METODOS DE PROSPECCION ELECTRICA EN EL

METODOS DE PROSPECCION ELECTRICA EN EL CONTROL DE LA
INTRUSION MARINA
Resumen
1. Introducción
2. Principios básicos de los métodos de prospección eléctrica de
campo artificial
2.1. Método de resistividades DC
2.2. Método FDEM
2.3. Método TDEM
3. Ejemplos
3.1. Area de Mount Carmel
3.1.1.
Antecedentes
3.1.2.
Procedimiento
3.1.3.
Resultados
3.2. Area de Nitzanim
3.2.1.
Fundamentos
3.2.2.
Procedimiento y resultados
4. Conclusiones
4.1. Area de Mount Carmel
4.2. Area de Nitzanim
4.3. Observaciones generales
5. Bibliografía
TIAC'88. Tecnología de l a I n t r u s i ó n en A c u i f e r o s Costeros
Almuñécar (Granada, España). 1988
METODOS DE PROSPECCION ELECTRICA
EN EL CONTROL DE LA INTRUSION MARINA
Mark GOLDMAN
I n s t i t u t o para l a I n v e s t i g a c i ó n P e t r o l í f e r a y l a G e o f i s i c a . I s r a e l
Traducción: S. Somoza Díaz-Sarmiento y A. Alvarez Rodriguez
R . Fernindez-Rubio
RESUMEN
Se d e s c r i b e la a p l i c a c i ó n de l o s p r i n c i p a l e s métodos d e prospección e l é c t r i c a , en l a i n v e s t i g a c i o n de aguas s u b t e r r á n e a s . El a r t i c u l o i n c l u y e u n a n á l i s i s comparativo e n t r e l a s t e c n i c a s de c o r r i e n t e c o n t i n u a (DC), electromagnét i c a s en e l dominio de f r e c u e n c i a s (FDEM) y e l e c t r o m a g n é t i c a s en e l dominio
del tiempo (TDEM), t a n t o en sus a s p e c t o s t e ó r i c o s como en sus a s p e c t o s p r á c t i c o s . Se p r e s e n t a n algunos ejemplos de u t i l i z a c i ó n d e d i f e r e n t e s metodos,
para l o c a l i z a c i ó n de l a i n t e r f a s e agua dulce/agua
salada,
en
acuiferos
c o s t e r g s d e t r i t i c n s y r a r b o n a t a d o s , S P hirre e s p e c i a l é n f a s i s en l a s t é c n i c a s
de TDEM, u n método de prospección e l é c t r i c a r e l a t i v a m e n t e nuevo,
que ha
demostrado s e r l a t é c n i c a mas p r e c i s a p a r a s o l u c i o n a r d i v e r s o s problemas en
l a i n v e s t i g a c i ó n de aguas s u b t e r r á n e a s y , en p a r t i c u l a r , en e l c o n t r o l d e l a
i n t r u s i ó n marina en a c u i f e r o s s e d i m e n t a r i o s .
1. INTRODUCCION
Los métodos de prospección e l é c t r i c a de s u p e r f i c i e s e han venido u t i l i z a n d o ,
75
durante bastante tiempo, para solucionar gran d i s e r s i d a d de problemas en
Id
investigación de aguas subterráneas. L a aplicación de e s t o s métodos se basa
en l a medición de l a r e s i s t i v i d a d e l é c t r i c a del subsuelo.
Los métodos de s u p e r f i c i e , e l é c t r i c o s y electromagnéticos, permiten d e t e c t a r
cambios en l a s a l i n i d a d del a g u a subterránea y ,
en p a r t i c u l a r ,
permiten
d e t e c t a r l a i n t e r f a s e agua dulce/salada, debido a que l a r e s i s t i v i d a d de l a s
rocas saturadas s e s e muy afectada p o r l a s a l i n i d a d i n t e r s t i c i a l .
El método e l é c t r i c o u t i l i z a d o con más asiduidad, hasta hace poco tiempo, ha
sido el método de r e s i s t i v i d a d e s , Dc, debido a l relativamente bajo c o s t o del
equipo, a l a simplicidad en l a r e a l i z a c i ó n de l a s investigaciones y , en
c i e r t o modo también, p o r costumbre. S i n embargo, investigaciones r e c i e n t e s ,
han demostrado que e s t e método adolece de graves defectos, p o r l o que l a
popularidad del mismo,
hoy por hoy,
parece bastante
injustificada.
Este
aspecto s e t r a t a r á más adelante con d e t a l l e .
En l o s Últimos años, ha aumentado enormemente el empleo de métodos e l e c t r o magnéticos (En) en l a s investigaciones hidrogeológicas, t a n t o en e l dominio
de tiempos, como en e l dominio de frecuencias,
aplicados en s u p e r f i c i e o
desde el a i r e . E l é x i t o excepcional de e s t o s métodos se puede e x p l i c a r por
su gran v e r s a t i l i d a d . Por ejemplo, l o s métodos de p e r f i l e s E
A t a l e s como l a
c a r t o g r a f i a de conductividades de baja inducción y el VLF son muy rápidos,
f á c i l e s de u t i l i z a r y no son caros. Se pueden r e a l i z a r de 40 a 50 medidas en
un d í a de campo u t i l i z a n d o el conductivimetro Geonics EM34, en c o n t r a s t e con
l o s 5 a 10 sondeos que pueden e f e c t u a r s e con e l método DC (STEWART, 1982).
Por o t r a p a r t e , como el instrumento proporciona directamente unidades de
conductividdd, n c se reqU?ere
cuales s e pueden representar
Iina
?nterpretac:Sn de l o ; datos de cdinpo, ¡os
gráficamente y ber evaluados i n - s i t u .
Otro
ejemplo de ! a e f i c a c i a de i a s medidas de En, aún más expresivo, s e r e f i e r e a
l a s investigaciones electromagnéticas aéreas (AER), que se pueden r e a l i z a r a
velocidades alrededor de l o s 100 km/h, y con una densidad de muestre0 de una
medida cada 15 m (SENGPIEL, 1986).
Por o t r a p a r t e , ninguna de l a s a n t e r i o r e s t é c n i c a s de p e r f i l e s proporciona
información c u a n t i t a t i v a r e f e r e n t e a l a d i s t r i b u c i ó n de r e s i s t i v i d a d e s en e l
76
subsuelo, debiéndose obtener esta información a partir de los llamados métodos de sondeos geofisicos.
Hoy en día, los sondeos eléctricos verticales son los más utilizados en las
investigaciones hidrogeológicas. Como y a se ha señalado anteriormente, los
métodos electromagnéticos, tales como los FDEM multifrecuencial y TDEM, no
se emplean todavía tanto como los métodos de resistividades, DC, debido
principalmente a que el equipo utilizado es mucho más caro, y a que las
técnicas de interpretación son más complicadas.
Sin embargo, y a pesar d e estas dos limitaciones, los sondeos electromagnéticos, y en particular el TDEM (a veces tambien llamado electromagnético
variable o TEM), tienen ventajas tan evidentes, en comparación con los
sondeos eléctricos verticales, que su aplicación generalizada a las investigaciones hidrogeológicas es sólo cuestión de tiempo. Esto es particularmente cierto para los problemas de control de intrusión marina, y a que los
métodos EM son extremadamente sensibles a la presencia de elementos de alta
conductividad (KAUFMAN y KELLER, 1983).
Por tanto, los métodos de perfiles FDEM y los métodos de sondeos TDEM ( a s i
como los FDEM multifrecuenciales, aunque éstos en menor grado), son complementarios unos de otros. Indudablemente, los métodos de perfiles FDEM se
adaptan mejor a la cartografía de objetivos poco profundos, son baratos,
sencillos y rápidos. L o s métodos de sondeos TDEM pueden utilizarse para
evaluaciones cuantitativas, detalladas y precisas de parámetros geoeléctricos a profundidades considerablemente mayores.
