Geotecnia I (Geología para Ingenieros) - Carrera de Ingeniería Civil. Departamento Construcciones Civiles.

Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales - Universidad Nacional de Córdoba (2011).

METODOS DE INVESTIGACION GEOFISICA

Sobre la base de: Quintana Crespo (1991) (1) Edición digital preliminar (v 2.0) Introducción La investigación geofísica consiste en la medición de las propiedades físicas de la Tierra sobre o debajo de la superficie o bien a lo largo o entre perforaciones efectuadas en el terreno. El objetivo de la investigación geofísica es detectar y localizar estructuras subterráneas y estimar las propiedades fisico-mecánicas de las distintas unidades litológicas subterráneas. También pueden efectuarse reconocimientos geofísicos aéreos pero restringidos a una cartografía geológica regional que abarca grandes áreas, donde se requiera una información limitada a lo global. PROSPECCION GEOELECTRICA La técnica de investigar el subsuelo mediante el uso de la corriente eléctrica está basado en la resistencia variable que oponen los materiales componentes del subsuelo al paso de la misma. Esta resistencia depende de las variaciones en el contenido de humedad de tales materiales, de su densidad y de su composición química. La prospección geoeléctrica se efectúa haciendo pasar corriente eléctrica por el terreno mediante dos electrodos de corriente (los que introducen la carga eléctrica) y midiendo la diferencia de potencial entre dos o más electrodos de potencial (los que permiten medir la corriente). Los valores de la distancia entre electrodos y la diferencia de potencial medida son los datos utilizados para interpretar las condiciones del subsuelo. Mediante una fuente de energía, a la cual se conectan dos electrodos de corriente, se crea un campo eléctrico cuyo potencial es medido mediante dos electrodos de potencial.

1 Quintana C., E., 1991. Métodos de investigación geofísica. En: Geotecnia I. Temas de Trabajos Prácticos. Departamento de Construcciones Civiles. Facultad de Ciencias Exactas, Físicas y Naturales. Universidad Nacional de Córdoba. Pp 86-102. Edición digital: Abril, E. G., 2011. Investigación geofísica. Temas de Trabajos Prácticos. Cap. 6. Versión digital preliminar (v 2.0), octubre de 2011.

La propiedad física que distingue a un material en cuanto a sus características ante el paso de la electricidad lo tipifica, tal como su densidad y su susceptibilidad magnética y se designa resistividad eléctrica. Las mediciones de la resistividad del suelo y de las rocas en su estado natural, hacen posible distinguir un tipo de otro, sin necesidad de su visualización directa. La electricidad es conducida a través del terreno mediante las partículas metálicas del suelo y de las rocas y el agua mineralizada presente en los poros, fisuras, fracturas e intersticios de la masa. Cuando los electrones de las partículas metálicas se mueven de un átomo a otro, mediante la influencia de la corriente externa, se produce la llamada conductividad eléctrica. Cuando los iones del agua mineralizada transportan la corriente eléctrica, se produce la llamada conductividad electrolítica. En estos estudios, ambos tipos de conductividad están involucrados. Mientras mayor es la mineralización del agua subterránea y mayor el contenido de partículas metálicas en el subsuelo, mayor será la conductividad. La conductividad eléctrica es la recíproca de la resistividad eléctrica. La resistividad es mayor en materiales secos y con escasos iones metálicos libres. Teoría de la resistividad La resistividad eléctrica de un material es definida como la resistencia (medida en ohms: Ω) entre caras opuestas de un cubo ideal unitario de ese material. Si R es la resistencia de un bloque de material conductivo de longitud L y sección transversal A, entonces la resistividad es expresada por la fórmula

ρ =(R . A) / L

donde R = V / I (Ley de Ohm)

Relación entre resistividad y resistencia. La fórmula muestra que la resistividad es independiente del volumen del material, en cambio, depende de la forma y tamaño del cuerpo. Definimos la conductancia como la inversa de la resistencia. La unidad de resistividad es el ohm multiplicado por unidad de longitud. Normalmente se usa ohm cm.

