tesis_n4046_Lascano

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UNIVERSIDAD DE BUENOS AIRES
Facultad de Ciencias Exactas y Naturales
Departamento de Física
Métodos Eléctricos y Electromagnéticos
Aplicados a Geofísica Ambiental
por María Eugenia Lascano
Director de Tesis: Dr. Ana Osella
Lugar de Trabajo: Grupo de Geofísica Aplicada y Ambiental, Departamento de Física,
Facultad de Ciencias Exactas y Naturales
Trabajo de Tesis para optar por el título de Doctor de la Universidad de Buenos Aires
en el área de Ciencias Físicas
Febrero de 2007
Métodos Eléctricos y Electromagnéticos Aplicados a Geofísica Ambiental
Resumen
El trabajo propuesto está orientado a la aplicación innovadora de métodos eléctricos y
electromagnéticos de teledetección para caracterizar la estructura de las capas superficiales del
subsuelo, que es un tema fundamental en Geofísica Ambiental. Se presentan los estudios realiza-
dos para el georadar (GPR), el método geoeléctrico y el método de inducción electromagnética
(EMI) a los fines de optimizar su eficiencia para resolver problemas ambientales de profundidades
someras, con miras específicas a su implementación en el sitio arqueológico de Floridablanca.
A partir de la información tanto geofísica como arqueológica disponible del sitio se modelaron
diversos rasgos de interés y se realizaron simulaciones numéricas de su respuesta frente a la apli-
cación de cada uno de los métodos mencionados. Se presenta la resolución del problema directo
para cada método asumiendo una distribución subsuperficial 2D de las propiedades físicas in-
volucradas. Se presenta el código de simulación desarrollado para el EMI, basado en la técnica de
Rayleigh-Fourier, alternativo a los actualmente existentes. Este código permite estudiar estruc-
turas multicapa 2D de contornos suaves. Los resultados obtenidos se implementaron y verificaron
en los estudios realizados en el sitio arqueológico de Floridablanca. Se prospectaron dos sectores
del sitio con características constructivas diferentes. El objetivo de las prospecciones realizadas
fue mapear y caracterizar ambos sectores y las estructuras arqueológicas enterradas debajo de los
mismos (paredes de adobe, derrumbe de tejas) con técnicas eléctricas y electromagnéticas 2D y
3D. Se obtuvieron tomografías eléctricas 2D y 3D de alta resolución mediante las cuales se alcan-
zaron exitosamente los objetivos planteados. Excavaciones arqueológicas posteriores verificaron
las predicciones geofísicas en todos los casos.
Palabras Clave: Prospección Electromangética, Modelado Directo, Métodos Inversos, To-
mografía Eléctrica
Electric and Electromagnetic Methods Applied to Environmental
Geophysics
Abstract
The work presented here is oriented towards the novel implementation of electric and elec-
tromagnetic prospection methods to characterize the first layers of the subsoil, which is a fun-
damental subject in environmental geophysics. The studies carried out to study the efficiency
of the ground penetrating radar (GPR), the resistivity method and the electromagnetic induc-
tion method (EMI) to solve environmental problems for shallow depths are presented. These
studies were specifically oriented towards their application in Floridablanca archaeological site.
With the geophysical and archaeological information available, several features were modeled.
Numerical simulations of their response to the application of the GPR, the resistivity and the
EMI method were carried out. The solution of the forward problem for each method is pre-
sented, assuming a 2D subsoil. A 2D forward modeling algorithm, based on Rayleigh-Fourier
expansions for calculating the response of 2-D multilayered earth with irregular boundaries is
introduced. This code is alternative to those available nowadays. The results of this study were
implemented and verified in the geophysical surveys carried at Floridablanca archaeological site.
Two different sectors of the site were studied. The goal of the prospection was to obtain a map
and characterize the archaeological structures buried in each sector (adobe walls, a tile deposit)
with 2D and 3D electric and electromagnetic techniques. 2D and 3D high resolution electrical
tomographies were obtained, and the objectives of the prospections were successfully achieved.
Archaeological excavations verified the geophysical predictions.