2. PRINCIPIOS BASICOS DE LOS METODOS DE PROSPECCION ELECTRICA DE CAMPO
ARTIFICIAL
Todas los métodos eléctricos y de EM se pueden dividir en dos grandes
grupos: métodos de emisor natural y métodos de campo artificial. El segundo
grupo es el más empleado en investigación hidrogeológica, por lo que discutiremos solamente estos métodos, basados en la aplicación de emisores de
energía artificial o, con más precisión, controlados.
77
A p e s a r d e l a d i v e r s i d a d de nombres
sólo hay tres métodos
que r e c i b e n ,
p r i n c i p a l e s de campo a r t i f i c i a l , en prospección e l é c t r i c a , éstos son, e l d e
r e s i s t i v i d a d e s DC, FDEM y TDEM. Los demás son simplemente m o d i f i c a c i o n e s de
los anteriores
(ddembs del método de p o l a r i z a c i ó n
inducida,
IP, que se
a p a r t a de n u e s t r a c o n s i d e r a c i ó n ) . Empecemos por e l primero y , h a s t a a h o r a ,
el más usado, que e s e l método de r e s i s t i v i d a d e s DC.
2.1. Método d e r e s i s t i v i d a d e s DC
En e s t e método se i n t r o d u c e una c o r r i e n t e c o n t i n u a en e l t e r r e n o , a t r a v é s
de u n par d e e l e c t r o d o s , y s e emplea u n segundo par de e l e c t r o d o s p a r a medir
l a d i f e r e n c i a de p o t e n c i a l c r e a d a , en e l t e r r e n o , por e s t a c o r r i e n t e ( f i g u r a
1)
4 b l -
+-
+ c
F
--lb!--
- a
O
P
Este método s e puede u s a r para e s t u d i a r l a s v a r i a c i o n e s de l a r e s i s t i v i d a d ,
78
t a n t o en profundidad, como l a t e r a l m e n t e . Para e s t u d i a r l a v a r i a c i ó n de l a
r e s i s t i v i d a d con l a profundidad, en e l c a s o de u n medio e s t r a t i f i c a d o , se
aumenta gradualmente l a d i s t a n c i a e n t r e l o s e l e c t r o d o s emisor y r e c e p t o r
(distancia T/R).
Al aumentar e s t a s e p a r a c i ón aumenta tambi en 1 a c o n t r i b u c i ó n re1 a t i v a de 1 as
c a r g a s e l e c t r i c a s i n d u c i d a s , c o r r e s p o n d i e n t e s a 1 i m i t e s g e o e l é c t r i c o s más
profundos y , como r e s u l t a d o , e l campo e l é c t r i c o medido en s u p e r f i c i e a p o r t a
información r e f e r e n t e a mayores profundidades. La e x p e r i e n c i a muestra que l a
d i s t a n c i a T / R debe s e r v a r i a s veces mayor que l a profundidad que se p r e t e n d e
i n v e s t i g a r (dependiendo de l a d i s t r i b u c i ó n de r e s i s t i v i d a d e s ) .
Con e l f i n de o b t e n e r información c u a n t i t a t i v a r e l a t , i v a a l o s parámetros
g e o e l é c t r i c o s del s u b s u e l o , se debe medir l a señal no en u n s ó l o punto, s i n o
en u n conjunto de puntos, d i s t r i b u i d o s e n t r e l a s d i s t a n c i a s más c o r t a y más
l a r g a del d i s p o s i t i v o .
E s t o q u i e r e d e c i r que, p a r a r e a l i z a r u n s o l o sondeo, hay que mover u n p a r de
e l e c t r o d o s (emisor o r e c e p t o r , dependiendo de l a c o n f i g u r a c i ó n T/R u t i l i z a d a ) v a r i a s decenas de v e c e s , produciéndose una d i s t o r s i ó n s i g n i f i c a t i v a d e
l a curva de campo, debida a heterogeneidades l a t e r a l e s . Además, l a necesidad
de emplear d i s t a n c i a s v a r i a s veces mayores que l a profundidad de i n v e s t i g a c i ó n , reduce d r á s t i c a m e n t e l a r e s o l u c i ó n l a t e r a l del método de sondeos e l é c tricos verticales.
En l o que c o n c i e r n e a l o s métodos de p e r f i l e s e l é c t r i c o s ( c a l i c a t a s e l é c t r i c a s ) , e s t o s son u t i l i z a d o s en e l e s t u d i o de l a s v a r i a c i o n e s l a t e r a l e s de l a
resi stividad,
ue podrían e s t a r a s o c i a d a s a e s t r u c t u r a s t a l e s como d i q u e s o
fallas.
En e s t e método s e mantiene una s e p a r a c i ó n f i j a e n t r e l o s d i s t i n t o s e l e c t r o dos, y s e desp aza e l d i s p o s i t vo completo a l o l a r g o de u n p e r f i l . La exper i e n c i a muestra que, a p e s a r de que l a profundidad e f e c t i v a de i n v e s t i g a c i ó n
s e determine a p a r t i r de l a d i s t a n c i a T / R ,
l a s heterogeneidades l a t e r a l e s ,
s i t u a d a s próximas a l o s e l e c t r o d o s , pueden c a u s a r e r r o r e s s i g n i f i c a t i v o s en
l a s medidas, aunque sean pequeñas l a s h e t e r o g e n e i d a d e s , comparadas con e s t a
profundidad.
Tales fluctuaciones
en
l a s medidas
79
son realmente
"ruidos"
geológicos, ya que no e s posible determinar l a magnitud, c o n t r a s t e de r e s i s t i v i d a d e s y l o c a l i z a c i ó n de su origen. Como consecuencia de t a l e s i r r e g u l a ridades, l o s p e r f i l e s de r e s i s t i v i d a d r e s u l t a n t e s , con separación T / R const a n t e , tienden a p r e s e n t a r muchos ruidos,
l o que l i m i t a l a resolución en
r e s i s t i v i d a d e s que se puede obtener, aun cuando l a propia instrumentacion
permita obtener una precisión mucho mayor (McNEILL, 1980a).
Las condiciones más f a v o r a b l e s , para el empleo de e s t e método, se d a n posiblemente en l a l o c a l i z a c i ó n del contacto e n t r e dos formaciones extensas con
d i f e r e n t e s r e s i s t i v i d a d e s (KELLER y FRISCHKNECHT, 1966). Sin embargo, una
c a r t o g r a f í a d e t a l l a d a del contacto no se puede mejorar demasiado, aun cuando
el c o n t r a s t e de r e s i s t i v i d a d e s sea a l t o . Las Últimas conclusiones que s e
obtienen, a p a r t i r de l a s limitaciones
anteriormente expuestas,
son l a s
r e l a t i v a s a l a s e n s i b i l i d a d del método a l a s heterogeneidades l a t e r a l e s , y a
su escasa resolución l a t e r a l .
Debido a e s t o , el problema del control de l a i n t r u s i ó n marina, en a c u í f e r o s
sedimentarios, es uno de l o s que mejor s e adaptan t a n t o a l a s t é c n i c a s de
sondeos e l é c t r i c o s como de p e r f i l e s . Sin embargo, no cabe esperar de los
r e s u l t a d o s , por r e g l a g e n e r a l , una precisión demasiado a l t a .
2.2. Método FDEM
En c o n t r a s t e con e l método de r e s i s t i v i d a d e s DC, en el método FDEM s e usa
una c o r r i e n t e s i n u s o i d a l . Por consiguiente, hay dos formas de i n t r o d u c i r l a
c o r r i e n t e en el t e r r e n o : o a t r a v é s de una bobina de cable a i s l a d a , o a
través de u n cable conectado a t i e r r a en ambos extremos (como en l o s métodos
DC).
En ambos casos s e genera u n campo magnético v a r i a b l e , a t r a v é s del
espacio.
Si cualquier material
conductor
se encuentra dentro del
campo magnético
generado, c i r c u l a r á n p o r él unas c o r r i e n t e s inducidas, o de Foucault, en
l í n e a s cerradas ( f i g u r a 2 ) . Estas c o r r i e n t e s de Foucault, a su vez, generan
su propio campo magnético, por l o que, en cualquier punto del espacio, e l
campo magnético t o t a l se puede considerar como l a suma de dos componentes:
80
*
un campo primario, debido a l a c o r r i e n t e de l a bobina transmisora, y
u n campo secundario, debido a l a s c o r r i e n t e s inducidas en el t e r r e n o .