Consideremos un sólido semi-infinito, con resistividad uniforme. Cuatro electrodos son hincados en el terreno en posiciones A-B-C-D. Una baterÍa conectada a los dos electrodos externos (A-B) produce una corriente eléctrica I en el suelo. Al introducir la corriente I en un medio resistivo (esto es, que ofrece resistencia), se genera una diferencia de potencial V entre dos puntos del mismo. Esta diferencia puede ser medida mediante un voltímetro entre los dos electrodos internos (C-D).

Diagrama esquemático de medición de La resistividad. El flujo de corriente viaja en el terreno en todas direcciones generando, en el caso de materiales de resistividad uniforme, superficies hemisféricas equipotenciales.

Sección vertical del terreno mostrando las líneas de corriente y superficies equipotenciales. El volumen de material a través del cual pasa la corriente es proporcional a la distancia entre los cuatro electrodos. Esto implica que la profundidad del material incluido en la medición es proporcional a la distancia entre los electrodos. Por lo tanto, será posible medir la resistencia de un volumen de terreno proporcional a una distancia entre electrodos que sea conocida.

La figura muestra un corte vertical del terreno a través de la línea de electrodos y presenta algunas líneas de corriente. Como se observa en la figura el potencial resultante del flujo de corriente en el electrodo C será: (1) Vc = (I* ρ )/2 ∏ *(1/r1 - 1/r2)

Donde r1 es la distancia entre el electrodo de potencial C y el electrodo de corriente A y r2 es la distancia desde el electrodo C al electrodo B. Igualmente, en el electrodo D ocurre que: (2) Vd = (I * ρ ) /2 ∏ * (1/r3 - 1/r4)

Donde r3 = distancia D - A y r4 = distancia D - B La diferencia de potencial V, medida por el voltímetro entre los electrodos C y D es simplemente Vc - Vd. Sustrayendo la ecuación (2) de la ecuación (1) y despejando, tenemos: (3) ρ = 2 ∏ V/I * ( 1/((1/r1-1/r2)-(1/r3-1/r4)) ) Ρ = 2 ∏ V / I * K

Donde K es una constante geométrica. Mientras el espaciamiento entre electrodos es mantenido constante, la ecuación (3) es independiente de la posición de los mismos y no es afectada por el intercambio entre los electrodos de potencial y los de corriente. Con la ecuación (3) se puede determinar la resistividad verdadera del material de la figura (que se ha considerado como resistividad uniforme). Cuando la resistividad no es constante a través del material, la resistividad computada con la ecuación (3) variará con la posición de los electrodos y se denominará resistividad aparente. Como fuera ya mencionado, los materiales del subsuelo tienen resistividad diferente y la condición ideal de uniformidad es muy rara, por lo tanto, la mayoría de los trabajos de prospección geoeléctrica se basan en la medición de la resistividad aparente. De acuerdo con estudios realizados, se ha comprobado que el espaciamiento entre electrodos es igual a la profundidad de penetración de la corriente eléctrica. La resistividad aparente medida será un promedio de tal propiedad de los materiales que componen el volumen implicado en el flujo eléctrico. Al incrementarse la distancia entre electrodos, el volumen a través del cual pasará la corriente eléctrica será mayor y los materiales más profundos tendrán mayor influencia en la resistividad aparente. Por ejemplo, si el subsuelo más profundo tiene capas de alta resistividad, las líneas

de flujo eléctrico se verán desviadas hacia arriba y la densidad de corriente será incrementada en la parte superior. La medición de la resistividad aparente reflejará el incremento o decrecimiento de la densidad de corriente. La interpretación de los cambios en la resistividad aparente efectuando los cambios del espaciamiento de los electrodos permitirá, por comparación, inferir variaciones en el perfil del subsuelo a distinta profundidad. La investigación por resistividad provee mucha información sobre las condiciones del subsuelo, no obstante, esta deberá ser comprobada con algunas perforaciones de control, que darán el argumento concluyente.

