manipulación de la masa y la necesidad de un trípode y sistema de poleas para alzarla. este retraso debe ser corregido. por lo que la presión aplicada es relativamente pequeña y de esta manera la deformación del suelo se mantiene dentro de su rango elástico. etc. De todas formas. Suele ser suficiente un perfil de nivelación. Este método tiene el inconveniente de requerir dos cables que entran al hoyo con la carga: uno para detonarla y el otro para establecer el tiempo cero. Si todo funciona correctamente el tiempo de primera llegada en el primer canal debería ser de unos pocos milisegundos: que es aproxima- damente el tiempo necesario para recorrer una distancia igual a la profundidad del hueco donde se colocó el explosivo. La mandarria pesa unos 8 kg. En este caso se debe poner especial cuidado en identificar los cables para evitar accidentes: si por error se conecta el cable de detonación al circuito de tiempo cero del sismógrafo éste podría detonar la carga inesperadamente. Este retraso es mayor cuanto mas blando sea el terreno. Cada toma eléctrica del cable debe caer en . Además esta diferencia de tiempo es variable de una explosión a otra. 2) el tiempo cero está retrasado porque las ondas deben viajar desde el fondo del hoyo hasta el geófono de referencia. mientras que la precisión deseada en los tiempos de primera llegada es del orden de 1 o 2 ms. Debe procurarse siempre empapar el suelo con agua en el punto fuente para mejorar el acople. reparte la fuerza del golpe en toda la superficie de contacto con el terreno. Cuando la mandarria golpea la placa. Si se tienen dudas de la certeza del tiempo cero que utiliza el instrumento es conveniente colocar el sensor del primer canal cerca de la fuente y utilizar la técnica de ruptura de circuito eléctrico para establecer el tiempo cero. siendo esta la señal para que el sismógrafo inicie el registro. y la posibilidad de estropear accidentalmente el geófono. la cual puede tardar hasta 50 ms en quemarse. Tiene el inconveniente de que el tiempo cero presenta un adelanto respecto a la explosión. La placa de acero. el cual completa un circuito eléctrico hasta la conexión de tiempo cero del sismógrafo. lo cual sirve de señal al sismógrafo para iniciar el registro. Tiene los inconvenientes de el retraso en el tiempo cero. el impacto hace que se cierre el circuito eléctrico. porque mientras se forma la cavidad explosiva la deformación del suelo no es elástica. que apenas se deforma. Un golpe de mandarria directamente sobre el suelo no se traduciría en la generación de ondas elásticas. · Se clavan estacas en los sitios donde estarán ubicados los detectores y las fuentes · Se efectúa un perfil topográfico de las líneas sísmicas sino se dispone de uno adecuado a partir de los mapas. Lo que se debe asegurar es un buen acople entre la placa y el terreno. Una tercera alternativa es rodear la carga mediante un cable. Si el suelo presenta cantos o grava es conveniente crear una cama de arcilla o arena para la placa. Procedimiento de adquisición El proceso típico es el siguiente: · Se ubican las líneas sobre el terreno de acuerdo a los mapas y se abren las picas o rebaja la vegetación para facilitar el movimiento de equipo. cuando se utilizan explosivos como fuente de energía. el de que un ruido ambiental fuerte puede iniciar el registro. cables. porque entonces el filamento del fulminante tarda mas en alcanzar la temperatura de ignición. las ondas sísmicas siempre se originan con retraso respecto al instante de la detonación. Para ello se debe aplanar y librar de vegetación el sitio donde se coloque la placa.tes son: 1) un ruido ambiental fuerte puede iniciar la grabación antes de tiempo. 3) el geófono de referencia puede dañarse o perderse si sale proyectado material con la explosión. · Se abren los hoyos para las cargas sísmicas en caso de utilizarse explosivos como fuente de energía. Fuentes de impacto La más simple consiste en un golpe de mandarria sobre una placa metálica. Esto se realiza mediante una derivación eléctrica en paralelo que se conecta al circuito de tiempo cero del sismógrafo. Esto es particularmente notorio en explosivos lentos como la pólvora. debido a que el explosivo tarda cierto tiempo en quemarse desde que se cierra el circuito eléctrico.