Figura 2 . Flujo de c o r r i e n t e s inducidas en u n semiespacio homogéneo (McNEIL,
1980a).
Puesto que sólo el campo secundario contiene información r e f e r e n t e a l a s
propiedades e l é c t r i c a s del t e r r e n o , e s importante conocer l a s condiciones en
l a s cuales e s más apreciable el campo secundario que el campo primario. Esto
es especialmente importante en el caso de grandes d i s t a n c i a s T/R, ya que es
muy d i f i c i l compensar l a señal primaria con el g r a d o de precisión adecuado.
Aún hay o t r o problema más complicado, relacionado con l a profundidad de
investiaación, y que puede s c r formulado como sique: 2Cómo e s t á relacinnada
l a señal secundaria con l a s d i s t i n t a s profundidades del
subsuelo?.
Para
contestar a e s t a c u e s t i ó n , consideremos unos dipolos T/R v e r t i c a l e s , coplanares (bobinas h o r i z o n t a l e s ) colocados en l a s u p e r f i c i e de u n t e r r e n o con
dos e s t r a t o s ( f i g u r a 3 ) . Es conocido que, debido al e f e c t o s k i n , l a s
corrientes inducidas en l a f r a n j a de a l t a s frecuencias del e s p e c t r o se
concentran cerca de l a bobina Tx y l a respuesta medida por l a bobina R
x es
casi l a misma que correspondería a l a primera mitad del t e r r e n o , que t i e n e
conductividad
(KAUFMAN y K E L L E R , 1983). Por t a n t o , con frecuencias muy
a l t a s , l a señal no contiene información r e l a t i v a el segundo e s t r a t o , y e s t o
81
se cumple, i n c l u s o p a r a una d i s t a n c i a e n t r e bobinas que no sea muy grande.
F i g u r a 3. Modelo t e r r e s t r e b i - c a p a (McNEIL, 1980a).
La señal, en l a f r a n j a de b a j a s f r e c u e n c i a s d e l espectro, se puede r e p r e s e n t a r como s i g u e (KAUFMAN y KELLER, 1983):
donde:
HZ
es l a llamada a m p l i t u d compleja d e l campo magnético v e r t i c a l ,
e s 1s f r e c u e n c i a anqular.
S
es l a d i s t a n c i a e n t r e l a s bobinas ( s e p a r a c i ó n T/R),
Z
es l a p o t e n c i a d e l p r i m e r e s t r a t o ,
M
es e l momento de l a bobina t r a n s m i s o r a , e
i
es
6.
E l sjynjfic-do de 1;
c-n;pofiente i m a g i n a r i a de
de c u a d r a t u r a ) es que l a fase esta t r a s l a d a d a
1 -
Ia
-x-i=i-a' I "
- - J componente
I I' I-diiidud
YO? h a c i a el campo p r i m a r i o .
Es b a s t a n t e o b v i o que e l campo t o t a l , cuando se mide con pequeña d i s t a n c i a
e n t r e bobinas, e s t á i n f l u e n c i a d o p r i n c i p a l m e n t e p o r e!
82
campo p r i m a r i o (e:
S i l a señal p r i m a r i a e s t á compensada, de algún modo, e n t o n c e s l a señal c o i n -
c i d e con
l a que c o r r e s p o n d e r í a al
semiespacio homogéneo que t e n d r í a l a
conductividad del e s t r a t o s u p e r i o r ( e l segundo término en l a ecuación 1 , o
el primer término en l a componente de c u a d r a t u r a del campo). Por e s t o , l a
señal medida con s e p a r a c i ó n T/R pequeña, o no depende d e l a c o n d u c t i v i d a d
del t e r r e n o , o s ó l o depende de l a p a r t e más s u p e r f i c i a l de é s t e ,
Omitiendo un s e n c i l l o d e s a r r o l l o matemático de l a ecuación 1 (KAUFMAN y
KELLER, 1 9 8 3 ) , podemos o b t e n e r l a s i g u i e n t e r e p r e s e n t a c i ó n para e l campo en
el caso de u n a d i s t a n c i a e n t r e bobinas grande:
H
=
i w p M
0 2
16ns
8rr S 3
donde:
e s l a c o n d u c t a n c i a l o n g i t u d i n a l del primer e s t r a t o ( S = U , Z ) .
S
Debido a e s t o , l a s c o n d i c i o n e s más f a v o r a b l e s , para l a a p l i c a c i ó n del método
FDEM, son:
*
que l a señal s e mida en l a f r a n j a del
espectro correspondiente a
f r e c u e n c i a - r e l a t i v a m e n t e b a j a s , t a l e 5 rnmn s/S,-=
1 , donde
%, es
una
profundidad-skin en e l e s t r a t o s u p e r i o r ,
que l a s e p a r a c i ó n T / R s e a mayor que l a profundidad de i n v e s t i g a c i ó n
deseada ( s / z
Análogamente
>
1 en e l c a s o c o n s i d e r a d o ) .
a l o s métodos Dc, l a s
investigaciones
con
FDEM s e pueden
d e s a r r o l l a r usando una o dos c o n f i g u r a c i o n e s d i f e r e n t e s : sondeos v e r t i c a l e s ,
o p e r f i l e s h o r i z o n t a l e s . Los métodos de p e r f i l e s son c a s i
idénticos,
en
ambos c a s o s s e mueve u n d i s p o s i t i v o , con una d i s t a n c i a T/R c o n s t a n t e , a l o
largo del p e r f i l , sólo se d i f e r e n c i m en que l o s p e r f i l e s FDEM se realizan
w n bobinas pequeñas, no conectadas a t i e r r a , l o que aumenta s i g n i f i c a t i v a -
mente l a productividad, comparada con l a s medidas de OC.
En el caso de sondeos v e r t i c a l e s , l a diferencia e n t r e los metodos FDEM y Dc
no es sólo c u a n t i t a t i v a . A diferencia del DC, hay d o s técnicas
con el FDEM. La primera, muy similar al método DC, s e basa en u n
gradual d e l a d i s t a n c i a ent.re bobinas, a f r e c ü m c i d cüristarite.
método, y más e f e c t i v o , c o n s i s t e en f i j a r una separación T/R y
de sondeos
incremento
i i segundo
cambiar l a
frecuencia.
Según l a s ecuaciones ( 2 ) y (31, e s t a d i s t a n c i a debe s e r mayor que l a profundidad de investigación deseada. En l a p r á c t i c a , y debido a que e s t a profundidad s e conoce r a r a s veces con exactitud, l o s sondeos se !!evan o cabü c o n
d i f e r e n t e s separaciones, para asegurar e l cumplimiento d e l a condición s / z >
1. Por esto, al c o n t r a r i o de l o que sucede con el método DC, l o s sondeos
FDEH, s e pueden r e a l i z a r con separación T/R f i j a , que reduce notablemente l a
influencia de l a s heterogeneidades l a t e r a l e s , cercanas a l a s u p e r f i c i e , l o
cual hace mas adecuados l o s datos de campo para l a interpretación.
2.3. Método TDEM
E l método TDEM, al igual que l o s demás métodos e l é c t r i c o s y EM, s e h a
desarrollado p o r d o s vías diferentes. Se u t i l i z a como técnica de sondeos,
para resolver problemas de geologia e s t r u c t u r a l , en prospecciones de petrkleo y gas, en hidrogeologia, y en estudios generales de reconocimiento.
También s e Pmp1P.o rnmo método de p e r f i l e s hOriZi3r)tdle5, p a r a l o c a l i z a r
buenos conductores, t a l e s como yacimientos de sulfuros, lntrusiones marinas,
etc.
