refraccion sismica exposicion
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República Bolivariana de Venezuela
La Universidad del Zulia
Facultad de Ingeniería
Escuela de GeodesiaDepartamento de Geofísica
Cátedra: Geofísica Aplicada
Integrantes:
Arroyo María Gabriela
Colina Virginia
Guedez Mardelys
Hurtado Nora
Maali Basem
Moncada Luis
Sánchez Dilberth
Soto Daniel
Prospección Sísmica
Por Refracción
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ESQUEMA
Introducción
1. Fundamentos teóricos
2. Principios físicos
3. Adquisición de datos
4. Procesamiento de datos
5. Interpretación de datos
6. Aplicaciones del método
7. Caso particular
Conclusión
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INTRODUCCIÓN
La aplicación prospectiva del método de sísmica de refracción fue iniciada por Ludger
Mintrop en Alemania en 1914, el método fue aprovechado para fines bélicos(estimación de la distancia de emplazamiento de los cañones enemigos) y, tras laPrimera Guerra Mundial, Mintrop y su equipo comenzaron a aplicarlo con éxito en laexploración petrolera del Golfo de México y otras latitudes. Pero la primera aplicacióndocumentada de este método es aún anterior y tuvo lugar en el observatoriosismológico de Zagreb (Croacia) donde, tras un sismo muy fuerte ocurrido en 1909, seestudiaron los tiempos de llegada de las ondas sísmicas a otros observatorios de paísescercanos. Se observó entonces que, a partir de cierta distancia, las primeras ondasllegaban anticipadamente respecto a lo esperado en su viaje por el camino más corto (ano mucha profundidad dentro de la Tierra). La conclusión del trabajo fue que, a partir dedicha distancia particular, las primeras ondas en llegar eran las que habían descendido,se habían refractado con el ángulo crítico en una interfaz de fuerte contraste deimpedancias acústicas y había viajado por dicha interfaz pero con la velocidad del medioinfrayacente. Para finalmente ascender y llegar hasta cada observatorio lejanoanticipándose al más lento viaje de las ondas directas (que iban con la velocidad delmedio más cercano a la superficie). El sismólogo era Andrija Mohorovicic y esainterfaz fue la primera de importancia encontrada en el interior terrestre: ladiscontinuidad corteza-manto que ahora conocemos abreviadamente como el Moho.
La sísmica de refracción realizó grandes aportaciones a la prospección sísmica en susComienzos. Hasta la década de los 60 fue extremadamente popular, especialmente en la
exploración de cuencas sedimentarias donde condujo al descubrimiento de grandescampos de petróleo; posteriormente quedó relegada por los avances del método dereflexión que proporcionaba una información más detallada. Sin embargo, debido a sumenor coste y al tipo de información que proporciona (campo de velocidades) la sísmicade refracción es un potente método que actualmente se emplea tanto en estudios deestructuras profundas de la corteza terrestre como en estudios del subsuelo másinmediato (ripabilidad, rellenos anisotrópicos, compactación de los materiales, etc.)
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1.- Fundamentos teóricos
Esfuerzo Elástico o Tensión (stress), Deformación (strain) y las constantes elásticas
Tensión S se define como la fuerza F por unidad de área A: F/A, donde F es la fuerza
aplicada uniformemente a una pequeña superficie de área.
Presión o tracción se refiere a la tensión dirigida perpendicularmente al área, según seaejercida hacia el cuerpo sobre que actúa (presión) o en sentido contrario (tracción). Lapresión causa un acortamiento en el interior del cuerpo, en que actúa, la tracción produceun alargamiento en el interior del cuerpo, en que actúa.
La deformación longitudinal l es la relación entre el alargamiento o el acortamiento l causado por una tensión y la longitud original l antes de la aplicación de la tensión: l =l/l. La deformación transversal a se define como la relación entre la variación del anchoa causada por una tensión y el ancho primitivo a del cuerpo antes de la aplicación de latensión: a = a/a.
y Coeficiente de Poisson
Cuando un cuerpo se acorta por efecto de una compresión, se alarga en la direcciónperpendicular a la compresión. Un cuerpo alargado por efecto de una tracción, disminuyesu ancho en la dirección perpendicular a la tensión. La relación entre la deformaciónlongitudinal l y la deformación transversal a se denomina coeficiente de Poisson .
=a/ l = (a/a)/(l/l).
Cuando una tensión actúa en un cuerpo en una dirección y el volumen del cuerpo esconstante, elcoeficiente dePoisson tiene suvalor máximoigual a 0,5.
1: Por ejemplo calizas de grano fino, rocas cristalinas.
2: Variando con la porosidad y el estado de meteorización.
Tipo de roca Rango del coeficiente de Poisson s
Roca consolidada, no alterada1 0,2 - 0,3
Roca sedimentaria clástica2 0,02 - 0,05
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y Módulo De Young E
En el caso de tensiones de compresión o de tracción, que dan origen a una deformaciónpequeña, la magnitud de esta deformación es proporcional a la tensión según:
E=S/
y Módulo de rigidez o de cizallamiento
El esfuerzo de cizallamiento se denomina la tensión, que actúa paralelamente al área. Elesfuerzo de cizallamiento da origen a una deformación por fractura. La deformación porcizallamiento se expresa por el ángulo de deformación . El ángulo de deformación seforma por la superficie original del área y la superficie deformada por la tensión ejercidaparalelamente al área.
Ondas sísmicas
Las ondas sísmicas son ondas mecánicas y elásticas, puesto que causan deformaciones nopermanentes en el medio, en que se propagan. La deformación se constituye de unaalternancia de compresión y de dilatación de tal manera que las partículas del medio seacercan y se alejan respondiendo a las fuerzas asociadas con las ondas, como por ejemploen un elástico extendido. Su propagación se describe por la ecuación de ondas. Lavelocidad de la onda sísmica depende de los parámetros elásticos del medio, en que sepropaga la onda.
Se distinguen las ondas sísmicas internas y las ondas sísmicas superficiales.
Las ondas internas son
y Ondas p u ondas longitudinales u ondas de compresióny Ondas s u ondas transversales u ondas de cizalla
Las ondas superficiales son por ejemplo
y Ondas de Lovey Ondas de Rayleigh
Ondas p u ondas longitudinales u ondas de compresión
Las partículas de una onda p, longitudinal o de compresión oscilan en la dirección depropagación de la onda. Las ondas p son parecidas a las ondas sonoras ordinarias. Las
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ondas p son más rápidas que las ondas s o es decir después un temblor en un observatorioprimeramente llegan las ondas p, secundariamente las ondas s.
Ondas s u ondas transversales u ondas de cizalla
Las partículas de una onda s, transversal o de cizalla oscilan perpendicularmente a ladirección de propagación. Se distingue las ondas sh, cuyas partículas oscilan en el planohorizontal y perpendicular a la dirección de propagación, y las ondas sv, cuyas partículasoscilan en el plano vertical y perpendicular a la dirección de propagación. En las ondas spolarizadas sus partículas oscilan en un único plano perpendicular a su dirección depropagación.
Ondas de Rayleigh
Rayleigh (1885) predijo la presencia de ondas superficiales diseñando matemáticamenteel movimiento de ondas planas en un espacio seminfinito elástico.
Las ondas de Rayleigh causan un movimiento rodante parecido a las ondas del mar y suspartículas se mueven en forma elipsoidal en el plano vertical, que pasa por la dirección depropagación. En la superficie el movimiento de las partículas es retrógrado con respecto alavance de las ondas. La velocidad de las ondas Rayleigh vRayleigh es menor que la velocidadde las ondas s (transversales) y es aproximadamente vRaleigh = 0,9 ´ vs, según DOBRIN(1988).