La utilidad del método es la de brindar información aproximada pero rápida sobre una amplia zona. Si se combina con perforaciones que dan la información exacta de carácter puntual, se logra una optimización ideal en los estudios geotécnicos de prospección geofísica. Tipos de investigación geoeléctrica Hay dos procedimientos de campo que pueden utilizarse en la prospección geoeléctrica: 1. Perfil geoeléctrico 2. Sondeo geoeléctrico

1. El perfil geoeléctrico o perfil geoeléctrico horizontal Esta técnica es empleada para analizar la continuidad areal de estratos o estructura. Apunta al conocimiento de estructuras superficiales y sub-suberficiales y su continuidad en una zona. Se planifica una serie de líneas paralelas según las cuales se analiza la estructura subyacente, que pueden ser capas de diferentes materiales (estratos) o de materiales en diferente condición (saturados, por ejemplo). Consiste en elegir un espaciamiento entre electrodos, manteniéndolo constante en todo el estudio, ubicando a lo largo de una línea elegida (línea base), las sucesivas estaciones.

Estaciones sucesivas en un perfilaje geoeléctrico. Como referencia, se puede tomar un espaciamiento entre estaciones de 30m, con líneas de control perpendiculares a la línea base cada 100m. Estos valores son solo de referencia, ya que pueden variar según la heterogeneidad del área bajo estudio (lo mismo en cuanto al espaciamiento entre electrodos). Los datos pueden presentarse gráficamente en curvas X-Y donde en x se ubican las diferentes posiciones de los puntos de estación y en y la resistividad aparente. Este método permite prospectar depósitos de arena y grava, delinear sus límites, localizar fallas, cavernas y contactos subverticales de distintos cuerpos rocosos. Puede asimilarse a una serie de trincheras, ya que se emplea para detectar, fundamentalmente, variaciones laterales de la estructura del subsuelo.

2. El sondeo geoeléctrico o perfil geoeléctrico vertical Esta técnica se emplea para analizar las variaciones de la estructura del subsuelo en profundidad, abarcando en cada medición mayores profundidades cada vez. Consecuentemente, provee información sobre las variaciones del subsuelo con la profundidad. Sus aplicaciones principales son la estimación de las variaciones de la resistividad con la profundidad, la determinación de espesores de mantos de diferentes litologías (grava, arena), la ubicación del nivel de las aguas freáticas o la ubicación de la profundidad del sustrato rocoso subyacente (roca madre). En este procedimiento, el centro y la línea de ubicación de electrodos (estaciones) permanecen constantes, variándose el espaciamiento entre los electrodos entre una lectura a la siguiente.

Posición de electrodos durante un sondeo geoeléctrico

Existen diferentes formas de ubicar los electrodos en el suelo. Dos son las configuraciones o disposiciones más utilizadas en ingeniería:

1) Configuración de Wenner Cuatro electrodos igualmente espaciados a lo largo de una línea recta. La distancia entre electrodos es A y la resistividad aparente ρa se calcula: ρa = 2 π A*(V/I) = 2 π A*R Los electrodos externos sirven como electrodos de corriente y los electrodos internos como electrodos de potencial. Midiendo desde el centro, cada electrodo de potencial está a una distancia A/2 y cada electrodo de corriente a una distancia 3A/2.

2) Configuración de Schlumberger La configuración de Schlumberger es simétrica, colinear y usa cuatro electrodos. Los dos electrodos de potencial están más cercanos, a media distancia entre los dos electrodos de corriente más alejados. Solo se mueven los electrodos de corriente; los electrodos de potencial permanecen en su posición original o se mueven mínimamente. La relación L/MN se mantiene entre los límites 3/1 y 30/1. La resistividad aparente se calcular',a: ρa = π MN [(L/MN)2 - 1/4] * V/I = π MN*[(L/MN)2 2-1/4]*R ρa = (π L2 2/MN )*R Métodos de interpretación de los resultados Método de interpretación cualitativa

Se basa en dos principios simples:

1) Las líneas de corriente serán dirigidas hacia los materiales más conductores.