El sistema de sondeos TDEM consta de un transmisor y u n receptor. E l t r a n s misor es una e s p i r a cuadrada de cable aislado apoyado en e! silelo. F-1 recept o r es una bobina de v-riss e s p i r a s y núcleo de air-e íde 1 metro de diámetro
más c nienos) que s e coloca en ei centro de l a e s p i r a a n t e r i o r ( f i g u r a 4 ) .
Las dimensiones de l a e s p i r a transmisora varían desde 50 x 50 III, p a r a profundidades de investigación de unos 100 m, hasta 500 x 500 m para profundi84
dades de h a s t a 1.000 m. P a r a cada sondeo se v u e l v e a c o l o c a r e l d i s p o s i t i v o .
transmisión
Bobina
receptora
E
Dispos!tivo
receptor
Espira transmisora
F i g u r a 4. Diagrama d e l d i s p o s i t i v o de campo p a r a e l s i s t e m a EM-37.
L a onda de c o r r i e n t e e m i t i d a p o r l a e s p i r a t r a n s m i s o r a t i e n e l o s s e m i p e r i o -
dos i g u a l e s ( f i g u r a 5 ) . Las f r e c u e n c i a s base empleadas p o r e l Geonics EM37
( f i g u r a 5a) son 25
Hz, 2,5 Hz
y 0,25
Hz. E s t a s f r e c u e n c i a s se o b t i e n e n con
i n t e r v a l o s de e n c e n d i d o y apagado de 10, 100 y 1.000 mseg, r e s p e c t i v a m e n t e .
La c o r r i e n t e que c i r c u l a p o r l a e s p i r a t r a n s m i s o r a c r e a un campo m a g n é t i c o
p r i m a r i o , v a r i a b l e con e l t i e m p o ( f i g u r a 5 a ) . Según l a l e y de Faraday,
d i s m i n u c i ó n r á p i d a de l a c o r r i e n t e t r a n s m i t i d a , y p o r l o t a n t o ,
85
una
d e l campo
Al medir e l campo s e c u n d a r i o , en a u s e n c i a del campo p r i m a r i o , e l método
TDM
es mucho menos s e n s i b l e a e r r o r e s debidos a l a geometría T / R que t o d o s los
demás métodos e l é c t r i c o s y EM, por l o que l a s e p a r a c i ó n T/R j u e g a u n papel
mucho menos s i g n i f i c a t i v o , en l a profundidad de i n v e s t i g a c i ó n , del que t i e n e
en l o s o t r o s métodos convencionales de campo a r t i f i c i a l . Por e s t o , e l TDEM
es el
único método de
5eparacion T / R
prospección
e l é c t r i c a que puede o p e r a r
con
menor que l a profundidad de l a e s t r u c t u r a buscada,
una
esta
c i r c u n s t a n c i a mejora mucho l a r e s o l u c i ó n l a t e r a l del método. Sin embargo, en
l a p r a c t i c a , l a c o n s i d e r a c i ó n del r u i d o hace que l a d i s t a n c i a T/R s e a mayor
para i n v e s t i g a c i o n e s más profundas, l o cual e s p a r t i c u l a r m e n t e c i e r t o en l a
configuración d e e s p i r a normal mas u t i 1 i z a d a (FITTERMAN y STEWART, 1986).
Y
Figura 6. D i s t r i b u c i ó n de
las
corrientes
inducidas
en
el
subsuelo.
a)
inmediatamente después del c o r t e de c o r r i e n t e ( v i s i ó n t r i d i m e n s i o -
n a l ) ; b ) t r a n s c u r r i d o u n c i e r t o tiempo; c ) densidad de l a
c o r r i e n t e en función de l a profundidad, p a r a d i f e r e n t e s tiempos.
En c u a l q u i e r c a s o , l a profundidad de i n v e s t i g a c i ó n en e l metodo TDEM se
determina, en p r i n c i p i o , no por l a separación T / R ,
s i n o por e l tiempo que
t r a n s c u r r e desde que el transmisor deje de e m i t i r .
Para explorar a mayores profundidades, e s necesario por t a n t o recoger l a
señal en tiempos p o s t e r i o r e s .
Obviamente,
con tiempos c o r t o s , debido al
e f e c t o skin, l a s c o r r i e n t e s de Foucault s e concentran en l o s e s t r a t o s superf i c i a l e s ( f i g u r a 6 ) . Como consecuencia,
l a s primeras medidas de l a emf,
serán más s e n s i b l e s a l a r e s i s t i v i d a d de l o s e s t r a t o s Süperiares.
Segun
t r a n s c u r r e e l tiempo, l a intensidad de c o r r i e n t e alcanza profundidades mayor e s y l a emf medida e s t á más i n f l u i d a por dichas profundidades.
Además, l a densidad de c o r r i e n t e disminuye en l o s e s t r a t o s superiores ( f i g u -
r a 6c) y , por l o t a n t o , l a s r e s i s t i v i d a d e s e l e c t r i c a s de e s t o s e s t r a t o s
tienen una i n f l u e n c i a pequeña en l a emf medida en tiempos prolongados. Esto,
ayuda a eliminar e l e f e c t o de l a s variaciones de r e s i s t i v i d a d cerca de l a
s u p e r f i c i e , que es l a causa de l a pérdida de calidad de l o s datos obtenidos
por o t r o s métodos de prospección e l é c t r i c a .
Por ejemplo, en l a l l a n u r a c o s t e r a de I s r a e l , donde s e obtuvieron datos con
l o s métodos DC (SCHLUMBERGER) y TDEH, en el mismo área ( f i g u r a s 7 y 81, s e
observa que l a p a r t e derecha de l a curva de r e s i s t i v i d a d aparente DC
( A B / 2 > 150 m ) presenta muchas i r r e g u l a r i d a d e s , debido a heterogeneidades
cercanas a l a s u p e r f i c i e ( f i g u r a 7 ) . Al mismo tiempo, l o s datos del TDEM,
correspondientes a l a misma localización
( f i g u r a 8) y a todas l a s que se
presentan más adelante ( f i g u r a s 13 a l a 15 y 18 a l a 2 1 ) ,
acusan menos
"ruidos" y permiten u n mejor a j u s t e de l a curva, que hace más f á c i l
la
interpretación.
Posiblemente l a ventaja más importante del método TDEM e s t á relacionada,
estrechamente, con el llamado p r i n c i p i o de equivalencia, que e s consecuencia
de l a no unicidad en l a solución del
problema
inverso.
La experiencia
muestra que l a ambigüedad en l a i n t e r p r e t a c i ó n de l o s datos del TDEM, e s
significativamente menor que en cualquier o t r o método de prospeccijn e l e c trica.
En el emplazamiento c i t a d o anteriormente, s e pudo hacer, por ejemplo, u n a
comparación o b j e t i v a , puesto que ambos métodos, TDEH y DC, se r e a l i z a r o n muy
88
68
miento, e s t á muy afectado por e l p r i n c i p i o d e equivalencia, por l o que l a
profundidad del contacto se determina con u n e r r o r muy a l t o , de cerca de u n
25OC9 (comparar l a s curvas 11 y 111 de l a f i g u r a 7 ) .
P,'
I
l
I
10'
5
m
a>
+
C
e
O
a
O
v1
Leyenda
U
a>
u
O
-
- radio equivalente de la espira transmisora
p - resistividad calcolada
R
i5 10'
L
h
W
8
o 5
-potencia
- datos
U
u
de campo
0
W
a
O
E
+
3
10'
Figura 8. Sondeo TDEM según datos de campo, de l a l l a n u r a c o s t e r a de I s r a e l ,
y mejores curvas s i n t é t i c a s de i n t e r p r e t a c i ó n .
La principal desventaja de l o s sistemas TDEM es que, a l t r a b a j a r con banda
de a l t a s frecuencias, son muy s e n s i b l e s a ruidos externos ( i n t e r f e r e n c i a s
producidas por el hombre). Por e s t o , es frecuente r e g i s t r a r algunos centenar e s de respuestas, para mejorar l a relación e n t r e l a señal y el ruido.