Ondas de Love
Love (1911) descubrió la onda superficial, que lleva su nombre estudiando el efecto devibraciones elásticas a una capa superficial.
Las ondas de Love requieren la existencia de una capa superficial de menor velocidad encomparación a las formaciones subyacentes o es decir un gradiente de velocidad positivo(velocidad se incrementa) con la profundidad. Las ondas de Love son ondas de cizalla, queoscilan solo en el plano horizontal, es decir las ondas de Love son ondas de cizallahorizontalmente polarizadas. La velocidad de las ondas de Love es aproximadamente vLove = 0,9 ´ vs., según Doyle, (1995).
2.- Principios Físicos
El método de Refracción sísmica se basa en el registro de los frentes de onda, generados
por una fuente artificial de energía, leyendo en los registros los tiempos de los primeros
arribos (first breaks). Éstos pueden deberse a la onda directa o bien a aquellas ondas que
se refractan en el subsuelo con el ángulo crítico, viajan por la interfaz con la velocidad del
medio infrayacente y retornan hacia la superficie como ondas frontales (head waves).
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El método se aplica siempre que se encuentren medios con impedancias acústicas (Z=V)
contrastantes, con la condición esencial -d ad a por la Ley d e Snell - d e que el segundo
medio sea de mayor velocidad de tránsito que el primero.
La profundidad de investigación a la que se puede prospectar es aproximadamente 1/3 de
la longitud del tendido de los sismómetros en superficie. El objetivo es determinar
espesores de las capas del subsuelo, sus buzamientos y las velocidades de propagación de
las ondas sísmicas en cada una de ellas.
Los datos de sísmica de refracción adquiridos en el campo se representan mediante el
trazado de una dromocrona (gráfica tiempo-distancia, con rectas como las dibujadas por
Mohorovicic) con el suficiente número de puntos para cada tramo correspondiente a
cada una de las interfaces refractoras buscadas. En las gráficas dromocrónicas se
registran las primeras llegadas de las ondas P a los receptores (primer arribo o first break)
y se representan en función del tiempo y la distancia. Esto nos define puntos, cada uno de
los cuales nos indica la existencia de medios con impedancias acústicas diferentes. La
pendiente de estas rectas representa la inversa de la velocidad en cada medio. La base del
método es la extensión a las ondas sísmicas de la Ley de Snell. Se trabaja con los primeros
arribos de los frentes de onda sísmicos, los cuales incluyen a los siguientes tipos de ondas
compresionales o P:
y Di rectas
y Reflejad asy F rontales, refractadas con el ángulo crítico
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De una dromocrónica podemos entonces obtener los siguientes datos:
y Las velocidades correspondientes a cada medio.
y
La profundidad o espesor desde la superficie.
y La primera recta, que parte del origen de coordenadas, representa la ondadirecta, que viaja por la capa más superficial desde el origen de la fuente deenergía hacia los geóponos. Su ecuación es t = x/v1; donde v1 es la velocidad de laprimera capa.
y La segunda recta representa la onda refractada en la interface entre laprimera y la segunda capa. Su ecuación es t = T1 + x/v2, donde v2 es la velocidadde la segunda capa y T1 es el tiempo en el origen de la primera capa. Así mismo,según la Ley de Snell, se verifica que sen ic = v1/v2, donde ic es el ángulo deincidencia.
Es muy importante tener presente que el tiempo de intercepción resulta gráficamente de
la prolongación de la recta 1/V2 hasta el eje de ordenadas, con lo cual eliminamos uno de
los términos de la expresión final antes citada, justamente el que contiene x, y
simplificamos los cálculos.
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Definimos consecuentemente la distancia crítica como la mínima distancia a la cual
podemos poner un sismómetro para que reciba la onda frontal (head wave).
3.- Procedimiento de Adquisición de Datos
Antes de explicar éste procedimiento, se debe hacer referencia al instrumental utilizadoen dicho proceso.
I nstrumentos
Detectores:
Existe dos tipos principales de detectores: geófonos e hidrófonos. Los geófonos son unos
transductores que convierten el movimiento vibratorio del terreno en señales eléctricas.
Físicamente están descritos por un oscilador mecánico simple, de un sólo grado de
libertad que comprende una masa, un resorte y un amortiguador viscoso. Eléctricamente
es un oscilador descrito por un sistema RCL. Consta de una bobina y un imán, siendo el
imán la masa inercial. Al paso de una onda, la bobina se mueve con relación al imán,
originando por inducción una corriente eléctrica proporcional a la velocidad del
movimiento relativo. El máximo voltaje que pueden generar no suele pasar de 1 v.
Los geófonos detectan las componentes de un campo vectorial, como lo son el
desplazamiento, la velocidad y la aceleración de las partículas del terreno. La mayoría de
los geófonos usados en prospección sísmica son geófonos de velocidad , esto es, tienen
una respuesta espectral plana a la velocidad de la partícula en una banda usualmente
comprendida entre 10 500 Hz. En sismología se usan sensores para medir la aceleraciónde la partícula (acelerómetros).
La gran mayoría de los geófonos que se fabrican, son geófonos de componente vertical.
Están diseñados para responder sólo a la componente vertical de la velocidad de la
partícula, por eso deben colocarse lo más vertical posible para evitar que pierdan
sensibilidad. Si el terreno está inclinado, como en la ladera de una montaña, de todas
formas deben colocarse verticales según la gravedad, y no perpendiculares al suelo.
Existen también geófonos de componente horizontal, los cuales se usan cuando se desea
registrar preferentemente ondas S. No son de mucha utilidad en prospección porrefracción. También existen geófonos de tres componentes ortogonales: una vertical y dos
horizontales. En realidad se trata de tres geófonos independientes ensamblados dentro de
una misma carcasa. Se usan en reflexión sísmica, sísmica de pozos y sísmica de galerías
para la medición de parámetros elásticos dinámicos.
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Los geófonos vienen provistos de un clavo, de unos 5 cm de largo para fijarlos al suelo. El
geófono debe quedar firme al suelo para que se mueva solidario con este, por ello se debe
tener cuidado cuando el suelo es arena suelta, arcilla mojada o tiene una capa de restos
vegetales gruesa. En estos casos debe removerse la arena o los restos vegetales antes de
clavar el geófono. Un clavo extra largo ayuda a mejorar el acople del geófono con el
terreno.
Los hidrófonos son detectores de ondas acústicas en el agua. Son análogos a los
micrófonos de teléfono, que detectan ondas acústicas en el aire. Al paso de una onda
sísmica por el agua se producen variaciones de presión, las cuales inducen una señal
eléctrica en los hidrófonos. La detección se basa en el efecto piezoeléctrico. El campo
registrado es un campo escalar (campo de variación de presión).
Cables de transmisión:
La señal eléctrica generada por los geófonos o hidrófonos es transmitida mediante un
conductor eléctrico hasta el sismógrafo. La señal de cada detector a una distancia dada a
la fuente es independiente de la de otros detectores a otras distancias; por ello, por cada
uno se requiere un par de conductores eléctricos aislados. Cada par de conductores lleva
la señal a un canal de amplificación y registro en el sismógrafo. Por ejemplo, si se tienen
12 geófonos independientes, el cable de geófonos debe tener 24 conductores aislados y el
sismógrafo debe tener 12 canales. Esto es similar a los cables de teléfono.
A intervalos regulares el cable de transmisión tiene conectores o puntos de toma para los
detectores. La conexión entre detectores y el cable puede efectuarse mediante pinzas oenchufes de banana. La distancia entre puntos de conexión es fija de fábrica y se pueden
comprar cables con separación típicas entre tomas de 5 m, 10m, 30m o 50m. Los
conductores eléctricos dentro del cable de transmisión deben estar aislados y blindados.