Esto puede ser en papel. Procesamiento El procesamiento de datos de refracción sísmica es relativamente sencillo en comparación con otros métodos. · Se verifica desde el sismógrafo que no existan cortocircuitos en el cable de detectores o circuitos abiertos por geófonos estropeados o no conectados. Existen sismógrafos que efectúan automáticamente el procesamiento a medida que se van adquiriendo los datos en campo. preferiblemente manteniendo la alineación del tendido y se debe anotar la nueva posición a efecto de los cálculos. El procesamiento manual involucra: · Leer los tiempos de primeras llegadas en los registros · Representar estos tiempos en gráficos tiempo-distancia (dromocrónicas) · Agrupar los puntos por alineaciones (ramas) de primeras llegadas. · Se clavan los detectores en el terreno (geófonos). siempre que no ocurran inversiones de velocidad o que las capas sean muy delgadas. Se verifica el nivel de ruido ambiental. repitiendo el proceso seguido en el primer tendido. así como los tiempos de intersección de las rectas de ajuste de cada rama con el eje del tiempo. hacia la población de El Guapo. bajo los puntos fuente. La primera rama debe corresponder a los tiempos de llegada de la onda directa y las demás corresponderán a ondas cónicas provenientes de refractores cada vez más profundos. El más simple es el método de los tiempos de intercepto. tomados cerca de las costas del Estado Miranda. Debe procurarse que queden bien alineados. · Se efectúa la explosión de la carga en uno de los extremos del tendido y se registran las ondas. pero los primeros se muestran sin interpretar para que puedan ser comparados. A veces no es posible clavar un detector en el lugar asignado. · Se conecta el cable de detectores al sismógrafo. · Determinar las pendientes de cada rama. Son dos pares de registros. en cuyo caso se puede clavar en otro lugar. Estas quedan almacena- das provisionalmente en la memoria electrónica del sismógrafo · Se acomodan las amplitudes de cada traza registrada para facilitar posteriormente la lectura de los tiempos de primera llegada de las ondas · Se graban en un medio permanente las trazas. . Otros métodos aprovechan todos los tiempos leídos para calcular espesores en la mayor parte del tendido. Luego se conectan a la toma o conexión eléctrica del cable de detectores. disquete o cinta magnética. Debe asegurarse que los detectores queden clavados firmemente al suelo y verticales. Se sacan los detectores de su posición actual y se colocan en los puntos de recepción del segundo tendido. el cual sólo proporciona espesores en los extremos de cada tendido sísmico. la estaca que señala la ubicación de un detector. Casi todos son muy similares. Los registros del ejemplo se muestran en la figura 3. Existen varios métodos para calcular espesores y velocidades. · Se borra el registro de la memoria del sismógrafo · Se efectúa la explosión en el otro punto fuente del tendido y se repite de forma similar el proceso de registro y graba- ción · Se mueve el cable de detectores y el sismógrafo a la posición del segundo tendido. Debe existir una rama por cada estrato. Estos son registros reales. El tendido fue realizado sobre un terreno de roca metaígnea meteorizada. · Se colocan las ganancias y filtros adecuados en cada canal del sismógrafo · Se entierran las cargas sísmicas en los puntos fuentes del tendido. También se pueden determinar el tiempo total y las distancias de cruce entre ramas. Esta rutina se extiende a tendidos y líneas sucesivas. Se mencionan: · método de los tiempos de retardo o de Gardner · método ABC o de Heiland · método de sumas y diferencias o de Hagedoorn · método de Haguiwara · método de Hales · método generalizado de Palmer · método de los frentes de onda Mediante un ejemplo se ilustra la aplicación de dos de los métodos más utilizados: el método de los tiempos de intercepto y el método ABC. que lleva la señal al sismógrafo. los de la parte superior son iguales a los de la parte inferior. · Calcular las velocidades y espesores de cada estrato.
El registro de la izquierda corresponde a la fuente A. Registros de refracción del tendido esquematizado en la figura 4. la cual se encuentra a la distancia 0 m. . Distancia (m) Distancia (m) 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 0 20 40 60 80 100 Tiempo (ms) 120 140 160 180 200 Distancia (m) Distancia (m) 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 0 20 40 60 80 Tiempo (ms) 100 120 140 160 180 200 Figura 3. ubicada en 130 m . y el de la derecha a la fuente B. En los registros de la parte inferior se han señalado los tiempos de primera llegada de onda directa y onda cónica mediante flechas.