90
L o s métodos u t i l i z a d o s ,
p a r a e l p r o c e s o de l o s d a t o s TDEM, son s i m i l a r e s a
l o s de los demás métodos de p r o s p e c c i ó n
eléctrica.
La emf medida,
como
f u n c i o n d e l t i e m p o , se c o n v i e r t e en r e s i s t i v i d a d a p a r e n t e , y é s t a se i n t r o duce en un programa de i n v e r s i ó n , que c a l c u l a l a e s t r a t i f i c a c i ó n de r e s i s t i v i d a d e s , con e l m e j o r a j u s t e p o s i b l e a l a c u r v a de r e s i s t i v i d a d e s a p a r e n t e s
observadas. A l c o n t r a r i o que l o s demás métodos de sondeos e l é c t r i c o s convencionales
(DC y MT), no es p o s i b l e e n c o n t r a r una f ó r m u l a s e n c i l l a ,
d o m i n i o d e l t i e m p o , que d e f i n a l a s r e s i s t i v i d a d e s a p a r e n t e s ,
en e l
debido a l a s
d i f e r e n t e s r e l a c i o n e s e n t r e e l v o l t a j e observado y l a r e s i s t i v i d a d ,
e n un
t e r r e n o uniforme, para tiempos c o r t o s y tiempos l a r g o s .
Una a p r o x i m a c i ó n v á l i d a , p a r a e s t e problema, c o n s i s t e e n d e f i n i r l a r e s i s t i v i d a d a p a r e n t e , p o r separado, p a r a t i e m p o s c o r t o s y t i e m p o s l a r g o s (KAUFMAN
y KELLER, 1983). Desafortunadamente,
n i n g u n a d e f i n i c i ó n es c o n v e n i e n t e p a r a
t o d o e l r a n g o de t i e m p o s . En e f e c t o , en l o s p r i m e r o s i n s t a n t e l a s r e s i s t i v i dades a p a r e n t e s r e f l e j a n e l c o m p o r t a m i e n t o de l a r e s i s t i v i d a d v e r d a d e r a e n
e l t e r r e n o , p a r a p r o f u n d i d a d e s r e l a t i v a m e n t e pequeñas.
Como o c u r r í a c o n l a s
p a r t e s más p r o f u n d a s , l a s r e s i s t i v i d a d e s a p a r e n t e s d e l p r i m e r p e r i o d o no son
m e j o r e s que l a s c u r v a s de v o l t a j e o r i g i n a l . Lo c o n t r a r i o es c i e r t o ,
ú l t i m o p e r i o d o de r e s i s t i v i d a d e s a p a r e n t e s ,
para e l
e l cual responde claramente a
l a s p r o p i e d a d e s de l o s s e c t o r e s p r o f u n d o s , y a veces i n t e r m e d i o s , d e l c o r t e
geoeléctrico.
S i n embargo, l a rama i z q u i e r d a i n i c i a l d e l a c u r v a de r e s i s t i v i d a d e s a p a r e n t e s correspondiente a l o s Últimos periodos,
v i r t u a l m e n t e nunca r e f l e j a l a
d i s t r i b u c i ó n de r e s i s t i v i d a d e s v e r d a d e r a s c o r r e s p o n d i e n t e s a l a p a r t e más
superficial del corte geoelétrico.
L a e x p e r i e n c i a m u e s t r a que l a d e f i n i c i ó n d e l p r i m e r p e r i o d o es r a z o n a b l e
p a r a l o s l l a m a d o s sondeos TDEM d e l a r g o a l c a n c e
l o n g - o f f s e t ) ( l a separación
T/R es v a r i a s veces mayor que l a p r o f u n d i d a d d e l o b j e t i v o ) , m i e n t r a s que l a
d e f i n i c i ó n del Último periodo es relevante para
os sondeos de c o r t o a l c a n c e
(short-offset).
Ya que t o d o s e s t o s sondeos se r e a l i z a r o n u t i l i z a n d o c o n f i g u r a c i o n e s d e T/R
de c o r t o a l c a n c e , s ó l o se empleó l a d e f i n i c i ó n d e l ú l t i m o p e r i o d o de r e s i s t i v i d a d e s a p a r e n t e s , p a r a l o s d a t o s d e campo y l o s asumidos.
91
No se debe c o n f u n d i r e l l e c t o r por e l " e x t r a ñ o " comportamiento de l d s c u r v a s
para tiempos c o r t o s , que se m a n i f i e s t a por e l tramo a s c e n d e n t e , en l a p a r t e
i z q u i e r d a de t o d a s l a s c u r v a s . Esto no q u i e r e d e c i r que t o d o s l o s sondeos
r e f l e j e una capa s u p e r i o r de a l t a r e s i s t i v i d a d , simplemente s e debe a alguna
transformación matemática ( c o n c r e t a m e n t e , una d e s v i a c i ó n de l a señal d e b i d a
a l a medición del t i e m p o ) :
donde:
[t)
e s l a fuerza electromotriz,
1
e s l a c o r r i e n t e c o n t i n u a en l a e s p i r a emisora,
r
e s e l r a d i o de l a bobina r e c e p t o r a (una pequeña e s p i r a c i r c u -
R
es e l r a d i o de l a e s p i r a emisora,
t
es e l tiempo p o s t e r i o r a l c o r t e de C o r r i e n t e , y
lar),
e s l a permeabilidad magnética.
3. EJEMPLOS
En l a l i t e r a t u r a g e o f í s i c a a p a r e c e , t a n a menudo, l a a p l i c a c i ó n de l o s métodos g e o f í s i c o s , a l a e x p l o r a c i ó n del agua s u b t e r r á n e a , que s e r í a muy p r o l i -
j o , i n c l u s o l a simple enumeración, de l a s p u b l i c a c i o n e s más r e l e v a n t e s . E s t o
e s o a r t i c u l a r m e n t e c i e r t o , en l o s últimos c i n c u e n t a años,
en r e l a c i ó n con
l a a p l i c a c i ó n del método DC, p a r a l a r e s o i u c i o n de d i f e r e n t e s problemas
re1 s t i v o s al agua s u b t e r r á n e a .
En l o que c o n c i e r n e a l o s métodos EM, menos c o n v e n c i o n a l e s , hemos d e c i d i d o
describir,
en d e t a l l e ,
sólo nuestros
propios
resultados,
obtenidos
en
I s r a e l , con e l método de sondeo TDEM, d u r a n t e e l verano d e 1987 (GOLDMAN e t
a l , , 1 9 8 8 ) ; Otros ejemplos de sp!icaciSn de métodos Elu, e~ !a e x p ! o r a c i i n
de1 agua ;ubteri&iea,
-
püeden eiicoiiti-aíse en l a s s i g u i e n t e s p u b i i c a c i o n e s :
TDEM method (FITTERMAN y STEWART, 1 9 8 6 ) ,
Ground FDEM method ( S T E V W T , 19821, y
92
-
Airbone FDEM method (SENGPIEL, 1986).
El objetivo de estas investigaciones de TDEn fue detectar la interfase, agua
dulce/agua salada, en dos formaciones hidrogeológicas diferentes:
* dentro
de una litología carbonática conocida, relativamente homogénea,
a una profundidad de unos cientos de metros, en la región de Mount
Carmel, al Norte de Israel, y
dentro de un acuifero costero tipico del Cuaternario, en el área de
Nitzanim, en la llanura costera al Sur de Israel.
3.1. Area de lkunt C a r r l
3.1.1.