Keywords: Electromagnetic Prospection, Forward Modelling, Inverse Methods, Electrical
Tomography
Índice general
1. Introducción 7
1.1. Prospección Arqueológica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7
1.2. Aporte Original y Objetivos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 8
1.3. Descripción del Trabajo: . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 10
2. Métodos Eléctricos y Electromagnéticos de Prospección 12
2.1. Propiedades Eléctromagnéticas de Suelos y Rocas . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12
2.1.1. Resistividad de Suelos y Rocas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12
2.1.2. Propiedades Dieléctricas de Suelos y Rocas . . . . . . . . . . . . . . . . . 15
2.2. Método Geoeléctrico o Resistivo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
2.2.1. Principios de Operación . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 16
2.2.2. Fundamentos Teóricos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 17
2.2.3. Dispositivos Electródicos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19
2.2.4. Procedimientos de Campo, Profundidad de Penetración y Resolución . . . 21
2.2.5. Análisis de Datos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 25
2.3. Georadar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
2.3.1. Principios de Operación . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
2.3.2. Fundamentos Teóricos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 28
2.3.3. Dispositivo Experimental, Resolución Vertical y Horizontal . . . . . . . . 31
2.3.4. Procesamiento de datos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 34
2.3.5. Análisis e Interpretación de datos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35
2.4. Método de Inducción Electromagnética . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35
2.4.1. Principios de Operación . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 35
2.4.2. Fundamentos Teóricos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 37
2.4.3. Dispositivos Experimentales, Profundidad de Penetración y Resolución . . 40
2.4.4. Análisis de Datos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42
3. El Sitio Arqueológico de Floridablanca. Perspectiva y Antecedentes Arque-
ológicos y Geofísicos del Estudio de Prospección. 43
3.1. Breve Reseña Histórica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 44
3.2. Plano Arqueológico de Floridablanca . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 46
3.3. En Búsqueda de un Nuevo Orden Social . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 47
3.4. Las Casas de los Pobladores. Antecedentes Arqueológicos . . . . . . . . . . . . . 48
ÍNDICE GENERAL 5
3.4.1. AS II . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48
3.4.2. AN I . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50
3.5. Antecedentes Geofísicos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 51
4. Simulaciones Numéricas de GPR y Geoeléctrica y EMI. 52
4.1. Introducción . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 52
4.2. Modelado y Simulaciones Numéricas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53
4.2.1. El Problema Directo 2D para Geoeléctrica . . . . . . . . . . . . . . . . . . 53
4.2.2. El Problema Directo 2D para GPR . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 54
4.2.3. El Problema Directo 2D para el EMI . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 56
4.3. GPR y Geoeléctrica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .. . . . 61
4.3.1. Modelos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61
4.3.2. Resultados . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 63
4.4. EMI . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68
4.4.1. Modelo y Simulaciones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68
4.5. Conclusiones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 74
5. Tomografías Eléctricas del Subsuelo 76
5.1. Resolución del Problema Inverso . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 76
5.2. Profundidad de Sondeo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 81
5.3. Conclusiones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 82
6. Prospección Geofísica en el sector AN I 84
6.1. Prospección Geofísica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 84
6.2. Adquisición de Datos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 85
6.2.1. Perfiles de GPR . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 85
6.2.2. Perfiles Resistivos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 87
6.2.3. Perfiles EMI . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 88
6.3. Análisis de Datos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89
6.3.1. Radargramas y Pseudosecciones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 89
6.3.2. Datos EMI . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 97
6.4. Tomografías Eléctricas . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 98
6.4.1. Tomografías 2D . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 98
6.4.2. Profundidad de Sondeo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 104
6.5. Conclusiones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 105
7. Prospección Geofísica en el sector AS II 107
7.1. Prospección Geofísica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 107
7.2. Adquisición y Análisis de Datos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 108
7.2.1. Perfiles EMI . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 108
7.2.2. Perfiles Resistivos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113
7.3. Tomografía Eléctricas 2D . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 115
7.4. Modelado de un Perfil . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 118
ÍNDICE GENERAL 6
7.5. Tomografías Eléctricas 3D . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 120
7.6. Conclusiones . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 125
8. Conclusiones 128
9. Bibliografía 132
Capítulo 1
Introducción
El trabajo propuesto está orientado a la aplicación innovadora de métodos eléctricos y elec-
tromagnéticos de teledetección para caracterizar la estructura de las capas superficiales de la
tierra, que es un tema fundamental en Geofísica Ambiental. Dicha área de investigación en
Geofísica es la que cubre estudios que pueden ser extensos en superficies pero cuya profundi-
dad no supera los 100-150 m, y están orientados a la exploración de recursos naturales (agua,
minerales), detección de estructuras enterradas (ingeniería, arqueología), estudios de impacto
ambiental, estudio de plumas contaminantes, etc.