TABLA 1 Tiempos medidos de primera llegada AX (m) tAX (ms) tBX (ms) 0 10 25.8 40 51.6 80 78.4 88.4 58. En realidad lo que ocurre es que todas las trazas han sido normalizadas. las trazas de canales mas lejanos a la fuente parecieran tener mayor ruido ambien- tal. si no existiera ruido ambiental. con líneas de tiempo cada 20 ms .4 30 46. La distancia entre las dos fuentes era de 130 m .6 100. lo que hace más difícil establecer su ubicación. .0 20 38.0 90 82. tAX: tiempo de primera llegada al receptor en X desde la fuente A.2 81. La distancia entre cada fuente y el geófono mas cercano era de 10 m . mientras que en las trazas de canales lejanos el nivel de ruido es el mismo pero la amplitud de las señales es menor.2 100 88.8 70 71. En los registros de la parte inferior de la figura 3 se indican los tiempos de primeras llegadas mediante flechas. hace las amplitudes de las señales que interesan mas débiles con relación al ruido.6 50 57. tBX: tiempo de primera llegada al receptor en X desde la fuente B En los registros de la figura 3.8 45.2 39. En la figura 4 se muestra el esquema del tendido.6 110 95.8 94. Esquema del tendido sísmico usado para obtener los registros de la figura 3 El primer paso es señalar los tiempos de primera llegada de la onda directa y ondas cónicas. por ello.4 51. La atenuación. La duración del registro es 200 ms. la primera deflexión desde cero en una traza indicaría el tiempo de primera llegada. no debería existir ninguna oscilación en las trazas hasta la llegada de una onda directa o de una onda cónica. En tales condiciones. La selección de los tiempos de primeras llegadas en un registro tiene elementos subjetivos debido a estas incertidumbres.6 76.0 22. El ruido ambiental origina falsas primeras llegadas o desplaza la deflexión desde cero de las verdaderas primeras llegadas. los tiempos de primeras llegadas están sujetos a incertidumbre debido principalmente a la presencia de ruido ambiental y a la atenuación de las ondas. a intervalos de 10 m . La siguiente tabla recoge los tiempos de las primeras llegadas señaladas por las flechas. El tendido constaba de 12 geófonos. Figura 4. en las trazas de canales cercanos a la fuente como la señal es muy fuerte no se notan las oscilaciones producidas por el ruido. Idealmente. Por otra parte. Sin embargo.2 120 100. En algunos casos puede llegar a interpretarse como primera llegada un tren de ondas posterior al verdadero. la atenuación suaviza la deflexión de primera llegada. por una parte.2 65. Cada registro corresponde a un disparo en los extremos del tendido sísmico.8 60 64.8 130 AX: distancia desde la fuente A hasta un receptor en X.4 70.
Cálculo de velocidades y espesores Primero se grafican las dromocrónicas con los tiempos de primera llegada (recogidos en la tabla 1). Gráfica de los tiempos de primera llegada correspondientes a los registros de la figura 4 y compilados en la tabla 1 Luego se identifican las alineaciones de puntos en las dromocrónicas correspondientes a las ondas directas y a las ondas cónicas y trazar rectas de ajuste en cada alineación. tal como se muestra en la figura 5 DROMOCRONICAS RECIPROCAS 110 100 tAX tBX 90 80 70 Tiempo (ms) 60 50 40 30 20 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 Distancia (m) Figura 5. . como se muestra en la figura 6.
DROMOCRONICAS INTERPRETADAS 110 tBA=106.6 ms 40 30 20 P1A=2. Dromocrónicas de tiempos de primera llegada interpretadas.616 ms/m 80 70 Tiempo (ms) 60 XcA=14.28 ms/m 10 0 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 A Distancia (m) B Figura 6.56 ms/m P1B=2.56 ms / m + 2.56 ms/m 2.5 m Se establece a continuación la lentitud promedio de la primera capa: P1A + P1B P1 = 2 2.5 m 50 tiA=27. en las que se ajustan los puntos de las ondas directas y ondas cónicas mediante rectas A continuación se miden en las dromocrónicas los siguientes parámetros: P1A: pendiente de la recta de ajuste de los tiempos de llegada de la onda directa con fuente en A P1B: pendiente de la recta de ajuste de los tiempos de llegada de la onda directa con fuente en B P2A: pendiente de la recta de ajuste de los tiempos de llegada de la onda cónica con fuente en A P2B: pendiente de la recta de ajuste de los tiempos de llegada de la onda cónica con fuente en B tiA: tiempo de intercepto de la recta de ajuste de la onda cónica con fuente en A tiB: tiempo de intercepto de la recta de ajuste de la onda cónica con fuente en A tAB: tiempo total de la onda cónica con fuente en A (extrapolando recta de ajuste si no hay detector en B) tBA: tiempo total de la onda cónica con fuente en B (extrapolando recta de ajuste si no hay detector en A) De acuerdo a los datos de la figura 6 se tiene: TABLA 2 Valores de parámetros medidos en las dromocrónicas P1A P1B P2A P2B tiA tiB tAB tBA XcA XcB 2.609 ms/m 27.0 XcB=16.2 ms 27.4 ms 100 tAX tBX 90 P2B=0.6 ms 107.2 ms tiB=27.28 ms / m P1 = = 2.609 ms/m P2A=0.0 m 16.42 ms / m 2 El inverso de la lentitud promedio P1 es la velocidad promedio armónico V1: .6 ms tAB=107.28 ms/m 0.4 ms 106.6 ms 14.616 ms/m 0.