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). Esto puede suceder si la señal
de un canal es muy fuerte. Igualmente el blindaje contribuye a evitar que el cable de
transmisión se convierta en una gran antena de 60 o 300m de largo que capte señales
electromagnéticas emitidas por estaciones de radio, líneas eléctricas, tormentas
atmosféricas, motores eléctricos, etc.
Sismógrafo:
Los sismógrafos son aparatos electrónicos que amplifican, filtran y registran las señales
generadas por los detectores de ondas sísmicas. Equivalen en cierta forma a un
osciloscopio de múltiples canales.
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Los sismógrafos usados actualmente en refracción tienen 12, 24, 48 o 64 canales. Cada
canal recibe una señal eléctrica independiente y tiene su propio módulo de amplificación,
filtrado y memoria. Si un canal se estropea o suprime los demás no quedan afectados.
Los sismógrafos de refracción tienen una ganancia fija en tiempo en el rango de 0 a 90
decibeles, con paso de 6 decibeles. Es posible especificar individualmente la ganancia decada canal en dicho rango.
Disponen de filtros pasobajo, pasoalto, pasabanda, rechazabanda y filtro estrecho (notch)
de 60 Hz. Estos filtros, en la prospección por refracción, están destinados principalmente a
eliminar el ruido ambiental (ruido no generado por la fuente sísmica). Un ruido ambiental
fuerte no permite establecer con seguridad el tiempo de primeras llegadas de las ondas
sísmicas; sin embargo, un filtrado del ruido ambiental también afecta la forma de la señal
sísmica, ya sea haciéndola más suave o provocando que presente más rizos según el tipo
de filtro usado. Ambos efectos son inconvenientes para determinar con exactitud eltiempo de primera llegada.
Los sismógrafos también poseen un monitor en el cual se representan las oscilaciones de
las ondas registradas. En el monitor se pueden observar las señales recibidas de los
detectores en tiempo real, -igual que en un osciloscopio- o las señales grabadas en la
memoria del sismógrafo después de efectuar un registro. La gráfica de las oscilaciones
recibidas en un canal se denomina traza. En el monitor se mostrarán tantas trazas como
canales disponga el sismógrafo.
Los sismógrafos actuales son digitales. Esto implica dos características:
1. La señal eléctrica recibida de cada canal es muestreada a intervalos
regulares de tiempo. Cada muestra es un valor de amplitud de la señal, medido en
microvoltios. De esta forma no se tiene un registro continuo de la señal, como en
una grabación analógica, sino valores numéricos de su amplitud a intervalos de,
por ejemplo, 0.5 milisegundos. Si se efectúa un registro de 1 segundo de duración,
con un intervalo de muestreo de 0.5 milisegundos, entonces se tendrán 2000
valores de amplitud por cada traza.
2. Los valores de amplitud de las muestras sólo pueden ser valores enterosdentro de cierto rango. Es decir, la señal está cuantizada. La representación digital
de amplitudes es en base 2 debido a la lógica binaria de los circuitos electrónicos.
Entonces el rango de valores de amplitud que puede manejar el sismógrafo
dependerá de cuantos bits se usen por muestra. Valores típicos son 8, 10, 12 y 16
bits por muestra. Cuantos más bits, mayor es el rango de amplitudes, menor es la
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posibilidad de que una señal supere el valor máximo representable y más costoso
es el sismógrafo.
Los sismógrafos digitales tienen la capacidad de apilar: después que se efectúa un registro,
este queda guardado en la memoria electrónica del sismógrafo, de forma que si se efectúa
un segundo registro este último se puede sumar al anterior, e igualmente se puede hacercon registros sucesivos. Esta técnica se usa para mejorar la relación señal/ruido, es decir:
destacar las ondas de las refracciones y reflexiones con relación al ruido incoherente
ambiental. Si la señal y el ruido mantienen sus características espectrales con el tiempo,
entonces el mejoramiento de la relación señal/ruido será donde n es el número de
registros sumados. De acuerdo a esto, para mejorar la relación señal/ruido dos veces
deben sumarse cuatro registros y para mejorarla tres veces se deben sumar nueve
registros. Este método es útil mientras la relación señal/ruido de cada registro individual
no sea demasiado baja. Si es pequeña, la cantidad de registros a sumar para mejorarla es
tan grande que se torna impráctico. También se debe notar que el mejoramiento esrespecto al ruido incoherente ambiental. Si el ruido es incoherente, y sobre todo si está
asociado a la propia fuente, la suma de registros no mejora la relación señal/ruido.
Dependiendo del sismógrafo, se pueden presentar las trazas en forma de oscilación simple
o con área variable. 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.
El área variable es más útil en registros de reflexión que de refracción.
Se puede tener un registro permanente de varias formas. Una es mediante una impresión
en papel. El sismógrafo lleva incorporado un pequeño impresor el cual puede ser de tipo
térmico o electrostático. Los modelos de los años 70 usaban papel fotosensible y los
primeros sismógrafos de prospección utilizaban película fotográfica, la cual había que
revelar después de la adquisición.
Otra forma conveniente de almacenar los registros sísmicos es mediante una unidad
normal de disquetes de computadora, la cual viene también incorporada al sismógrafo.
Otra forma es transferirlo vía puerto electrónico a una unidad externa de lectura/escritura
de cintas magnéticas o a una computadora.
Actualmente los sismógrafos poseen un procesador de computadora, lo que le permite
procesar los datos en campo en el momento de la adquisición. Los programas necesarios
pueden ser cargados desde una unidad de disco. Algunos de los procesos que pueden
efectuarse son: selección automática de los tiempos de primeras llegadas en refracción,
cálculo de velocidades y espesores, aplicar filtros a las trazas en memoria, realizar análisis
de velocidad en reflexión, etc.
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Fuentes:
Para prospección por refracción existen dos fuentes principales de ondas sísmicas:
explosivos y fuentes de impacto.
y Explosivos
Los explosivos proporcionan la mayor cantidad de energía posible requerida en
prospección. Producen un pulso o vibración de corta duración, alta intensidad y fase
mínima, todas ellas con características deseables.
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. La alta intensidad es necesaria para poder observar
refracciones de estratos profundos y receptores alejados de la fuente. Cuanto mayor sea
la distancia que tenga que recorrer la onda sísmica desde la fuente hasta el receptor másse atenuará, reduciendo de esta forma la relación señal/ruido. Por ello cuanto más largo
sea el tendido o más atenuante el material se requerirá mayor cantidad de explosivo por
disparo.
Los explosivos son normalmente pólvora negra, dinamita y fulminantes. La pólvora negra
es menos potente, tiene un tiempo de explosión más lento y presenta dificultades para su
manipulación segura; sin embargo es más barata, tiene mejor rendimiento por peso, el
fulminante es sencillo (por ejemplo un bombillo de flash) y requiere menos permisos para
su uso. La dinamita es más segura porque requiere una mayor energía de activación para
iniciar la explosión y además es más potente. Los fulminantes, cuyo fin es detonar
explosivos más potentes como la dinamita, pueden usarse por sí solos como fuente de
energía. Para aumentar su potencia se conectan varios en serie.