1.1. Prospección Arqueológica
El estudio de las capas superficiales del suelo se denomina Geofísica de Bajas Profundidades
(Near Surface Geophysics) y se ocupa del estudio de los primeros 50 a 100 m de la corteza
terrestre. La particularidad de estos estudios es que demandan una alta resolución y sensibilidad
abarcando áreas extensas. Esto requiere de equipos de medición con suficiente sensibilidad y de
herramientas numéricas poderosas que puedan dar cuenta de esa sensibilidad. La evolución en los
equipos de medición y en las técnicas de procesamiento de datos junto con la creciente necesidad
de estudiar y resolver problemas ambientales, como la exploración de recursos naturales (agua,
minería), la detección de estructuras enterradas (ingeniería, arqueología), los estudios de con-
taminación de suelos, estudios de impacto ambiental, etc., permitió que en los últimos 20 años
esta área experimentara un gran crecimiento.
Es importante remarcar que, a diferencia de los estudios de grandes profundidades, el tra-
bajar tan cerca de la superficie permite llevar a cabo eventualmente una comparación directa
de los resultados obtenidos en la prospección con la realidad geológica del problema. De esta
manera, la geofísica de bajas profundidades permite investigar la relación entre las mediciones
geofísicas y las propiedades del subsuelo en forma directa.
Una de las aplicaciones más importantes de los estudios de prospección geofísica de pro-
fundidades someras es la detección de estructuras arqueológicas enterradas, denominada Ar-
queogeofísica. Los métodos eléctricos y electromagnéticos son especialmente adecuados para la
1.2 Aporte Original y Objetivos 8
caracterización de estructuras arqueológicas enterradas debido a su carácter no-destructivo y
no-invasivo. A partir de la implementación de estos métodos, la comunidad arqueológica obtiene
información que le permite realizar un plan de excavación que maximice la eficiencia de la mis-
ma y al mismo tiempo asegure la preservación del rasgo arqueológico de interés. Si bien estos
métodos vienen aplicándose con éxito desde hace 50 años en Europa y Estados Unidos (Young
y Droege 1986; Griffiths y Barker 1994; Appel et al. 1997; Thacker y Ellwood 2002; Tsokas, y
Panogiotis, 1997; etc.), en nuestro país su aplicación se remonta apenas a la década del 90 en
los trabajos de Carrara (1996) y Ponti et al. (1996), donde se muestran los resultados obtenidos
en sondeos aislados.
A partir de un proyecto interdisciplinario con el grupo de Arqueología Histórica de la Fa-
cultad de Filosofía y Letras (UBA), se planteó la posibilidad de aplicar técnicas de prospección
geofísica, en particular el método geoeléctrico, el geroadar (GPR) y el método de inducción
electromagnética (EMI), para estudiar en forma completa un sitio arqueológico por primera
vez en nuestro país. El sitio arqueológico se encuentra en Puerto San Julián en la Provincia de
Santa Cruz y se denomina “Nueva Población y Fuerte de Floridablanca”. El sitio corresponde a
una colonia española establecida en ese lugar a fines del siglo XVIII. En una primera campaña
exploratoria, se realizaron algunos perfiles geoeléctricos en zonas donde excavaciones previas da-
ban cierta información acerca de la localización y características de las estructuras enterradas,
a fin de calibrar el método. Los resultados fueron positivos, y dieron lugar a trabajos en el
área (Lascano, 2001; Buscaglia, 2001). Más importante aún, los resultados obtenidos abrieron
la posibilidad de utilizar el sitio como un laboratorio natural para realizar ensayos controlados,
que nos permitió probar y validar las innovaciones realizadas en los métodos de prospección,
tanto en la parte de diseño, en la adquisición de datos como en la metodología aplicada para la
interpretación de los mismos.
1.2. Aporte Original y Objetivos
Las prospecciones arqueogeofísicas llevadas a cabo hasta la fecha sólo dan cuenta de la
detección y caracterización de estructuras arqueológicas enterradas constituidas principalmente
por piedra (Pattantyús-Á, 1986; Leckebusch, 2000, Hasek and Unger, 1998, Witten, 2000; Hesse
et al., 1997), las cuales presentan generalmente un alto contraste en sus propiedades físicas
con respecto a cualquier tipo de suelo circundante. Estas características favorecen la exitosa
detección de las mismas y un correcto análisis e interpretación de los datos. Hasta la fecha no se
han presentado trabajos en donde las estructuras arqueológicas de interésestuvieran constituidas
por otro tipo de materiales, como por ejemplo el adobe.