2) La diferencia de potencial V entre los electrodos de potencial es producida por el flujo de corriente a lo largo de las líneas más cercanas a ellos. Como ejemplo de este segundo principio, vemos en la figura cómo la caída de voltaje V, es proporcional a la resistividad real y a la densidad de corriente en el pequeño volumen cercano a la superficie, entre los electrodos de potencial. V α ρ o * i ρ o = resistividad real i = densidad de corriente (corriente que pasa por un',a rea transversal unitaria) Si sustituimos en las ecuaciones de resistividad aparente = ρ a α (i / I) ρ o la resistividad aparente es proporcional a la real multiplicada por el radio entre

la densidad de corriente y la intensidad de corriente.

Esta ecuación implica que las variaciones del subsuelo aleja el valor de resistividad real (para un medio perfectamente uniforme) del valor de resistividad aparente y esto se ve reflejado en el radio i/I, dado que la densidad de corriente se distribuirá menos uniformemente en subsuelos más heterogéneos. El caso de una estructura en dos capas Consideremos el caso de una capa de baja resistividad, como un suelo, por ejemplo, sobre yaciendo a una capa de alta resistividad, como un sustrato rocoso denso: Superficie ___________________________ : : : : : : : : : : : : : : Suelo : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : : ___________________________ ///=///=///=///=///=///=/// Roca madre

A medida que se aumente el espaciamiento entre los electrodos, la presencia del sustrato rocoso tendrá más influencia sobre la intensidad de corriente I y, por lo pronto, también a la resistividad aparente ρ a. Para pequeños espaciamientos entre los electrodos, a corresponderá a los valores de la capa de suelo, que son bajos, incrementándose para espaciamientos mayores, a medida que se involucra un volumen mayor de roca.

La curva de resistividad aparente vs. separación de electrodos, denominada curva de campo será como la de la figura:

Como se advierte, la densidad de corriente cambiará gradualmente hasta tomar el valor correspondiente al sustrato rocoso, lo cual ocurrirá cuando la distancia entre electrodos se haga muy grande en relación con el espesor de la capa de suelo superior. La resistividad aparente de la capa superior de suelo se obtiene extrapolando la curva al límite de separación entre electrodos igual a cero. En el caso contrario, el de una capa superior de alta resistividad sobre una inferior de baja resistividad, se producirá una curva como la de la figura:

Como puede imaginarse, es muy común encontrar más de dos capas formando el subsuelo. En tales casos, las curvas presentarán varias inflexiones y se interpretan con el auxilio de curvas patrón, dibujadas para todas las combinaciones posibles. Correlación entre la resistividad y los distintos materiales Los materiales de baja porosidad, con bajo contenido de humedad, mostraran altos valores de resistividad. Esto comprenderá a las rocas ígneas y metamórficas (granitos, basaltos, gneises) y a aquellas rocas sedimentarias densas como las areniscas y limolitas. Los materiales porosos secos también presentarán alta resistividad (ej.: arena seca), al igual que aquellos saturados con aguas desmineralizadas y no salinas (gravas y arenas limpias). Una grava "sucia", con elevado contenido de sales y minerales arcillosos mostrará una resistividad baja.

Pueden correlacionarse todos los materiales de la corteza terrestre según rangos de valores de resistividad, como se muestra en la Tabla. TABLA DE VALORES DE RESISTIVIDAD --------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- a ( -cm) 2 -cm Tipo de material Método Barnes --------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- 150 a 300 1000 a 2000 Suelos arcillosos húmedos 300 a 1500 3000 a 15000 Limos y limos arcillosos húmedos 1500 a 15000 15000 a 75000 Suelos limosos y arenosos secos o poco húmedos 15000 a 30000 30000 a 100000 Roca fracturada con relleno, suelo húmedo 30000 100000 Arenas y gravas con limo 30000 a 240000 100000 a 300000 Roca fracturada con relleno, suelo seco. Arena y grava con capas de limo. > 240000 > 300000 Roca masiva. Arena y grava seca. -------------------------------------------------------------------------------------------------------------------- Métodos de interpretación cuantitativa Existen diversos métodos para interpretar cuantitativamente los datos geoeléctricos y, en la medida de lo posible, correlacionarlos con la geología de la zona y con otros métodos de prospección. Entre ellos cabe citar las perforaciones o los estudios geosísmicos. Uno de los principales métodos es el conocido como método de Barnes. Este método permite distinguir las capas de diferente resistividad presentes en el subsuelo. Como el espesor de las capas se asume igual al incremento en el espaciamiento de los electrodos, es conveniente usar un incremento igual en la separación de los electrodos, por ej. 1m, trabajándose entonces con espesores de capa igual a un metro. Al incrementarse la distancia entre electrodos, las capas adicionales influenciarán las lecturas:

Si el valor total Rn para la resistencia del suelo dividido en n capas se diferencia en Rn-1 para las lecturas anteriores y RL para la nueva capa añadida en la última lectura, se obtendrá que: 1 / RL = 1 / Rn – 1 / Rn-1 La resistividad aparente de esta última capa surgirá de una modificación de la fórmula de Wenner: L = AL / (1 / RL) = 2 AL / (1 / RL)

Donde AL es el espesor (en cm) de la capa añadida en la última lectura.

Los resultados se presentan como se muestra en la figura:

Comentario: Este tipo de prospección se encuentra limitada a los primeros metros del terreno, a un costo razonable para investigaciones correspondientes a obras civiles. Las mediciones se encuentran afectadas por líneas de servicios subterráneos como gasoductos, acueductos, etc. Su aplicación es posible tanto en suelos como en rocas.

PROSPECCION GEOSISMICA Introducción La sísmica de refracción ha sido ampliamente utilizada desde hace más de 40 años en estudios para presas, caminos, túneles, etc. Se emplea un sismógrafo. El sismógrafo utilizado en esta técnica mide el tiempo requerido por una onda sísmica en recorrer una determinada longitud de terreno. La onda sísmica es producida por un martillo que golpea sobre el suelo o con explosivos que generan ondas en el suelo. Produciendo un golpe de martillo, o detonando un artefacto explosivo, se inicia el registro de las ondas a través de un mecanismo electrónico mediante el que se mide la velocidad a la que circula por el material. Las ondas sísmicas se propagan en el suelo por la transmisión del movimiento vibratorio de una partícula excitada por algún medio (en este caso un golpe o una explosión) hacia sus vecinas. Cuando la onda sísmica es emitida por el martillo o la explosión, circula hasta ser recibida por instrumentos sensibles denominados geófonos. Los geófonos están ubicados a varios metros de distancia y el contador electrónico que poseen graban el intervalo de tiempo transcurrido entre la excitación y la llegada de la vibración al geópono.

Este intervalo de tiempo es sólo una porción de segundo, pero los aparatos actualmente desarrollados pueden medirlo con una precisión de un cuarto de milésima de segundo. El análisis de un juego de lecturas en los gráficos de tiempo permite determinar así las características del subsuelo a partir de la velocidad con que las ondas circulan en él. La información que puede obtenerse con este método es la siguiente:

- Profundidad de una capa consolidada, por ej.: roca, arcilla o grava. - Espesores de capas intermedias. - Buzamiento de superficies rocosas. - Dureza o grado de consolidación, la cual lleva a determinar: a) el tipo de suelo o roca. b) el método de manejo más económico (excavación con voladuras, escarificación, etc.) c) predicción de la capacidad de carga. - Ubicación de fallas y otras irregularidades del subsuelo. El equipamiento básico para un estudio por geosísmica está conformado por:

Sismógrafo: equipo (electrónico) que permite medir un intervalo de tiempo muy corto con elevada precisión. El intervalo de tiempo es el requerido por una onda sísmica para viajar a través del suelo a una distancia de varias decenas o centenas de metros.

Martillo: el martillo es una pesa estándar de 3,63kg (8 libras) que se deja caer desde una altura determinada hacia un plato metálico apoyado al piso. Cuenta con un dispositivo que interrumpe un circuito eléctrico en el momento exacto del golpe (dando inicio al conteo de tiempo para medir así la velocidad de la onda emitida)

Geófono: es un sensor (electrónico) de ondas sísmicas que detecta el momento de arribo de las ondas al lugar en que se encuentra. Es introducido firmemente en el terreno, para que registre efectivamente los movimientos de las partículas del mismo.

Cable de martillo: conecta el dispositivo del martillo con el sismógrafo.