42 ms / m   2.42 ms / m Ahora se calculan el ángulo de refracción crítica y el buzamiento de la interfase:  P2 B   P2A  arcsen  + arcsen   P1   P1  αc = 2  P2B   P2 A  arcsen  − arcsen   P1   P1  β= 2  0. Obtenido el ángulo crítico.42 ms / m  αc = = 14.42 ms / m  β= = −0.09° 2 Un buzamiento negativo implica que el espesor de la primera capa se incrementa de A hacia B. En este caso el valor es pequeño y puede considerarse que la primera capa mantiene su espesor constante.609 ms / m   0.616 ms / m  arcsen  + arcsen   2.42 ms / m   2. se puede calcular la lentitud de la segunda capa y su velocidad: P 2 = P1 × sen ( αc ) P 2 = 2. H1A y H1B bajo las fuentes A y B respectivamente.42 ms / m × sen (14. se calculan con las siguientes fórmulas: . 1 V1 = P1 1 V1 = = 413 m / s 2.61 ms / m También se puede usar la siguiente fórmula para obtener V2 sin tener que calcular el ángulo crítico: 2 V2 = 2 P1 + P 2 A × P 2 B − ( P1 2 − P2A 2 ) × ( P1 2 − P2B 2 ) Método de los tiempos de intercepto Los espesores verticales de la primera capa.66° 2  0.616 ms / m  arcsen  − arcsen   2.612 ms / m 1 V2 = P2 1 V2 = = 1633 m / s 0.609 ms / m   0.66 ) = 0.
porque estos reciben como primera llegada onda directa desde una fuente y onda cónica desde la otra.6 ms H1B = = 5.66° ) × cos( −0. ello es indicativo de que el espesor de la primera capa probablemente se mantiene constante. estarán dadas por: t AC + t BC − t AB X R = XC + sen( β) ( ) 2 P1 cos α c t AC + t BC − t AB Z R = ZC − cos( β) ( ) 2 P1 cos α c .616 ms / m + 0.2 ms H1A = = 5. como en este ejemplo.42 ms / m × cos(14.9 m 2 × 2.42 ms / m − 0. se puede calcular una lentitud aproximada de la segunda capa mediante el promedio de las lentitudes aparentes:  = P2A + P2B P2 2  = 0.9 m 4 2. TiA H1A = 2 × P1 × cos( α c ) × cos( β ) TiB H1B = 2 × P1 × cos( αc ) × cos( β ) 27.8 m 2 × 2.609 ms / m = 0. esto es posible para los geófonos situados entre 20 m y 110 m.5 m 2.613ms / m donde: P1 : lentitud promedio de la primera capa P2: lentitud aparente promedio de la segunda capa XcA: distancia de cruce entre la onda directa y la onda cónica con fuente en A XcB: distancia de cruce entre la onda directa y la onda cónica con fuente en A H1: espesor de la primera capa Método ABC o método de Heiland Con este método se calcula un punto de la interfase por cada detector que reciba primeras llegadas de onda cónica desde las dos fuentes en los extremos del tendido.0 m + 16.09° ) Cuando los tiempos de intercepto son muy similares. calculadas con datos de un receptor situado en el punto genérico C. En ese caso.613ms / m H1 = × = 5.66° ) × cos( −0.42 ms / m + 0.42 ms / m × cos(14.09° ) 27. Según el ejemplo de la figura 5. Las coordenadas de un punto R de la interfase (figura 7). pero no para los geófonos en 10 m y en 120 m.613 ms / m P2 2 También se pueden calcular el espesor aproximado de la segunda capa mediante:  XcA + XcB      2  P1 − P2 H1 = × 2  P1 + P2 14.