Todas las fuentes explosivas deben ser detonadas en un hoyo con el fin de mejorar el
rendimiento de la explosión. No debe olvidarse que el objetivo es lograr generar la mayor
cantidad de ondas elásticas, no volar el suelo. Es mejor la explosión que ocurre sin ningún
efecto visible en la superficie que la que produce un chorro espectacular de tierra. La
carga se aprovechará mejor cuanto mejor confinada esté y más rígido sea el material que
la rodea. Al ocurrir una explosión, los gases se expanden deformando el material delentorno. Hasta cierto radio desde el punto de la explosión la deformación es plástica o
anelástica, la energía se pierde en calor y en romper, comprimir y deformar el material
dentro del rango no elástico. Esta energía no se aprovecha para generar ondas sísmicas. A
partir de cierta distancia, la presión de la explosión disminuye lo suficiente para que los
materiales se deformen dentro del rango que se considera lineal, que es donde comienzan
a propagarse ondas elásticas. Cuanto más rígido sea el material mejor resistirá la presión
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de la explosión sin romperse ni deformarse en forma no lineal. También por esta razón las
cargas pequeñas tienen un mejor rendimiento por peso de explosivo, aunque en términos
absolutos generen menos energía.
Unas reglas prácticas para mejorar el rendimiento de la explosión son:
- Excavar el hoyo lo más profundo y estrecho posible. Si la excavación es
manual esto implica una profundidad entre 1.25 y 2.00 m y un diámetro entre 12 y
20 cm. 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.
- Si el nivel freático está presente cerca de la superficie procurar colocar la
carga por debajo del mismo. El suelo saturado presenta mayor resistencia a la
deformación y así más energía de la explosión será invertida en generar ondas
elásticas.
- Compactar el material a material a medida que se entierra la carga y
agregar agua. Esto es para evitar que parte de la energía de la explosión se pierda
en expulsar la tierra hacia la superficie.
- Evitar en lo posible excavar los hoyos en tierra seca, arenosa, suelta, con
grava. En estos casos el rendimiento suele ser muy bajo. Si no se tiene alternativa
entonces procurar saturar el hoyo con abundante agua y taponar el hueco con
arcilla húmeda.
No tapar el hueco con material que contenga piedras, ni colocarle ningún peso encima. Si
sale proyectado el material con la explosión esto podría causar heridas, dañar equipos,
romper vidrios de automóviles. Tampoco utilizar tierra que contenga raíces, plantas o
ramitas porque debilita el taponamiento.
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. En el caso
de pólvora el fulminante puede ser un bombillo de flash, que al quemarse prende la
pólvora. 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. El
fulminante a su vez proporciona la energía de activación necesaria para la dinamita.
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. El sismógrafo requiere conocer el
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instante de la explosión o tiempo cero para iniciar el registro. 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. Cuando está explota, el geófono genera una fuerte señal que es enviada mediante
un cable eléctrico hasta el conector para tiempo cero en el sismógrafo. La señal es tomadapor el sismógrafo para iniciar la grabación. La ventaja es su simplicidad. Los
inconvenientes son:
1) Un ruido ambiental fuerte puede iniciar la grabación antes de tiempo.
2) El tiempo cero está retrasado porque las ondas deben viajar desde el fondo del hoyo
hasta el geófono de referencia, este retraso debe ser corregido.
3) El geófono de referencia puede dañarse o perderse si sale proyectado material con la
explosión.
Otra forma consiste en utilizar la señal eléctrica generada al cerrar el circuito eléctrico
para explotar la carga. Esto se realiza mediante una derivación eléctrica en paralelo que se
conecta al circuito de tiempo cero del sismógrafo. Tiene el inconveniente de que el tiempo
cero presenta un adelanto respecto a la explosión, debido a que el explosivo tarda cierto
tiempo en quemarse desde que se cierra el circuito eléctrico. Esto es particularmente
notorio en explosivos lentos como la pólvora, la cual puede tardar hasta 50 ms en
quemarse, mientras que la precisión deseada en los tiempos de primera llegada es del
orden de 1 ó 2 ms. También se presenta retardo en la explosión si las pilas del detonador
se encuentran agotadas, porque entonces el filamento del fulminante tarda más en
alcanzar la temperatura de ignición. Además esta diferencia de tiempo es variable de una
explosión a otra. El problema se reduce si se utiliza explosivos rápidos y baterías de
automóvil para activar la detonación.
Una tercera alternativa es rodear la carga mediante un cable, el cual completa un circuito
eléctrico hasta la conexión de tiempo cero del sismógrafo. Al ocurrir la explosión el cable
se rompe y el circuito eléctrico se abre, siendo esta la señal para que el sismógrafo inicie el
registro. 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. En este caso sedebe 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.
De todas formas, sea cual sea el método para establecer el tiempo cero, cuando se utilizan
explosivos como fuente de energía, las ondas sísmicas siempre se originan con retraso
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respecto al instante de la detonación, porque mientras se forma la cavidad explosiva la
deformación del suelo no es elástica. Este retraso es mayor cuanto más blando sea el
terreno. 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. Si todo funciona
correctamente el tiempo de primera llegada en el primer canal debería ser de unos pocos
milisegundos: que es aproximadamente el tiempo necesario para recorrer una distancia
igual a la profundidad del hueco donde se colocó el explosivo. En la práctica debe estar
entre 2 y 5 milisegundos para huecos menores de 2 m.
y Fuentes de impacto
La más simple consiste en un golpe de mandarria sobre una placa metálica. La mandarria
pesa unos 8 Kg. Un golpe de mandarria directamente sobre el suelo no se produciría en la
generación de ondas elásticas, sino en la deformación no elástica del suelo. La placa deacero, que apenas se deforma, reparte la fuerza del golpe en toda la superficie de
contacto con el terreno, por lo que la presión aplicada es relativamente pequeña y de esta
manera la deformación del suelo se mantiene dentro de su rango elástico. Lo que se debe
asegurar es un buen acople entre la placa y el terreno. Para ello se debe aplanar y librar de
vegetación el sitio donde se coloque la placa. Si el suelo presenta cantos o grava es
conveniente crear una cama de arcilla o arena para la placa. Debe procurarse siempre
empapar el suelo con agua en el punto fuente para mejorar el acople.
Otra fuente de impacto consiste en una masa metálica grande (50-100Kg) que se deja
caer desde una altura de unos 2 m. Conviene que la masa tenga una base redonda para
que el impacto sobre el suelo sea uniforme. Presenta algunas dificultades, como son el
transporte y manipulación de la masa y la necesidad de un trípode y sistema de poleas
para alzarla.
El tiempo cero se puede establecer utilizando un geófono de referencia cerca de la
plancha o del punto de impacto. Tiene los inconvenientes del retraso en el tiempo cero, el
de que un ruido ambiental fuerte puede iniciar el registro, y la posibilidad de estropear
accidentalmente el geófono.
Con mandarria se suele utilizar un sensor de impacto o bien un circuito eléctrico especial
que se atornilla o ata firmemente al mango. Cuando la mandarria golpea la placa, el
impacto hace que se cierre el circuito eléctrico, lo cual sirve de señal al sismógrafo para
iniciar el registro.
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Ahora bien, el proceso típico de Adquisición de Datos es el siguiente:
1.- 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, cables, detectores, etc.
2.- Se clavan estacas en los sitios donde estarán ubicados los detectores y las fuentes.
3.- Se efectúa un perfil topográfico de las líneas sísmicas sino se dispone de uno adecuado
a partir de los mapas. Suele ser suficiente un perfil de nivelación, con valores de cota en
los puntos donde estarán situados las fuentes y los detectores.
4.- Se abren los hoyos para las cargas sísmicas en caso de utilizarse explosivos como
fuente de energía.
5.- Se extiende el cable de detectores para el primer tendido de la línea sísmica. Cada
toma eléctrica del cable debe caer en la estaca que señala la ubicación de un detector.
6.- Se clavan los detectores en el terreno (geófonos). Luego se conectan a la toma o
conexión eléctrica del cable de detectores, que lleva la señal al sismógrafo.