Plato de golpe: recibe el impacto del martillo y se encuentra ubicado sobre el piso del terreno a estudiar, en el lugar donde se va a generar la onda sísmica. La secuencia del procedimiento de medición por geosísmica se resume en los siguientes pasos:

Fase de instalación: l) Anclaje de los geófonos firmemente en el terreno sobre la línea de investigación propuesta. 2) Medición con cinta métrica y marcado de las estaciones a desplegar en el terreno. 3) Conexión del (de los) geófono/s y el martillo mediante el cable de conexión al sismógrafo. 4) Ubicación del sismógrafo (tan lejos como sea posible de los geófonos). 5) Conexión del martillo con el otro extremo del cable de conexión.

Fase de ensayo: 6) Golpe del el plato con el martillo, para la producción de la onda sísmica. 7) Lectura del intervalo de tiempo y registro del mismo en planilla. 8) Cambio de estación 9) Repetición de la secuencia (desde 6).

Principios de sísmica de refracción Cuando el martillo golpea la superficie de la tierra -que asumiremos por el momento que tiene una composición uniforme- las ondas son enviadas en todas direcciones. Una de estas direcciones, en particular (designémosla A) viaja paralelamente a la superficie del terreno y arriba al geófono en un intervalo de tiempo directamente proporcional a la distancia entre el martillo (la fuente de excitación) y el geófono (el dispositivo de recepción). Estas ondas A son llamadas ondas sísmicas directas.

Por lo anteriormente expresado, si el martillo golpea a una distancia de 3,00m del geófono, se registrará un valor de tiempo que será la mitad del que se registraría a una distancia de 6,00m y la tercera parte del correspondiente a una distancia de 9,00m. Un gráfico distancia - tiempo producirá una serie de puntos alineados según una recta que pasará por el origen de coordenadas. La pendiente de esa recta dará la velocidad de onda en la parte superior y uniforme del terreno.

Si el subsuelo incluye una capa de mayor dureza, en la cual la compacidad o la cementación de las partículas dará lugar a que las ondas viajen más velozmente (como por ej., una roca consolidada) las ondas símicas serán refractadas (dispersadas) al entrar en ese medio. Todas las ondas, excepto una, la que se encuentra en una línea de propagación recta entre la fuente y el receptor, a la que llamaremos B, continuarán hasta desaparecer en profundidad. La onda según la línea de propagación B viajará a lo largo de la superficie enviando nuevamente energía hacia la capa superior. Esta energía originada en el rebote de la onda sobre la superficie de la capa inferior se transmite según ondas refractadas. A

distancias mayores, la onda refractada arribará antes que la directa, dado que viajará un trayecto por un medio de mayor velocidad. El sismógrafo medirá el intervalo de tiempo de arribo de las ondas más veloces, sin identificar si son directas o refractadas. No obstante, la identificación de la naturaleza de la onda surge inmediatamente al graficarse las curvas de tiempo - distancia de sucesivas estaciones. Las curvas serán del tipo:

Después de llevado a cabo el estudio, luego de que todas las lecturas se han registrado, se realiza la graficación de los resultados, que permitirán la interpretación de los resultados y de la estructura del subsuelo. Luego de hacer las correspondientes gráficas, pueden presentarse distintos casos:

El caso de una línea recta Cuando el gráfico muestra una sola línea recta, puede concluirse que el subsuelo está constituido por un material uniforme (una capa), hasta la profundidad investigada. Este material puede identificarse por la velocidad con la que la onda lo recorre. La velocidad estará dada por la pendiente de la recta. La profundidad hasta la cual se extiende este material será X (en metros) / 3 siendo X la máxima distancia entre el geófono y el martillo utilizada en el trabajo. El caso de dos líneas rectas Se produce en subsuelos formados por una capa cercana a la superficie separada por una discontinuidad de un material subyacente más duro. La velocidad en la capa superior se obtiene igual que en el caso anterior y la velocidad de la capa inferior será la pendiente de la segunda recta. La profundidad de la discontinuidad que separa