Antecedentes
La región de Mount Carmel se seleccion-, como área de estudio, debido a las
siguientes razones:
* el
acuífero regional es el miembro inferior del bien conocido Judea
Group, dolomitico y parcialmente karstificado. Está caracterizado por
una resistividad eléctrica relativamente alta. Este acuifero tiene 200
a 300 m de potencia, y no contiene intercalaciones acuicludas de baja
resistividad, con espesor considerable, que pudiesen hacer llegar a
conclusiones erróneas, al confundir una caída de la resistividad con
una i nterf ase agua dul ce/agua salada,
* el
potente acuicludo de margo-calizas del Cenomanense superior, suprayacente, está caracterizado por una resistividad baja, lo que permite
diferenciarlo de la dolomia subyacente,
el flujo de agua s a l d b que intruye al Norte de Mount Carmel, a lo
largo de la falla Yagur y en la llanura Zevulum (ARAD et al., 1975) y
por debajo de la mayor pitrte del Mount Carmel (KAFRI y ARAD, 1979)
serviría plausiblemente para detectar la interfase en este área,
93
*
e l método p o d r í a a p l i c a r s e c e r c a de sondeos mecánicos, en l o s que se
conoce t a n t o l a e s t r a t i g r a f í a , como l a profundidad del n i v e l piezomét r i c o , con l a p o s i b i l i d a d de o b t e n e r l a c o r r e l a c i ó n . A p e s a r de que
l o s sondeos n o a l c a n z a r o n l a i n t e r f a s e a c t u a l , en régimen permanente,
l a a p l i c a c i ó n de l a ecuación de Ghyben-Herzberg a l o s d a t o s de p i e z o m e t r í a , p o s i b i l i t a e l c á l c u l o de l a profundidad t e ó r i c a de l a i n t e r f a s e agua dulce/agua s a l a d a .
3.1.2. Procedimiento
Los sondeos TDEM s e l o c a l i z a r o n en c u a t r o puntos ( f i g u r a 91, de l a s i g u i e n t e
manera:
* K1:
l a e s t a c i ó n TDEM s e ubicó c e r c a del sondeo Nahal Oren-2, que d e j ó
de bombear a n t e s de comenzar e l e s t u d i o , con e l f i n de r e c u p e r a r e l
nivel e s t á t i c o del agua. E l emboquillo del sondeo s e s i t ú a 55 m s o b r e
el n i v e l del mar.
E n e s t e sondeo no s e conoce e l n i v e l e x a c t o del
agua; no o b s t a n t e , l o s c o n t r o l e s de nivel p i e z o m é t r i c o en e1,sondeo
Nahal Oren-3, s i t u a d o en l a s proximidades del Nahan Oren-2, d u r a n t e e l
e s t i a j e de 1984 d i e r o n u n n i v e l de 3 , 6 6 m , por encima del n i v e l del
mar. Desde 1987 l a c l i m a t o l o g í a f u e muy l l u v i o s a , por encima d e l a
media, por l o que se puede asumir, para e l sondeo Nahal Oren-2
un
nivel de 4 m por encima de dicho n i v e l medio del mar.
Suponiendo que l a profundidad de l a i n t e r f a s e , por d e b a j o del n i v e l
del mar, para agua de mar normal, e s de 35 a 40 m por cada metro de
carga de agua d u l c e , l a profundidad d e
55 m
*
+
Id
interfdse sería:
4 m (35-40) = 195 a 215 m.
K2: l a e s t a c i ó n TDEM s e ubicó c e r c a del sondeo Hof Carmel-4. El
emboquillo del sondeo e s t á aproximadamente a 20 m por encima del n i v e l
medio del mar; e l nivel e s t á t i c o del agua e s t á a 4 , 5 rn p o r encima del
nivel medio del mar. La profundidad t e ó r i c a de l a i n t e r f a s e c a l c u l a d a
es :
94
36 m
*
K3:
t
3 m (35-40)
2
l a e s t a c i o n TDEM se s i t u ó c e r c a
Asher-7.
141 a 156 m
del
sondeo de
El emboquillo del sondeo e s t a a unos 20
in
inve3tigación
por encimd del
nivel medio del mar; e l n i v e l e s t á t i c o d e l agud e s t a a 4 , 5 m por e n c i ma del n i v e l medio del mar. La profundidad t e ó r i c a de 1 u i n t e r f a b e
calculada es :
20 m
t
0
estación d e T D E M
+
sondeo
4 , 5 m (35-40)
1 7 7 a 200 m.
25
250
241
240
23 i
?30
F i g u r a 9 . Mapa de l o c a l i z a c i ó n del á r e a de Mount Carmel
* K4:
l a e s t a c i ó n TDEM s e s i t u ó c e r c a de l a p a r t e s u p e r i o r del Judea
95
Group, en l a divisoria de aguas subterráneas, donde no existe un
sondeo cercano d e correlaci6n. El emboquillo del sondeo está a 200 rn
por encima del nivel medio del mar; el nivel estático del agua e s t á a
10-12 m por encima de dicho nivel medio del mar. Por tanto l a
profundidad de l a interfase debe e s t a r entre 550 y 680 m.
Registro litol6gico
de Nahal Oren n"2
O
CiOWll
25
-
A -
isfiya
50
7a
g
f
~
-
E
iza-
-
- &
&
I
"f
.A-
-*
.A- &
dobmitas
yogur
no-
0
1
v
5
t
yesos Y
cherts
100
o>
...
..
l7á-
r
a m-
I
I
l
Figura 10. Correlación entre resultados de l a estación TDEU K,
registros d e l sondeo Nahal Oren-2.
y
los
Este sondeo requería una penetración mayor pero, desafortunadamente,
no se obtuvieron resultados, debido a l a existencia de una linea de
a l t a tensión, en l a s proximidades, que generó un "ruido" permanente.
3.1.3. Resultados
En las figuras 10 a 12 se muestran los resultados de los sondeos TOEH, su
correlación con los sondeos estratigráficos, y l a localización de l a interfase.
Registros lrtddgicos
de Hof Karmel n04
~,
Resistividod en
nrn
(o
O
c
1
.
200
z?a
-
1
I
ux)-
u a
I
1
I
1
1
-
Figura 11. Correlación entre los resultados de l a estación TDEM
registros del sondeo Hof Carmel-2.
* Los
9, y
10%
,
datos K1 nos dan un modelo geoeléctrico de cuatro capas (figuras
10 y 13). Las dos capas superiores corresponden a unidades geológicas,
y los contornos coinciden groseramente con los contactos litológicos.
El límite entre l a s capas inferiores no tiene significado litológico,
como se puede ver en los sondeos mecánicos próximos de correlación,
dado que s e encuentra dentro de una secuencia dolomitica continua.
Parece que l a calda de l a resistividad se correlaciona con l a profundidad de l a interfase calculada. Más aún, los valores de l a r e s i s t i v i dad, cuyo rango de variación es de 0,5 a 1,5 ohm-m, son tipicos de una
intrusión marina en cualquier lugar (acuifero costero de I s r a e l , e t c ) ,
97
Reqtstro IitolÓgico
de ACHER n"2
Resistividad en n m
o1
_
lo
L
w
m-2
a
a
_-
Figura 13. Correlación e n t r e l o s resultados de l a estación TDEM Kj.
los
r e g i s t r o s del sondeo Asher-2.
*
l o s datos K2 corresponden
a un modelo g e o e l é c t r i c o de t r e s capas
( f i g u r a s 11 y 1 4 ) , todo él dentro de una secuencia dolomitica más o
menos homogénea. E l 1 imite e l i c t r i c o i n f e r i o r coincide,
aproximada-
mente, con l a profundidad calculada para l a i n t e r f a s e , mientras que el
valor de l a r e s i s t i v i d a d , de l a capa i n f e r i o r , menor de 1 ohm-m, s e
atribuye a l a i n t r u s i ó n de agua de mar.
Debido a que no hay explicación l i t o l ó g i c a p a r a el l i m i t e s u p e r i o r , s e
asume que representa e l techo de l a presumible zona de mezcla, e n t r e
el agüa dulce a r r i b a y
!2
sa12da ahñjo.
De hecho3 e1 valor de l a
r e s i s t i v i d a d en e s t a f r a n j a , presumiblemente de mezcla, es ün valor
intermedio e n t r e los del agua dulce y l a s a l a d a ,
98
La mejor solución encontrada pura el modelo
Leyenda
E-2
1 1 1 1
1
1
1
E- 1
l l l l l l
1
1
1-
: Y77
- E+2
I
Rhoa
n.n
curva teónca
valores de wrdmetras
estimados (error 2 3%;
-
-
?E+l
-
F i g u r a 13. Datos de campo del TDEM K, y mejor curva t e ó r i c a a j u s t a d a
La meior soidción encontrada para el modelo
Rhoa
n..
valores d e pardmetras
estimados(errar 07%)
.E879
t
11
I
,,+,I-
Jt
íen seg,
F i g u r a 14. Datos de campo del TDEM K p y mejor curva t e ó r i c a a j u s t a d a .