7.- Se conecta el cable de detectores al sismógrafo.
8.- Se verifica desde el sismógrafo que no existan cortocircuitos en el cable de detectores
o circuitos abiertos por geófonos estropeados o no conectados. Se verifica el nivel de
ruido ambiental.
9.- Se colocan las ganancias y filtros adecuados en cada canal del sismógrafo.
10.- Se entierran las cargas sísmicas en los puntos fuentes del tendido.
11.- Se efectúa la explosión de la carga en uno de los extremos del tendido y se registran
las ondas. Estas quedan almacenadas provisionalmente en la memoria electrónica del
sismógrafo.
12.- Se acomodan las amplitudes de cada traza registrada para facilitar posteriormente la
lectura de los tiempos de primera llegada de las ondas.
13.- Se graban en un medio permanente las trazas. Esto puede ser en papel, disquete ocinta magnética.
14.- Se borra el registro de la memoria del sismógrafo.
15.- Se efectúa la explosión en el otro punto fuente del tendido y se repite de forma
similar el proceso de registro y grabación.
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16.- Se mueve el cable de detectores y el sismógrafo a la posición del segundo tendido. Se
sacan los detectores de su posición actual y se colocan en los puntos de recepción del
segundo tendido, repitiendo el proceso seguido en el primer tendido. Esta rutina se
extiende a tendidos y líneas sucesivas.
Debe asegurarse que los detectores queden clavados firmemente al suelo y verticales.
Debe procurarse que queden bien alineados. A veces no es posible clavar un detector en
el lugar asignado, en cuyo caso se puede clavar en otro lugar, preferiblemente
manteniendo la alineación del tendido y se debe anotar la nueva posición a efecto de los
cálculos.
4.- Procesamiento de Datos
El procesamiento de datos de refracción sísmica es relativamente sencillo en comparación
con otros métodos. Existen sismógrafos que efectúan automáticamente el procesamiento
a medida que se van adquiriendo los datos en campo.
E l procesami ento manual i nvolucra:
y Leer los tiempos de primeras llegadas en los registros.
y Representar estos tiempos en gráficos tiempo-distancia (dromocrónicas).
y Agrupar los puntos por alineaciones (ramas) de primeras llegadas. Debe
existir una rama por cada estrato, siempre que no ocurran inversiones de
velocidad o que las capas sean muy delgadas. 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.
De las suposiciones generales del método y de los principios y leyes se derivan los
métodos de análisis de las dromocronas identificadas. Los métodos más comunes son:
tiempos de intercepto, velocidades aparentes, frentes de onda, tiempos de retardo y
trazado de rayos.
Estos métodos están completamente desarrollados y documentados en diversos libros de
geofísica aplicada (p. ej. Jakosky, 1950; Cantos, 1973; Masuda, 1983; Sarria, 1996), y
algunos de ellos han sido implementados en diversos programas de computador para
agilizar los cálculos.
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En general, los métodos de interpretación y cálculo en refracción sísmica se diferencian
por las suposiciones que implican y los modelos de suelo que estudian, así como por sus
capacidades de aproximarse mejor a la topografía real de los refractores y al perfil de
velocidades.
A continuación se describen brevemente los métodos.
y Método ABC o método de Heiland: con este método se calcula un punto dela interface por cada detector que reciba primeras llegadas de onda cónica desdelas dos fuentes en los extremos del tendido.
Las coordenadas de un punto R de la interface (figura 7), calculadas con datos deun receptor situado en el punto genérico C, estarán dadas por:
Donde:
XR, ZR: coordenadas de un punto R de la interface
XC, ZC: coordenadas de un receptor en el punto C de la superficietAC: tiempo de primera llegada de onda cónica al receptor en C con fuente en AtBC: tiempo de primera llegada de onda cónica al receptor en C con fuente en BtAB: tiempo total de viaje de la onda cónica entre las fuentes en A y BP1: lentitud de la onda directab: buzamiento en el punto R de la interfaceac: ángulo crítico
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Figura 7. Trayectoria de rayos para calcular las coordenadas del punto R de la interface porel método ABC.El ángulo crítico ac y el buzamiento b en el punto R de la interface se calculan utilizandolas siguientes fórmulas, respectivamente:
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 Bs: ángulo de inclinación del terreno respecto a la horizontal en el punto CEl origen de coordenadas está en la fuente A. La coordenada x de los puntos C y R esparalela a la horizontal topográfica y la coordenada z a la vertical. Las distancias en losgráficos tiempo-distancia de las dromocrónicas se miden desde la fuente A siguiendo elperfil del terreno, sin proyectar a la horizontal. Como consecuencia, en la fórmula delbuzamiento aparece el ángulo de inclinación del relieve, medido en la posición deldetector. Los valores de cotas y pendientes del terreno se obtienen por datos detopografía, los valores de tiempos y lentitudes a partir de las dromocrónicas (figura 8).
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y Tiempos de intercepto.
Las ondas originadas en el punto de disparo una vez refractadas en los contactos de losmedios, determinan los tiempos de llegada de las ondas en los geófonos en superficie.
Estos tiempos se incrementan con la distancia y la profundidad de penetración de las
ondas. De la curva t-x, el método utiliza la pendiente de las dromocronas para calcular la
velocidad de los refractores; y los tiempos de intercepto de las dromocronas con el eje del
tiempo para calcular las profundidades. Este método es usado para modelos de un
refractor plano o múltiples refractores planos.
y Velocidades aparentes.
Basándose en el principio de las velocidades aparentes, este método permite laidentificación de velocidades y profundidades para modelos con capas inclinadas
paralelas, utiliza los tiempos de intercepto en el origen de un tendido directo y de su
reverso.
El método supone que la velocidad de cada uno de los estratos es constante (medios
homogéneos) y que la pendiente del refractor también lo es.118
y Frentes de onda.
El método de los frentes de onda es una extensión del Principio de Huygens. Este método
es muy apropiado para describir refractores ondulados. Es un método gráfico que se
apoya en el trazado de frentes de onda provenientes de puntos de disparo conjugados de
tal manera que se pueda definir un punto intermedio en el refractor, tal que la suma de
los tiempos de viaje, entre los puntos de disparo hasta los puntos de emergencia de las
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ondas refractadas desde el punto intermedio, sea igual al tiempo total de viaje entre los
puntos de disparo conjugados.
y Tiempos de retardo.
Este es un método útil en el caso de refractores con topografías que no son muyaccidentadas, o que presentan muchas curvaturas.
Utiliza la definición del tiempo de retardo como la diferencia entre el tiempo que requiere
la onda para recorrer la trayectoria ente el punto de disparo y el refractor, con el ángulo
crítico dentro del medio superior y con su propia velocidad, v1 , y el tiempo requerido por
las misma onda para recorrer la proyección de esa misma trayectoria, pero con velocidad
de refractor v2 .
y Trazado de rayos.
Para modelos geológicos complejos, de múltiples capas con refractores de topografía
irregular, el uso de las computadoras para el cálculo y análisis de las curvas t-x se ha
vuelto estratégico en los últimos años.
El método más implementado en los programas especializados de computador es el
trazado de rayos. Éste es un método interactivo e iterativo que debe partir de un modelo
de capas - velocidades y profundidades determinadas - calculado119 a partir de algunos
de los métodos mencionados anteriormente por ejemplo tiempo de retardo -, para
empezar a calcular diferentes modelos a partir del trazado de rayos sísmicos desde los
puntos de disparo.
C uadro comparativo.
En la siguiente página se incluye una comparación de los métodos anteriormente
descritos.
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C aso de dos estratos.