En el sitio de Floridablanca, como en la mayoría de los sitios arqueológicos existentes en el
país, las construcciones se hicieron con ladrillos de adobe, es decir, constituidos por el mismo
sedimento que ahora las rodean, aunque mezclado con otros materiales y más compacto. Debido
a esto, no se espera que dichas estructuras presenten un alto contraste de sus propiedades
físicas con respecto al medio. Por otro lado, la cubierta sedimentaria del sitio está formada
principalmente por arcilla, un material de alta conductividad en cuanto a tipos de suelos se
1.2 Aporte Original y Objetivos 9
refiere. Finalmente, las estructuras a detectar pueden presentar deterioros por acción del tiempo
(en alguna época estuvieron expuestas), están probablemente ubicadas a poca profundidad (no
más de 1.5 ó 2 m), pueden tener poca extensión espacial (menos de 1m, si se cruzan paredes, por
ejemplo), y además, pueden estar localizadas en un área extensa (un sector del sitio puede tener
hasta 2500 m2). Es decir que, desde el punto de vista de una prospección geofísica, el sitio de
Floridablanca presenta tres características importantes que dificultan la obtención de imágenes
del subsuelo con buena resolución:
a) estructuras que presentan un bajo contraste en sus propiedades físicas respecto al medio,
b) objetos cuyas dimensiones (espesor, altura, profundidad) son pequeñas comparadas con
las del área de estudio
c) una matriz sedimentaria conductora.
La implementación del GPR en Floridablanca presenta la dificultad que el suelo del sitio
está compuesto principalmente de arcilla que es un material conductor, y por lo tanto hostil,
debido a que presenta una alta atenuación. En cuanto al método geoeléctrico se presenta la
dificultad que un sedimento conductor reduce la profundidad de penetración de la corriente
y además presenta la dificultad de detectar rasgos pequeños, de bajo contraste respecto al
medio y además de carácter resistivo. Esto conlleva a encontrar un compromiso efectivo entre
resolución, profundidad de sondeo y tiempo de realización de cada perfil. Y en cuanto al EMI,
su implementación en el sitio supone utilizarlo para detectar objetos no solamente resistivos
respecto al medio, sino también de pequeñas dimensiones lo cual dificulta aún más su detección.
En este marco resulta necesario modificar las tácticas habituales de medición y estudiar a
priori, para distintas configuraciones de medición, la sensibilidad y resolución de cada método
frente a las características particulares del sitio. Dicha información posibilitará el diseño de
una estrategia de medición: qué métodos utilizar, cómo utilizarlos, la grilla de mediciones, la
utilización de las herramientas numéricas disponibles (visualización de datos, problema directo,
inverso, etc.), que permita llevar a cabo un sondeo que resuelva satisfactoriamente las estructuras
de interés. De esta manera, la prospección realizada en el sitio brinda la oportunidad de optimizar
la aplicación de métodos eléctricos y electromagnéticos para problemas ambientales, no sólo en
cuanto a al modo de implementarlos en el campo sino también en el análisis e interpretación de
los datos
Además, se podrán verificar los resultados mediante excavaciones posteriores y de esta man-
era constatar las conclusiones con la realidad del problema estudiado. Los resultados obtenidos
podrán aplicarse a cualquier tipo de problema ambiental de bajas profundidades y de ahí el
interés en realizar los estudios mencionados.
Desde el punto de vista del aporte interdisciplinario, el estudio de prospección realizado en
Floridablanca es el primer trabajo en donde se prospecta intensivamente y con varios métodos
geofísicos un sitio arqueológico en el país.
En síntesis, los objetivos generales del plan de tesis se pueden resumir en dos items:
a) Realización de innovaciones metodológicas en las técnicas eléctricas y electromagnéticas de
prospección de estructuras a profundidades someras a fin de obtener imágenes de alta
resolución del subsuelo.
1.3 Descripción del Trabajo: 10
b) Aplicación de estas técnicas en la caracterización del sitio arquelógico de Floridablanca con
posterior comprobación de la calidad de las imágenes con las excavaciones llevadas a cabo
en el sitio.