ambas capas se obtendrá a partir de la distancia X1 de intersección de ambas rectas, usando la fórmula: D = X1 / 2 √ ( (V2-V1)/(V2+V1) ) El caso de tres líneas rectas Ocurre cuando el subsuelo está conformado por dos capas cercanas a la superficie, sobre un tercer tipo de material. Las velocidades de cada capa se definirán por las pendientes de las rectas correspondientes a cada medio. La profundidad del piso de la primera capa se determinar',a por: D1 = X1 / 2 √ ( (V2-V1)/(V2+V1) )

siendo X1 la abscisa del punto de intersección de las dos primeras rectas y para la profundidad del piso de la segunda capa, se usará: D2 = 5/6 D1 + X2 / 2 √ ( (V3 - V2)/(V2+v1) )

donde X2 es la abscisa del punto de intersección de la segunda y la tercera recta. Velocidad de la onda sísmica en los distintos materiales Sobre la base de la velocidad de onda sísmica determinada en la prospección, puede estimarse el tipo de material que compone el subsuelo, teniendo en cuenta que: 1) la velocidad es proporcional al grado de consolidación o dureza de suelos y roca. 2) en materiales no consolidados la velocidad se incrementa con el contenido de agua. 3) la meteorización reduce considerablemente la velocidad. 4) un tipo de roca puede incluir un rango de velocidades que se sobrepone al rango de otros tipos. 5) la correlación velocidad - material, depende en gran parte de la geología del área de estudio. La tabla siguiente da valores aproximados de velocidades de onda sísmica en distintos materiales: VELOCIDADES MEDIAS DE ALGUNOS MATERIALES (en m/s) ------------------------------------------------------------------ MATERIALES NO CONSOLIDADOS Suelos Normales 2500 - 5000 Duros 5000 - 6500 Agua 16000 Arena suelta Seca 2500 - 6500

Saturada 5000 - 13000 Grava suelta y húmeda 5000 - 10000 ------------------------------------------------------------------ MATERIALES CONSOLIDADOS Arcilitas 10000 - 20000 Areniscas Blandas 13000 - 23000

Duras 20000 - 30000 Calcáreos Duros 25000 - 60000 Metamórficos 13000 Basaltos 25000 - 43000 Granitos y gneiss 33000 - 66000 Esquistos Blandos 13000 - 23000 Duros 20000 - 33000 ----------------------------------------------------------------- Determinación de la velocidad de onda en suelos Mediante el empleo de la geosísmica, es posible medir algunas propiedades importantes de suelos. Las propiedades dinámicas de los suelos requieren determinar parámetros tales como el módulo de corte G, la relación de Poisson, el amortiguamiento, etc. Asimismo, es posible determinar indirectamente propiedades más elementales tales como la densidad in-situ. A tal fin, se necesitan registros muy precisos de la excitación producida por alguna fuente y una correcta interpretación de los distintos trenes de onda (secuencias sobrepuestas). Las ondas P son sencillas de identificar, por ser las primeras en llegar. En cambio, el arribo de las ondas S, que viajan más lentamente, pueden quedar enmascaradas. El gráfico que muestra las ondas se denomina sismograma. Para la correcta identificación de las ondas S en el sismograma es necesario usar técnicas especiales cuyos fundamentos teóricos son bien conocidos, pero es tarea de especialistas. El parámetro más importante, la velocidad de onda de corte, es fácilmente relacionable con el modulo de corte G mediante la fórmula: γ γ : peso unitario total G =------- Vs g : aceleración debido a la gravedad g Vs: velocidad de ondas de corte S El módulo de corte G, depende del nivel de deformaciones especificas de corte (distorsiones). En el caso de la geosísmica, no debe exceder 0,0001 %. Para determinar la relación de Poisson se puede usar la siguiente expresión: ts - w 2 (1 - ν ) ts-w: tiempo arribo onda S ( --------- ) 2 = ------------ tp-w: tiempo arribo onda P tp - w 1 - 2 ν ν : relación de Poisson Las ondas de corte S no son modificadas por la presencia de agua, lo que las hace muy útiles en el caso de que el nivel freático esté por encima de la zona a estudiar. Para efectuar los ensayos de determinación de la velocidad de ondas sísmicas, es necesario contar con una fuente de producción de la excitación con un sistema preciso de disparo, uno o más receptores sísmicos (geófonos), una correcta medición