Este caso corresponde al de un medio con velocidad v1, que suprayace uno con velocidad
v2, que corresponde a un espacio semi-infinito, separados por una superficie de contacto
plana como se ilustra en la. Sea iC el ángulo de incidencia crítico de las ondas que serefractan.
Tiempos de intercepto: modelo de dos estratos planos
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Las ondas generadas en un punto de disparo al extremo del tendido, punto A generarán
unos tiempo llegada primarios según el frente de ondas directas - del medio con velocidad
1 v - y del frente de ondas refractadas del medio de velocidad 2 v -. La curva tiempo
distancia relacionada se muestra en la siguiente figura. El primer tramo corresponde a los
tiempos de llegada de las ondas P directas y el segundo tramo a los tiempos de llegada de
las ondas P refractadas.
En cada tramo, la pendiente corresponde al inverso de la velocidad v1 para la capa
superior y v2 para la capa inferior. La proyección del primer tramo en el eje de las
distancias se conoce como xc, que es la distancia entre el punto de disparo y el sitio en
superficie donde emerge la primera onda refractada, y t0 , es el tiempo transcurrido.
Tiempos de intercepto
En el segundo tramo los tiempos de llegada podrían relacionarse con el ángulo de
incidencia crítico, ic, y la velocidad de la capa en el espacio semi-infinito, v2.
El tiempo de viaje de la onda refractada desde el punto A hasta el punto D es el siguiente
(Sarria, 1996):
Como la proyección vertical del rayo incidente crítico, AB, es igual al espesor de la primera
capa, h, y la proyección horizontal es igual a y como el tiempo de recorrido AB
sería igual al CD, entonces:
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Método del intercepto: geometría capas planas.
Y el tiempo de recorrido BC sería:
Donde x, es la distancia desde el punto de disparo (desde A).
De tal manera que el recorrido total estaría dado por la siguiente fórmula:
Aplicando la ley de Snell, se tiene que:
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Al hacer 0 = x , en la gráfica de tiempo distancia el tiempo sería el tiempo de intercepto o
t , de tal manera que:
Donde h es la profundidad por debajo del punto de disparo.
C aso de varios estratos.
En el caso de varios estratos planos (Figura 45), la geometría de refracción de las ondas
en los estratos más profundos es un poco más compleja, pero se basa en los principios
expuestos para el caso de dos capas y sus resultados se presentan a continuación:
Donde A, B, y C están dados por:
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Modelos para tres refractores.
C aso de un estrato inclinado.
Considérese un modelo de dos capas, la primera con velocidad v1 que suprayace sobre
una capa de extensión semi-infinita. Las capas se encuentran separadas por un contacto
inclinado plano de ángulo 2.
Velocidades aparentes: modelo de un refractor.
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Para describir el contacto, o superficie de refracción, basta con determinar las
profundidades en dos puntos. Usualmente se calculan las profundidades debajo de los
puntos de disparo de una línea sísmica directa y una reversa. Las suposiciones del método
son: que la velocidad de los estratos es constante (medios homogéneos) y que lapendiente del refractor también lo es.
Donde AB, BC y CD se definen asi:
Como entonces:
La anterior es la ecuación total del tiempo recorrido entre A y D. Al analizarla para
distancias x variables, que aumentan desde A hacia D, se tiene:
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En el caso de un disparo en D, el tiempo de D hacia A estaría dado por la siguiente
fórmula:
Según se definió anteriormente, las velocidades aparentes para el sentido directo - de A
hacia D -, como para el reverso - de D hacia A - están definidas por d t / dx W =
correspondiente con la tangente en el punto de análisis (A ó D).
Las velocidades aparentes entonces, se pueden determinar en función de la V1 y del
ángulo emergente en A = y en D = como se muestra a continuación:
Velocidad Aparente del estrato 1 en el sentido Ascendente =
Velocidad Aparente del estrato 1 en el sentido Descendente =
Ahora bien, sabiendo que los datos conocidos por interpretación de las dromocronas son
V1 , Va1 y Va2 , hay que definir el ángulo crítico 1i y la pendiente del refractor 2 en
términos de estas tres variables conocidas. Por lo tanto en las 2 ecuaciones anteriores se
tendrían solo 2 incógnitas por resolver, 1i y 2. De tal manera que despejando y
resolviendo se tiene que:
Con base en la Ley de Snell para el ángulo crítico, se puede definir la velocidad del estrato
2, en términos de i 1 o de 2 así:
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Dos datos adicionales son determinados por las dromocronas identificadas; estos son el
tiempo de intercepto del refractor en los puntos disparo A y D, es decir, el tiempo
ascendente a t1a y el tiempo descendente d t1d. Estos tiempos son iguales a los tiempos
de las ecuaciones [1] y [2] cuando 0 = x.
De tal manera que despejando en cada ecuación en términos de Z1 y < z1 se tiene que:
De tal manera que para obtener las profundidades verticales al refractor desde A y desde
D, basta con calcular las proyecciones de Z1 y z1, así:
C aso de dos estratos inclinados.
El planteamiento geométrico para este caso, que se ilustra en la es similar al anterior, solo
que requiere mayor manejo algebraico, de tal manera que se presentará solamente el
planteamiento general de los tiempos de llegada en cada punto de disparo y las
soluciones
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Velocidades aparentes: modelo para dos refractores inclinados.
El punto de partida para el cálculo de dos refractores inclinados, supone haber calculado
previamente el ángulo de inclinación de la primera capa y las velocidades de la primera y
la segunda. Se definen entonces los tiempos de viaje en el sentido ascendente del
refractor 2 ( a T2a ) y en el sentido descendente del mismo refractor ( T2d ), en función de la
distancia x :
Derivando las anteriores ecuaciones con respecto a x y aplicando la Ley de Snell se tiene
que:
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Al igual que en el caso de una sola capa al hacer 0 = x, T2d y T2a serían los tiempos de
intercepto en el origen. De tal manera que se puede despejar Z22 y z22 y luego
reemplazarlas, igualando a H2 y h2, se obtienen las profundidades al refractor:
Uno de los problemas encontrados en los métodos de prospección sísmica consiste en la
determinación de las correcciones que se aplican a los datos de refracción sísmica para
poder eliminar los efectos de la capa meteorizada y de altura que se presentan.
Uno de los motivos para aplicar estas correcciones es asegurar una buena imagen en el
proceso sísmico. Sin estas correcciones se pueden producir errores en la elaboración de la
dromocrónica y del modelo geológico.
Correcciones de meteorización: Si la velocidad de las ondas sísmicas en lo sedimentos
situados justos por encima de una capa de referencia profunda es, por ejemplo, cuatro
veces mayor que su velocidad en una capa de baja velocidad a lo largo de la superficie,
cualquier variación en el espesor de la capa de baja velocidad no sería distinguible por su
efecto sobre el tiempo de recorrido de una variación cuatro veces mayor
aproximadamente en la profundidad del horizonte de referencia. De no introducir ningunacorrección, la variación del espesor de la zona meteorizada próxima a la superficie
conduciría fácilmente a estructuras ficticias sobre el horizonte de refracción cuyo plano ha
de levantarse.