1.3. Descripción del Trabajo:
Métodos de Prospección:
Las innovaciones planteadas en este trabajo tienen como objetivo general maximizar las
ventajas, resolución y sensibilidad de cada método disminuyendo sus desventajas y restricciones
de aplicación. En este aspecto el trabajo puede resumirse en los siguientes puntos:
* Desarrollo de estudios de resolución y sensibilidad del método geoeléctrico y del GPR. Me-
diante la realización de simulaciones numéricas 2D se estudiará la resolución, sensibilidad
y de qué manera conviene implementar ambos métodos para detectar estructuras enter-
radas en un medio conductor, de carácter resistivo, que presenten un bajo contraste en
sus propiedades electromagnéticas respecto al medio y cuyas dimensiones sean pequeñas
comparadas con las del perfil estudiado. Se busca maximizar la eficiencia de estos métodos
en dichas condiciones adversas.
* Desarrollo de estudios de sensibilidad del EMI para la detección de objetos y/o rasgos resis-
tivos. Se llevarán a cabo simulaciones numéricas 2D utilizando un código desarrollado a
esos fines, basado en los desarrollos de Rayleigh-Fourier. Esta técnica es alternativa a las
disponibles, diferencias finitas y elementos finitos, y permite modelar al suelo en estruc-
turas multicapa 2D. Se estudiará la respuesta de estructuras resistivas embebidas en un
medio conductor.
* El cumplimiento del punto anterior permitirá adaptar la implementación del EMI para la
detección y caracterización de cuerpos resistivos, incrementando de este modo sus posibles
aplicaciones. Resultará necesario en este contexto extremar cuidados en la adquisición
y análisis de los datos: configuración a utilizar, definición de la grilla de mediciones y
visualización de los datos.
* Desarrollo de un sistema multielectródico de adquisición de datos para el método geoeléctrico
que permita incrementar el número de perfiles 2D adquiridos por día.
* Implementación de inversión 2D de perfiles geoeléctricos. La alta densidad de perfiles re-
alizados y su alta resolución permitirá efectuar una visualización tridimensional de los
resultados obtenidos.
* Implementar inversiones geoeléctricas 3D. Si bien las inversiones 3D proveen de una imagen
más realista del subsuelo que las inversiones 2D, éstas no se llevan a cabo habitualmente
debido al tiempo que insume la adquisición de los datos (hay pocos trabajos publicados
en el tema y de hecho en el país no hay estudios de este tipo realizados).
1.3 Descripción del Trabajo: 11
Aplicaciones:
El sitio arqueológico “Nueva Población y Fuerte de Floridablanca”, debido a sus caracterís-
ticas formativas, es un escenario en donde se pueden implementar y evaluar las innovaciones
realizadas en los métodos de prospección: tanto para su implementación en el campo como para
el análisis e interpretación de los datos. Debido a que las estructuras arqueológicas de interés son
de adobe, a que su profundidad y dimensiones son pequeñas (no más de 1.5 m de profundidad
con espesores desde 1 m hasta 0.25 m) y a que ocupan áreas extensas, la caracterización de
dichas estructura dependerá fuertemente del éxito de las innovaciones realizadas en los métodos
de prospección utilizados. Por lo tanto se propone:
* Llevar a cabo un estudio de prospección geofísica en el sitio arqueológico “Nueva Población
y Fuerte de Floridablanca”. En particular se estudiarán dos sectores diferentes del sitio
correspondientes ambos a las casas de los pobladores. El objetivo es lograr una tomografía
eléctrica del subsuelo que provea un mapa que describa y caracterice cuantitativamente
las estructuras arqueológicas enterradas en el sitio.En el capítulo 2 se presentan las bases teóricas y prácticas de los métodos geofísicos utilizados
en esta tesis y una breve descripción de las propiedades electromagnéticas de los suelos y las
rocas. En el capítulo 3 se presenta el sitio de Floridablanca, una pequeña reseña de su historia, las
líneas de investigación arqueológicas dentro de las cuales se introdujo la prospección geofísica, un
mapa del sitio y los antecedentes arqueológicos de los sectores que se prospectaron. En el capítulo
4 se llevan a cabo los estudios de resolución y sensibilidad para los métodos de prospección y se
exponen los formalismos teóricos de los códigos de simulación utilizados y/o desarrollados. En
el capítulo 5 se expone la metodología utilizada para resolver el problema inverso junto con el
análisis del misfit y de la profundidad de sondeo de las tomografías eléctricas obtenidas. En los
capítulos 6 y 7 se muestran los resultados de las campañas geofísicas realizadas en los sectores
del sitio de Floridablanca denominados AN I y AS II respectivamente. Finalmente, en el capítulo
8 se resumen las conclusiones de este trabajo.