*
e l punto K3 e s t á s i t u a d o en u n á r e a d e t o p o g r a f i a complicada, l o que
o b l i g ó a u t i l i z a r una e s p i r a t r a n s m i s o r a de dimensiones l i m i t a d a s .
Debido a l a l i m i t a c i ó n en l a profundidad de p e n e t r a c i ó n , s ó l o se o b t u -
99
vo, p a r a l o s d a t o s de e s t e punto, u n modelo de dos c a p a s , d e n t r o de
u n a s e c u e n c i a d o l o m i t i c a c o n t i n u a ( f i g u r a s 1 2 y 1 5 ) . El
alcanzó
la
profundidad
r e c o n o c i d a , por
realizado
en
otra
el
de
200
parte,
sondeo
en
de
m
calculada
el
log
de
para
la
resistividad
investigación
Asher-2.
sondeo no
interfase,
eléctrica
El
g e o e l é c t r i c o , c o r r e s p o n d i e n t e a l a profundidad de 100 m no
limite
tiene
s i g n i f i c a d o l i t o l ó g i c o y se i n t e r p r e t a , a l i g u a l que en el punto K2,
como e l t e c h o d e l a f r a n j a de mezcla.
L a rnelor solución encontrada para el modelo
--
E- 2
1
1
1
E- 1
I l l l l ~
1
I
1
FE’’
-
1%
--
1
1
-
--
=E+i
\\
Leyenda
r l d o i o s de
cumpo
F l c u r v a teciriLa
valores de parametios
estimados
rho íohn-n)
24.6
3.9
Ji l n l
99.7
B + E -
t
error relativo ,7461 X
( e n seg)
F i g u r a 15. Datos de campo del TDEM K3 y mejor curva t e ó r i c a a j u j t a d a .
3.2. Area de Nitzanim
3 . 2 . 1 . Fundamentos
El a s p e c t o más i m p o r t a n t e , p a r a l a g e s t i ó n del a c u í f e r o c o s t e r o de I s r a e l ,
es l a e s t i m a c i ó n de l a máxima p e n e t r a c i ó n del agua de mar ( p i e d e l a i n t e r f a s e ) , en l a l l a n u r a c o s t e r a . E l c o n t r o l d e l a profundidad d e l a i n t e r f a s e
r e q u i e r e una densa m a l l a d e sondeos de o b s e r v a c i ó n , equipados técnicamente
para e s t e f i n a l i dad.
Desafortunadamente, l a malla a c t u a l de sondeos e s muy pobre y s ó l o unos
1O0
pocos estan tecnicamente equipados de forma s a t i s f a c t o r i a .
Con objeto de superar e s t a s d i f i c u l t a d e s , s e i n t e n t ó determinar s i e l método
TDEM podía s u s t i t u i r s a t i s f a c t o r i a m e n t e l a s medidas d i r e c t a s en
sondeos
convencionales.
Se e l i g i o , para l a s investigaciones, el área de Nitzanim ( f i g u r a 161, debido
a
la
existencia
de
sondeoss de observación,
con
períodos
de r e g i s t r o
amplios, y a l a simplicidad del emplazamiento geológico.
Figura 16. Mapa de localización del área de Nitzanim.
La secuencia geológica e s t á c o n s t i t u i d a por areniscas c a l c á r e a s , con i n t e r cal dciones de algunos horizontes de a r c i l l a , que descansan sobre l a s capas
de margas de Saqiye. La secuencia e s t a d i v i d i d a en dos unidades p r i n c i p a l e s
denominadas e l
(figura 17). E l
subacuífero
superior,
AB,
y
el
subacuífero
inferior,
C
subacuifero superior e s t á más afectado por l a i n t r u s i ó n
marina, por l o que s e tomó como principal o b j e t i v o de l a investigación.
3.2.2. Procedimiento y resultados
Se e l i g i e r o n cuatro emplazamientos para l o s sondeos TOEM ( f i g u r a 1 6 ) :
101
a
Pmyección
1
AB
l
C
Leyendo
arenas, dunas
NI.$
estaciones de TDEM
areniscas
T-1
nOmero de
arciilas
.
arcIIIas y maraas
-
DOZOJ
interfase i75M)mgl T S D .
-*-techo del eslmto de bo$
resiStiVi&d
Figura 17. Corte hidrogeológico del área de Nitzanim.
los sondeos NI,
%
(dos medidas en e l mismo punto u t i l i z a n d o dos espi-
ras transmisoras diferentes, una de 100 m x 100 m y o t r a de 50 m x 50
m) se l o c a l i z a r o n aproximadamente a 900 m a l Sur del sondeo de inves-
tigación, 12-0,
* el
sondeo
Ng se s i t u ó aproximadamente
observación, 12-0,
102
a 800 m a l Sur del sondeo de
* el
sondeo N, se localizó a pocos metros del sondeo de observación
Ashdod T-1, y
*
el sondeo N5 se emplazó a 200 m al Noroeste del sondeo de observacion
Ashdod T-1 y a unos 1.000 m al Suroeste del sondeo de observación,
12-A.
Las máximas profundidades de penetración, de estos sondeos, variaron entre
90 y 13Q m. En la tabla 1 se presentan los resultados de la inversibn
automática de los datos medidos en el método TDEH (resistividades y profundidades), junto con otros parámetros significativos.
TABLA 1
Resistividad de la
La interpretación de los datos TDEn permite diferenciar tres unidades geo-
eléctricas principales: dos de ellas se detectaron claramente, mientras que
la más baja sólo pudo ser definida por aproximación. La unidad superior
tiene valores de resistividad relativamente altos, en el rango de 20 a 50
ohm-m. El horizonte intermedio se caracteriza por resistividades significativamente bajas, de 1,4 a 1,8 ohm-m. Desafortunadamente, la unidad inferior
no se definió claramente, debido a la insuficiente profundidad de penetración.
El limite entre las unidades superior e intermedia se considera como un
103
c o n t r a s t e n e t o e n t r e e l a c u í f e r o de agua d u l c e y l a i n t r u s i ó n de agua de
mar. Estd c o n s i d e r d c i o n s e hace en base a l a s s i g u i e n t e s r a z o n e s :
*
e l l í m i t e se s i t ú a en el i n t e r i o r d e una s e c u e n c i a l i t o l ó g i c a homogénea y , p o r t a n t o , corresponde a u n c o n t r a s t e de s a l i n i d a d ,
*
l o s v a l o r e s de r e s i s t i v i d a d , por d e b a j o de l a i n t e r f a s e , e s t á n en e l
rango de 1 , 4 a 1,8 ohm-m, t í p i c o de i n t r u s i ó n marina en a c u i f e r o s
c o s t e r o s (SENGPIEL, 1986).
Al comparar l o s r e s u l t a d o s del
TDEM,
con l a s medidas r e a l i z a d a s en l o s
sondeos de o b s e r v a c i ó n , s e comprobó una c o i n c i d e n c i a muy buena ( f i g u r a 1 7 ) .
Por ejemplo, en l a e s t a c i ó n N4, próxima a l sondeo Ashdod T-1,
l a profundidad
al t e c h o de una capa de b a j a r e s i s t i v i d a d es de 70 m ( t a b l a 1 y f i g u r a s 17 y
Z O ) , m i e n t r a s que l a profundidad a l a e s t r e c h a f r a n j a de t r a n s i c i ó n de l a
i n t r u s i ó n marina ( 1 7 . 5 0 0 mgl de t o t a l de s ó l i d o s d i s u e l t o s ) e s de 67 m. Mas
aun, se e n c o n t r ó una s a l i n i d a d de 35.000 mgl TDS, a una profundidad de 70 rn,
l a cual corresponde aproximadamente a l a del agua de mar.