Existen varios procedimientos para corregir el efecto de la capa meteorizada. En los
trabajos de refracción, lo más sencillo es en general, eliminar la capa meteorizada
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determinando su velocidad y espesor y restar después el tiempo de retardo asociado a
ella del tiempo de interceptación observado. El procedimiento es el siguiente, a lo largo
del perfil se dispone una serie especial de explosiones de refracción, con pequeñas cargas
y muy próxima a los detectores. El espesor t del material de baja velocidad por encima de
la primera discontinuidad de velocidad se calcula a partir de los tiempos de interceptación
empleando la fórmulas de profundidad tiempo de interceptación para el caso de dos
capas. El tiempo de retardo asociado a estas capas de baja velocidad puede ser eliminado
ahora del tiempo de interceptación de la explosión normal de refracción registrada en la
misma posición. Se hace después las correcciones de alturas desde la base de la capa
meteorizada en el extremo de detección de la trayectoria y desde el fondo del pozo de
explosión que, por lo general, atraviesa la capa meteorizada. Por lo tanto, la corrección
total (motorización más altura) que ha de ser restada del tiempo de interceptación es el
tiempo de retardo asociado a la zona meteorizado, más el tiempo de retardo
correspondiente a la capa entre la zona alterada y el plano de referencia, más el tiempo
de retardo desde el fondo del pozo de explosión al plano de referencia. Totalizando estos
tiempos, tendremos:
Corrección total =
El término entre corchetes puede ser simplificado. Quedando reducido a: (e + E h t
2d)
Corrección por meteorización =
Corrección Topográfica: el procedimiento corriente consiste en situar el punto de
explosión y el del detector en el mismo plano imaginario de referencia, restando los
tiempos que necesitaría la onda para desplazarse desde el plano a los verdaderos
emplazamientos del punto de explosión o del detector, si estos últimos están más altos
que el plano de referencia, o sumando los tiempos que serían necesarios si estuvieran más
bajos. El procedimiento es el siguiente, supongamos que tanto el punto de explosión
como el detector estén por encima del plano de referencia, lo que en realidad queremos
es situar el punto de explosión en P, sobre el plano de referencia, directamente por
debajo del pozo de explosión, y el detector en el punto Q. la trayectoria hipotética está
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representado por la línea de puntos. La diferencia entre el tiempo de A hasta D a lo largo
de la trayectoria verdadera, y el de P a D siguiendo la trayectoria hipotética, es:
Que es por definición, el tiempo de retardo asociado al capa entre el fondo del pozo de
explosión a la altura (e h) y el plano de referencia a la altura d. este material constituye
una loza horizontal de espesor (e h d). De lo que hemos dicho anteriormente con
relación al tiempo de retardo se deduce que:
De modo análogo, en el extremo del detector, donde la altura es E el tiempo de retardo
asociado con la trayectoria desde la superficie al plano de referencia es:
La suma de estas correcciones del tiempo de retardo debe ser restada del tiempo de
interceptación observado con el fin de situar el punto de explosión y el detector sobre el
plano de referencia. La altura de la explosión es en realidad, la altura de la superficie en la
boca del pozo de explosión e, menos la profundidad de la carga en el pozo h, de modo que
la corrección de la altura final que ha de aplicarse al tiempo de interceptación es:
5.- Principios Generales de la Interpretación de Datos
Una vez construidas las curvas tiempo-distancia (t-x) se procede a su interpretación. La
tarea principal es identificar las secciones de las curvas que pertenecen a un mismo
refractor. El conjunto de puntos que pertenecen a un refractor conforma lo que se
conoce como dromocrona. La identificación de las dromocronas es la parte más
importante de la interpretación de los datos de112 refracción sísmica. Hay algunas
características del subsuelo que se pueden prestar para malas interpretaciones, a saber:
Un cambio de pendiente de la curva T-x no significa necesariamente un cambio de
refractor, sino que puede significar un cambio de pendiente del primer refractor. (p. ej.
Cantos, 1989).
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Cuando existe un estrato o una capa delgada de suelo cuya velocidad es menor que la
de la capa superior, no hay refracción crítica, de tal manera que no habría indicios de su
presencia en las primeras llegadas en cada punto de la línea de sísmica. ( p. ej. Sheriff &
Geldart, 1991:282).
Cuando existe una capa demasiado delgada, a pesar de tener velocidades mayores noalcanza a producir primeros arribos por el hecho mismo de ser tan delgada (p. ej. Sheriff &
Geldart, 1991:283, Sarria, 1996).
Hay 5 principios (y/o leyes) generales que conforman la base para la interpretación de un
conjunto de datos de refracción sísmica. Dichos principios que se explican a continuación:
1. Leyes de Snell.
2. Ley de las velocidades aparentes.
La ley de las velocidades aparentes dice que la velocidad con que aparenta transmitirse
una onda en un cierto punto de la superficie del suelo es igual al cociente entre la
velocidad superficial y el seno del ángulo de emergencia, tomados ambos en dicho punto.
Donde el ángulo de emergencia es formado por la onda emergente con la superficie (p. ej.
Cantos, 1973).
Sea un corte vertical del terreno (Figura 38) y un frente de ondas GL llegando a la
superficie en G. Considérese dos rayos infinitamente próximos llegando a dos geófonos G
y ' G separados una distancia x . Sean GA y B G' los tiempos de llegada. La velocidad
con que aparente transmitirse los rayos G y ' G será = ; consideremos
adicionalmente que el frente de ondas se desplaza de L a ' G con su velocidad superficial
V0, donde y como , se obtiene la velocidad aparente a V0 :
La velocidad aparente en el punto A, será la tangente a la dromocrona AB en el punto A,
ya que ya que 0 teniendo finalmente que:
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Ley de las velocidades aparentes
3. Principio de reciprocidad.
Este principio establece que el tiempo de propagación de una onda sísmica de un punto A
al B, es el mismo que el de B hacia A. Esto es una consecuencia directa del Principio de
Fermat, o del recorrido de tiempo mínimo. (Cantos, 1980).
Sea la siguiente en donde se han considerado dos refractores. Por el principio de
reciprocidad la prolongación de las dromocronas de un mismo refractor generadas por
puntos de disparo conjugados, por ejemplo dromocrona H-I y K-J, deben interceptar el eje
del tiempo en un mismo valor, es decir T1d=T1a.
Principio de reciprocidad
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4. Principio del intercepto en el origen.
Sea un refractor inclinado (Figura 40) y supóngase que desde la superficie se efectúan dos
tiros en O y que se registran las ondas en dos puntos A y D; el principio del tiempo de
intercepto en el origen dice que si se prolongan las dromocronas a y d hasta que cortan
el eje de tiempo Ot los tiempos de intercepto en el origen son iguales (Cantos, 1973).
Tiempo de intercepto en el origen
5. Principio de paralelismo.
Este principio permite deducir las dromocronas relacionadas con puntos de disparo
intermedios entre dos puntos de disparo en los extremos del tendido; o deducir una
dromocrona con un punto de disparo por fuera (alejado) de dos puntos de disparo
complementario (normal y reverso). Este principio funciona idealmente para refractores
horizontales o inclinados planos; en el caso de refractores cóncavos, por ejemplo hacia
arriba para distancias cortas las ondas viajaran por la superficie del refractor, pero para
distancias largas viajaran (más rápido) por dentro del refractor. (Siguiendo el Principio de
Fermat).
Según la figura, la dromocrona intermedia O1HE se puede deducir por simple paralelasde las dos dromocronas complementarias ODE y FG O' a partir del punto de supuesto
disparo O1
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Aplicación del principio de paralelismo.
6.- Aplicaciones del Método de Refracción
Fue el primer método aplicado en prospección sísmica y ha dado muchos buenos
resultados en todo el mundo, desde los primeros domos salinos en Texas.
Una de las aplicaciones más importantes ha sido la de conocer la profundidad del
basamento ígneo o metamórfico de las cuencas sedimentarias, donde la velocidad de
tránsito es mucho mayor que en las rocas suprastantes. Incluso es útil para mapear las
cuencas, destacando sus depocentros, áreas marginales, estructuras mayores y principales
fallas, a veces en combinación con datos obtenidos a partir de métodos potenciales
(gravimetría, aeromagnetometría, S.E.V. profundos).