Los valores de cotas y pen- dientes del terreno se obtienen por datos de topografía. Las distancias en los gráficos tiempo-distancia de las dromocrónicas se miden desde la fuente A siguiendo el perfil del terreno. Trayectoria de rayos para calcular las coordenadas del punto R de la interfase por el método ABC. . medido en la posición del detector. ZC: coordenadas de un receptor en el punto C de la superficie tAC: tiempo de primera llegada de onda cónica al receptor en C con fuente en A tBC: tiempo de primera llegada de onda cónica al receptor en C con fuente en B tAB: tiempo total de viaje de la onda cónica entre las fuentes en A y B P1: lentitud de la onda directa b: buzamiento en el punto R de la interfase ac: ángulo crítico Figura 7. El ángulo crítico ac y el buzamiento b en el punto R de la interfase se calculan utilizando las siguientes fórmulas.donde: XR. respec- tivamente: 1 P   P  α c =  arcsen 2  + arcsen 2 B  A 2   1 P   P1  1 P  P  β =  arcsen  − arcsen 2 A  + σ 2B 2   P1   P1  donde: P2A: lentitud aparente de la onda cónica en el punto C con fuente en A P2B: lentitud aparente de la onda cónica en el punto C con fuente en B s: ángulo de inclinación del terreno respecto a la horizontal en el punto C El origen de coordenadas está en la fuente A. ZR: coordenadas de un punto R de la interfase XC. sin proyectar a la horizontal. los valores de tiempos y lentitudes a partir de las dromocrónicas (figura 8). La coordenada x de los puntos C y R es paralela a la horizontal topográfica y la coordenada z a la vertical. en la fórmula del buzamiento aparece el ángulo de inclinación del relieve. Como consecuencia.
5 50 17.8 28.2 60.9 46.0 29.8 45.6 30 18.0 10. Estas fórmulas se prestan para obtener los resultados en forma tabular mediante un programa de hoja de cálculo.4 70.0 70 16.8 130 14.7 -5. se obtiene la tabla 3: TABLA 3 TABLA PARA CALCULAR ESPESORES POR EL MÉTODO ABC AX (m) ZX(m) tAX (ms) tBX (ms) tiX (ms) XR (m) ZR (m) H (m) 0 20. XR: coordenada x de un punto de la interfase calculado con datos del receptor en X.4 80.2 30.0 -5.8 27.2 78.0 8.8 70.6 71.6 27. ZX: cota del receptor en X.2 26.9 -6.8 95.9 110 14.4 58.0 14. H: espesor vertical de la primera capa bajo el receptor en X .4 88.1 -5.3 88.3 90 15.6 25.4 80 16.6 29.4 110.6 90.9 -6.2 81.0 12.0 12.4 51. tBX: tiempo de primera llegada al receptor en X desde la fuente B.6 38.8 40.9 -5.0 10.0 22.2 AX: distancia desde la fuente A hasta un receptor en X.9 -5.9 120 14.4 50.6 57.4 100.4 -5. tAX: tiempo de primera llegada al receptor en X desde la fuente A.2 -6.0 9.Figura 8.9 64.6 100.4 26. Para el ejemplo.9 60 16.0 25.0 9.0 10. Tiempos y lentitudes de las dromocrónicas en el punto C utilizados con el método ABC.6 76.2 65.8 82.0 40 18.6 100.0 11.8 28.9 -6.2 20.2 39.4 51. ZR: coordenada z de un punto de la interfase calculado con datos del receptor en X.0 20 19.3 10 20.8 94.2 27. tiX: tiempo de intercepto en X (tiX=tAX+tBX-tAB) .7 100 15.
constituye una desventaja. Normalmente los registros de refracción no permiten distinguir capas muy delgadas o con poco contraste de velocidad. Por ello. porque disminuye la posibilidad de tomar como general lo que es una propiedad local del suelo (caso de perforaciones). mientras que cuando existen capas delgadas no diferenciadas el espesor calculado es menor que el real. Lo que se interpreta como un estrato. Perfil de subsuelo calculado con los datos de las dromocrónicas de la figura 6 Interpretación La prospección por refracción proporciona una información de baja resolución acerca del espesor y las velocida- des de las principales capas del subsuelo. Como regla práctica se adopta que las profundidades calculadas tienen una incertidumbre del 30% . Finalmente se grafica el perfil del subsuelo en base a los datos de la tabla 3 (figura 9) PERFIL CALCULADO DEL SUBSUELO 25 ZX ZR A 20 Superficie 15 B Cota (m) V1=413 m/s 10 Interfase calculada V2=1633 m/s 5 0 -10 0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 Distancia (m) Figura 9. Cuando existen inversiones de velocidad los espesores calculados son mayores que los reales. suele en realidad estar constituido por una cierta cantidad de estratos delgados con poca diferencia de velocidad. así como perforaciones de pozo que permitan limitar las posibles interpretaciones a una que sea consistente dentro de ciertos rangos. Los datos de prospección por refracción están afectados por las propiedades promedio de un gran volumen del subsuelo. . ni tampoco la velocidad de conjunto es igual al prome- dio aritmético de sus velocidades. en otras. Esto en algunas aplicaciones representa una ventaja. El espesor calculado para este paquete de capas no es igual a la suma de los espesores de los estratos individuales. el método sólo sirve de guía para determinar la estructura a grandes rasgos del subsuelo. cuando lo que importa es una buena resolución. Siempre debe disponerse de datos adicionales de geología de superficie.