L a mejor solución encontrada para el modelo
---
E- 1
1-2
Ni
Rlioa
n..
-
campo
i
estimados (error o
1%)
-
---
1
6.792
Jt
Figura 18. Datos de campo del TDEM N,, y mejor curva t e ó r i c a a j u s t a d a .
104
La melar salilcton enmtrada para el modela
Leyenda
/....j
Ez*lr
e
d;,";
Pha
n.,
:
IIII
jil
curva teórica
valores de parametras
estimadas (error O 4%1
I
, ,
I
I I I I I
1
Jt
1
1
(en seg ]
E*8 dimensión de espira lOOm
n o tiempo ( m b i g ) 9 5
'
F i g u r a 19. Datos d e campo del TDEM N3, y mejor curva de campo a j u s t a d a .
La mejor solución encontrado para el modelo
-
Leyenda
4
NS
/.'J",",R;:e
El
Rhoa
curva teoíica
n.
valores de parómetras
estimados(error I I % )
-
rho í o h n - d /
49.89
1.38
1
h ín)
88.74
28.37
1
iimensión de espira i w m
"6
(en seg )
imkseg) 100
Figura 20. Datos de campo del TDEM Nq, y mejor curva de campo a j u s t a d a .
4. CONCLUSIONES
4.1. Area de Mount Carmel
*
El p r e s e n t e e s t u d i o d e b e r í a c o n s i d e r a r s e como p r e l i m i n a r , ya que e l
105
La mejor solución encontrada para el modelo
I
Leyenda
vabres de parámetros
estimados (error o 3 % )
rlm íolm-d)
Jt
h (d
(en seg.)
Figura 21. Datos de campo del TDEn N5, y mejor curva de campo ajustada.
número de sondeos es demasiado pequefio, para tener s i g n i f i c a d o estad i s t i co,
* sin
embargo,
precisa,
parece que es p o s i b l e una detección,
razonablemente
de l a i n t e r f a s e , dentro de una secuencia l i t o l ó g i c a homogé-
nea,
*
l o s valores de r e s i s t i v i d a d i n f e r i o r e s a 1 ohm-m (promed<o, e n t r e 0,5
y 1,5 ohm-m) parecen ser i n d i c a t i v o s , Únicamente, de acuíferos con
i n t r u s i ó n marina, y a que l a s l i t o l o g i a s de b a j a r e s i s t i v i d a d , generalmente t i e n e n valores que sobrepasan 1 ohm-m,
* l a e x i s t e n c i a de
e l agua salada,
una f r a n j a de mezcla e n t r e e l agua dulce,
abajo,
arriba, y
podria ser erróneamente i n t e r p r e t a d a como un
cambio en l a l i t o l o g i a . Este fenómeno debería tenerse en cuenta cuando
e l contraste brusco en l a r e s i s t i v i d a d , que se puede i n t e r p r e t a r , s i n
duda, como l a i n t e r f a s e , vaya acompañado de un c o n t r a s t e r e l a t i v a m e n t e
moderado, l o c a l i z a d o v a r i a s decenas de metros por encima d e l primero.
106
4.2. Area de Nitzanim
*
Una unidad g e o e l é c t r i c a con r e s i s t i v i d a d de 1 , 5 ohm-m no e s a t r i b u i b l e
a una l i t o l o g í a conocida, y s ó l o puede r e p r e s e n t a r a l a i n t r u s i ó n
marina. El t e c h o de e s t a unidad corresponde a l a f r a n j a de t r a n s i c i ó n
e n t r e e l agua d u l c e y l a s a l a d e .
*
Ld
üifereñcia
los
I . ..4..,~
,T,U,¿(IUU,
de; rnrp
I"L7
ii
y
1;;
1u3
_.4 < . 4 = =
lllFUIUU2
. - c = ? < - - ~ = c
i L U I
i i G i i U 2
en e l sondeo de o b s e r v a c i ó n , s e s i t ú a e n t r e l o s O y 3 m (0-4%,r e s p e c -
t i v a m e n t e ) , dependiendo de l a d e f i n i c i ó n d e l a i n t e r f a s e u t i l i z a d a
(35.000 ó 17.500 mgl T D S ) .
E s t o s r e s u l t a d o s p r e l i m i n a r e s i l u s t r a n l a e f i c i e n c i a del método TDEM para
c o n t r o l a r l a i n t r u s i ó n marina, t a n t o en l o s a c u i f e r o s c a r b o n á t i c o s como en
l o s a c u í f e r o s d e t r i t i c o s de I s r a e l . El método o f r e c e una v i a r á p i d a y no muy
c a r a para o b t e n e r información, b a s t a n t e p r e c i s a , r e l a t i v a a l a i n t e r f a s e
agua dulce/agua s a l a d a y , en c i e r t a s c o n d i c i o n e s f a v o r a b l e s , puede s u s t i t u i r
a l a s medidas d i r e c t a s en sondeos c o n v e n c i o n a l e s . D e f i n i r e s t a s c o n d i c i o n e s
podría s e r m a t e r i a de f u t u r a s i n v e s t i g a c i o n e s .
4.3. Observaciones generales
Tanto l o s a n á l i s i s t e ó r i c o s , como l o s numerosos ejemplos de campo, ponen de
m a n i f i e s t o que l a s t é c n i c a s e l e c t r o m a g n é t i c a s t i e n e n v e n t a j a s s i g n i f i c a t i v a s
con r e s p e c t o a l o s métodos convencionales de r e s i s t i v i d a d e s DC. Por ejemplo,
l o s métodos EM:
*
e s t á n mucho menos a f e c t a d o s por l a i n f l u e n c i a de l o s cambios l a t e r a l e s
en l a c o n d u c t i v i d a d ,
*
no t i e n e n problemas de inyección de c o r r i e n t e , que s i s e e n c o n t r a r o n ,
al a p l l c a r e l método DC, en c i e r t o s ambientes, t a l e s como a r e n a s y
gravas s e c d s , s u s t i a t o iocoso, p e r m a f r o s t , r t c , y
*
permiten l l e v a r a cabo l a s medidas de manera r á p i d a y s e n c i l l a , p a r t i -
107
cularmente en e l método de p e r f i l e s h o r i z o n t a l e s .
Por o t r a parte, hay una d i f e r e n c i a esencial e n t r e l a s técnicas TDEM y FDEM.
E l TDEn es e l Único método de prospección e l é c t r i c a , en e l que l a respuesta
d e l t e r r e n o se mide en ausencia d e l campo p r i m a r i o . Como consecuencia,
no
juega un papel s i g n i f i c a t i v o , en l a profundidad de i n v e s t i g a c i ó n , l a separac i ó n e n t r e transmisor y receptor,
l o s métodos de campo a r t i f i c i a l .
l o c o n t r a r i o que ocurre con e l r e s t o de
Por tanto,
e l TMM tiene características
excelentes para l a r e s o l u c i ó n l a t e r a l .
Otro hecho,
especialmente importante, para e l c o n t r o l de l a i n t r u s i ó n de
agua de mar, es que e l TMM es mucho más sensible a l a presencia de formaciones conductivas en e l subsuelo que o t r o s métodos e l é c t r i c o s y EM. Por
ú l t i m o , debido a l a a l t a p r e c i s i ó n de l a s medidas e i n t e r p r e t a c i ó n d e l TDEW,
l a profundidad de l a i n t e r f a s e puede ser determinada, en condiciones favorables, con c a s i e l mismo grado de p r e c i s i ó n que en l o s sondeos de observac i ón.
La manera más e f i c i e n t e de u t i l i z a r l a s técnicas En es a p l i c a r e l método de
p e r f i l e s h o r i z o n t a l e s FDEM para l a c a r t o g r a f í a s u p e r f i c i a l , b a r a t a y r á p i d a
y,
u t i l i z a r e l metodo de sondeos TDEU como t é c n i c a complementaria
luego,
para alcanzar una i n v e s t i g a c i ó n más profunda y detallada.
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