Dentro de una cuenca se puede también hacer la determinación de las velocidades
interválicas y puede entonces obtenerse una ley de velocidades, es decir, una sucesión de
datos de velocidad de las capas -o de los tiempos de tránsito de las ondas a medida que
las atraviesan- en función de su profundidad. Esto puede hacerse a escala de todo el
espesor de cuenca, a una escala menor e incluso con un detalle de pocos metros de
profundidad, según sea el objetivo planteado. Tiene la limitación de que no todas las
interfaces pueden seguirse claramente sobre un perfil y que todas las capas deben tener
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velocidades crecientes a mayores profundidades. Si esto no ocurre se produce la omisión
de capas y se determinan espesores por exceso de otras, tal como vimos antes.
Aquí un caso en correspondencia con una perforación para evaluar el emplazamiento de
un supercolisionador.
Otro ejemplo para aplicaciones geotécnicas, en el que vemos ya el resultado final de la
interpretación realizada, donde las velocidades altas se asocian con la presencia de niveles
de basaltos a distintas profundidades y con variable extensión lateral.
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También se recurre a los métodos de refracción para arqueología (ruinas enterradas),
ingeniería civil (fundación de diques, puentes), trabajos medioambientales y otros.
Puede aplicarse también en el mar, emitiendo energía desde una fuente sumergida desde
un barco y registrándola en hidrófonos conectados por cable o bien en sonoboyas (con
sonar para medir profundidad) que enviarán la información por radio cuando los perfilesson muy largos, tal como muestra la siguiente ilustración.
Pero el mayor empleo mundial de la sísmica de refracción, lejos, ha sido en el cálculo del
espesor y velocidad de la capa meteorizada para con esos datos poder aplicar las
correcciones estáticas de la sísmica de reflexión profunda.
En general, estos trabajos son especialmente utilizados con fines de prospección y
desarrollo de yacimientos de hidrocarburos.
7.- Caso Particular
El caso presentado es un registro de refracción; en donde se explica el proceso que
conlleva el método de refracción a partir de registros de refracción, pasando por la
selección de los tiempos de llegadas, construcción de dromocrónicas, la interpretación de
la misma; cálculo de las velocidades, obtención del perfil geológico mediante el método
de ABC y la interpretación.
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Son los registros de refracción de un tendido de 130 m de longitud; consta de 12 geófonosa lo largo del tendido; a intervalos de 10 m; este registro de refracción tuvo una duración
de 200 ms.
Son los registros de refracción donde se señala los tiempos de primera llegada de la onda
directa y onda cónica. El registro de la izquierda corresponde a la fuente A (distancia entre
la fuente y el primer geófono es de 0m) y el registro de la derecha corresponde a la fuenteB (con distancia al primer geófono es de 130 m)
Tabla Nº 1: se presentan tiempos medidos de primera llegada
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Idealmente se no existiera ruido ambiental, no debería existir ninguna oscilación en las
trazas hasta la llegada de una onda directa o una onda cónica; sin embargo, los tiempos
de primeras llegadas están sujetos a incertidumbres debido principalmente a la presencia
de ruido ambiental y a las atenuación de las ondas; por lo que la selección de los tiemposde primeras llegadas en un registro tiene elementos subjetivos debido a esta
incertidumbres (la tabla Nº 1 recoge estos tiempos).
Se construyen las dromocrónicas a partir de la tabla Nº 1
Los puntos en verdes son los tiempos de primera llegada desde la fuente A a cada
receptor (tAX) y los puntos en azul son los tiempos de primera llegadas desde la fuente B
a cada receptor (tBX).
Se realiza la interpretación de las dromocrónicas; donde las alineaciones de los puntos
que componen la gráfica correspondiente a las ondas directas y a las ondas cónicas se le
trazan líneas de ajustes.
AX(m)
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130
t AX(ms)
25.
6
38.
8
46.
4
51.
2
67.
6
64.
4
71.
2
78.
4
82.
4
88.
8
95.
2
100
t AX(ms)
100 94.
4
88.
8
81.
6
76.
8
70.
8
65.
6
58 51.
2
45.
6
39.
2
22.
8
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Con la dromocrónica interpretada se determinan 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 resta de ajuste de la onda cónica con fuente en A
tiB: tiempo de intercepto de la resta de ajuste de la onda cónica con fuente en B
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 nohay detector en A)
P1A PIB P2A P2B TiA tiB tAB tBA XcA XcB
2.56
ms/m
2.28
ms/m
0.616
ms/m
0.069
ms/m
27.2
ms
27.6
ms
107.4
ms
106.6
ms
14 m 16.5 m
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Se calculan las velocidades de las capas:
Se estable la lentitud promedio de la primera capa
P1= P1A+ P1B/2=2.42 ms/M
El inverso de la lentitud promedio es la velocidad promedio.
V1= 1/ P1=413 Ms
V2= (2/((P1²+P2A*P2B) ((P1²-P2A²) * (P1² - P2B²))½))½= 1633 m/s.
Haciendo uso del método ABC obtenemos el perfil del subsuelo; basados en los
parámetros calculados a partir de la dromocrónica interpretadas
AX ZX tAX tBX tiX XR ZR H
0 20.3
10 20 25.6 100
20 19.6 38.8 94.4 26.2 20 14 -5.6
30 18.9 40.4 88.8 28.8 30 12.9 -6.0
40 18.4 51.2 81.6 25.6 40 12 -5.0
50 17.6 57.6 76.8 27.4 50 11.7 -5.9
60 16.9 64.4 70.8 28.2 60 10.9 -6.0
70 16.6 71.2 65.6 29.8 70 10.2 -6.4
80 16.2 78.4 58 29.4 80 9.9 -6.3
90 15.8 82.4 51.2 26.6 90 10.1 -5.7
100 15.3 88.8 45.6 27.4 100 9.4 -5.9
110 14.8 95.2 39.2 27.4 110 8.9 -5.9
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120 14.6 100 22.8
130 14.2
Interpretación:
La prospección por refracción proporciona información de baja resolución acerca del
espesor y las velocidades de las principales capas del subsuelo. Normalmente los
parámetros de refracción no permiten distinguir capas muy delgadas o con poco contraste
de velocidad; lo que se interpreta como un estrato suele estar en realidad constituido por
una cierta cantidad de estratos delgados con poca diferencia de velocidad; donde la
velocidad de conjunto no es igual al promedio aritmético de sus velocidades. Cuando
existen inversiones de velocidades los espesores calculados son mayores que los reales,
mientras que cuando existen capas muy delgadas no diferenciadas el espesor calculado es
menor que el real. Se tiene como regla que las profundidades calculadas tiene una
incertidumbre de 30%, por lo que el método sólo sirve de guía para determinar
estructuras a grandes rasgos del subsuelo, es importante contar con datos adicionales de
geología de superficie, así como perforaciones de pozo que permitan limitar las posibles
interpretaciones a una que sea consistente dentro de ciertos rangos.
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CONCLUSION
A través de los estudios e investigaciones realizadas para éste tema se puede concluir que
el método de refracción sísmica como medio de prospección del suelo tiene una amplia
aplicación y se adapta en forma más adecuada a aquellos problemas donde las
discontinuidades o cambios de formación están más próximos a la superficie del terreno y
más particularmente donde se desea determinar la profundidad de alguna formación bien
consolidada. No obstante lo anterior, este método tiene una particular aplicación en
explotaciones petroleras donde la presencia de complejidades geológicas superficiales y
consideraciones de otro carácter, dificultan la recepción limpia y clara de las ondas
reflejadas.