B. Dobrin. (1979) Refractor Velocity Determination-cause and Nature of Some Errors. Sjøgren. J. Society of Exploration Geophysicists. McGraw-Hill. 604 p. en las que se ajustan los puntos de las ondas directas y ondas cónicas mediante rectas Figura 7. Dromocrónicas de tiempos de primera llegada interpretadas. 630 p. el solapamiento de ondas cónicas de un mismo refractor. Figura 8. A. En consecuencia el método presenta dificultad para determinar parámetros elásticos dinámicos. (1975) Geofísica aplicada a la Hidrogeología. Øfsthus and J. Inc. · En la práctica está limitado a profundidades hasta unos 100 metros y a 3 o 4 estratos principales. Bison Instruments. · Sólo permite diferenciar las capas del subsuelo que presenten mayor contraste de velocidad y mayor espesor. Geophysical Prospecting 27(2):409-442 Sjøgren. Mooney H. Seismic Refraction Prospecting. D. difracciones. 3a edic. Sandberg (1979) Seismic Classification of Rock Mass Qualities. Parasnis. Geophysical Prospecting 27(3):507-538 Sjøgren. (1967) editor. con ruido superficial. Perfil de subsuelo calculado con los datos de las dromocrónicas de la figura 6 . refracciones no críticas. con ondas S convertidas. Figura 3: Registros sísmicos de refracción doble disparo. 344 p. Musgrave. M. A. Chapman and Hall. · La determinación de las velocidades es bastante sencilla. Figura 5. ni técnicas de cobertura múltiple. el de capa delgada. Palmer. tales como el fenómeno de inversión de veloci- dad. (1977) Handbook of Engineering Geophysics. Society of Exploration Geophysicists. donde se identifican varios trenes de ondas. Ventajas y limitaciones del método de prospección por refracción Ventajas · Permite prospectar estratos a muy poca profundidad en tierra. · Presenta limitaciones de resolución debidas a la atenuación rápida de las longitudes de onda corta. Esto es difícil de lograr con métodos de reflexión. · No es fácil identificar ondas S refractadas porque como nunca son primera llegada siempre llegan mezcladas con ondas P de reflexiones o refracciones. · No requiere el uso de filtros espaciales. B. etc. · La adquisición. BIBLIOGRAFÍA Astier. · Es un método barato tanto por el equipo de adquisición de datos como por el procesamiento. (1980) The Generalized Reciprocal Method of Seismic Refraction Interpretation. 104 p. Figura 9. Trayectoria de rayos para calcular las coordenadas del punto R de la interfase por el método ABC. 268 p. Dromocrónicas doble disparo Figura 6. · Capas más profundas son más difíciles de diferenciar por su velocidad en las dromocrónicas. · Para detectar capas a mayor profundidad requiere tendidos de mayor longitud. (1960) Introduction to Geophysical Prospecting. procesamiento e interpretación son relativamente rápidos y sencillos. · La identificación de las ondas de interés es sencilla porque son las primeras llegadas. con las primeras llegadas indicadas Figura 4: Esquema del tendido sísmico doble disparo. Figura 2: Ejemplo real de registro sísmico de refracción. D. Paraninfo. Tiempos y lentitudes de las dromocrónicas en el punto C utilizados con el método ABC. (1971) Geofísica Minera. 376 p. Lista de figuras: Figura 1: Mapas del campo de ondas sísmicas propagadas por el subsuelo a partir de una fuente en superficie. Desventajas · Presenta limitaciones impuestas por la física de propagación de ondas. (1984) Shallow Refraction Seismics. Paraninfo. B.

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