entre ambos y un equipo de adquisición y almacenamiento de la información (sismógrafo gráfico o digital). Existen técnicas de producción y medición de ondas en la superficie, las que en general son muy poco usadas en el caso específico de las ondas de corte, ya que es difícil su interpretación. Casi todas ellas requieren que la fuente excitatriz sea bidireccional, de manera de poder restar los registros de las ondas en uno y otro sentido. Las ondas P tenderán a desaparecer, mientras que las S producirán un registro especular (simetría). Otros métodos más sofisticados determinan las ondas S a partir de analizar las ondas P y las ondas R (ondas Rayleigh). Análisis espectral de la onda de superficie El denominado SASW (Spectral analysis of surface wave) utiliza un mecanismo inverso de cálculo, con algoritmos complejos que permiten su cuantificación.

CROSS-HOLE

Lo más común es valerse de mediciones desde la superficie de excitaciones en perforaciones (up-hole), entre dos perforaciones (cross-hole) o medir desde perforaciones las excitaciones realizadas en la superficie (down-hole). Estas últimas son las más utilizadas. Las técnicas de cross-hole consisten en medir los tiempos de trayectoria directa entre una fuente de excitación sísmica ubicada dentro de una perforación y geófonos ubicados en otras, en el mismo estrato, de tal modo que se pueda trabajar selectivamente con ondas de compresión (P) y de corte (S).

La fuente de energía consiste en un impulso vertical que puede materializarse de distintas formas. Algunas veces está compuesta por un sistema de cuñas fijadas a la pared de la perforación, generando ondas polarizadas verticalmente y que pueden desfasarse 180º (golpe desde arriba y desde abajo) para poder ser sumadas y/o restadas. El instante del impacto es registrado mediante un sensor instalado en la misma fuente.

Otras veces, se utiliza como fuente el propio ensayo de penetración estándar (S.P.T.). El sistema de receptores dispone de geófonos de eje vertical y horizontal, con posibilidades de modificar su polaridad eléctrica. La señal recibida, producida por la fuente de energía, será una onda S para los geófonos verticales y una onda P para los geófonos horizontales. En el sismógrafo, ambas señales se registran en canales independientes, así como su suma y resta, con la finalidad de realizar con mayor exactitud la identificación de las ondas, sobre todo las ondas S. Hoy se utilizan sismógrafos digitales con memoria y presentación en pantalla de rayos catódicos de los trenes de ondas receptados, permitiendo la posibilidad de realizar la suma y resta de los mismos. Avanzando con ambos pozos, se pueden determinar perfiles de velocidad de ondas de corte en función de la profundidad. Las técnicas down-hole consisten en medir el tiempo que tardan las ondas generadas en la superficie (P o S) hasta alcanzar un receptor sísmico ubicado en una perforación, cuya posición se va cambiando de acuerdo con una programación previa.

DOWN HOLE

rá idéntico patrón compresional, ientras que las ondas de corte estarán invertidas.

La fuente de generación de ondas se materializa mediante una placa de acero que es golpeada tangencialmente con un martillo de 6kg en uno de sus cantos. Invirtiendo la dirección del golpe, el nuevo tren de ondas tendm

fuente de excitación se ubica en superficie, en proximidades de las erforaciones.

a una profundidad deseada, puedan receptar las ndas producidas en la superficie.

Se usan el mismo instrumental y los receptores que se emplean en el estudio por cross-hole y lap Existen penetrómetros eléctricos que, entre sus múltiples sensores, llevan geófonos incorporados de manera tal que, o

Para los propósitos prácticos, las velocidades medidas con distorsiones menores a ,0001%, los valores obtenidos con cross-hole y down-hole son similares.

tos últimos hay tros parámetros como el confinamiento, que es necesario controlar.

0 Por otra parte, si se comparan los resultados de los ensayos in-situ con los de laboratorio (estudios en columna resonante), las velocidades obtenidas in-situ suelen exceder a los valores de laboratorio en un 10%. Sin embargo, en eso

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