Capítulo 2
Métodos Eléctricos y
Electromagnéticos de Prospección
La prospección geofísica es una rama de la física aplicada que estudia las estructuras del
interior de la Tierra y la localización en ésta de cuerpos o rasgos, ambos delimitados por el
contraste de alguna de sus propiedades físicas. En particular, los métodos de prospección geofísica
eléctricos y electromagnéticos son aquellos que aprovechan las propiedades electromagnéticas del
suelo para llevar a cabo dichos estudios sobre las estructuras del interior de la Tierra. Éstos se
basan en fenómenos asociados a tres propiedades físicas de los materiales: la resistividad eléctrica
(o su inversa la conductividad), la permitividad dieléctrica y la permeabilidad magnética.
Cada estudio de prospección presenta características particulares que hay que tener en
cuenta al momento de definir la metodología de trabajo: resolución y sensibilidad requerida,
profundidad de penetración, características de la matriz sedimentaria, etc.. Estas características
van a influir en la selección de los métodos a aplicar, en el modo de implementarlos, en cómo se
va a diseñar la grilla de mediciones, la dimensionalidad de los perfiles y las técnicas numéricas
a utilizar para el análisis e interpretación de los datos. Esto requiere del conocimiento de las
potencialidades de los métodos de prospección y del conocimiento y manejo de los métodos
adecuados para realizar simulaciones numéricas e inversiones para el posterior análisis.
En este capítulo se presentan los fundamentos teóricos y prácticos de cada una de los métodos
de prospección utilizados en este trabajo junto con una breve descripción de las propiedades
electromagnéticas de suelos y rocas.
2.1. Propiedades Eléctromagnéticas de Suelos y Rocas
2.1.1. Resistividad de Suelos y Rocas
Las rocas son, en su mayoría, malos conductores y sus resistividades serían extremadamente
altas si no fuera porque son porosas y sus poros se encuentran llenos de fluidos, en general agua
2.1 Propiedades Eléctromagnéticas de Suelos y Rocas 13
(Telford et al, 1990, Reynolds, 1998). Por esta razón, la conducción de corriente en las rocas se
debe básicamente a los fluidos presentes en los poros que actúan como electrolitos, siendo en
comparación pequeña la contribución de los granos de la roca -a menos que la roca sea de un
material conductor. Las rocas son, entonces, conductores electrolíticos en donde la propagación
de corriente es debida a la conducción de iones. Por esto, la resistividad de las rocas varía con su
volumen y su distribución espacial de poros y con la resistividad y cantidad de fluido electrolítico
presente en los mismos. Archie (1942) desarrolló una fórmula empírica -ley de Archie- para la
resistividad efectiva de una roca teniendo en cuenta: i) la porosidad (φ), ii) la fracción de poros
que contienen agua (S) y iii) la resistividad del agua (ρw):
ρ = aφ−mS−nρw (2.1)
donde a, m y n son constantes que cumplen 0.5≤ a ≤2.5, 1.3≤m≤ 2.5, y n≈2. El valor de n
es en general cercano a 2 si más del 30% del espacio poral está lleno de fluido, pero puede tener
valores mayores para menor contenido de agua. El valor de m depende del grado de cementación
de la roca, vinculado generalmente con su edad geológica.
Ante la presencia de sulfuros metálicos y de rocas que contienen una proporción importante
de arcillas, la ley de Archie no es estrictamente válida porque estos minerales participan direc-
tamente en el proceso de conducción de corriente, ya que son conductores. Las rocas cristalinas,
por otro lado, poseen poca porosidad y la conducción se produce principalmente a través de
fallas y fracturas. De hecho, en estas rocas el grado de fisuras es, en la mayoría de los casos,
el factor más importante de control de la resistividad. En rocas porosas, en cambio, especial-
mente en condiciones áridas y semi-áridas, el grado de saturación es a menudo el parámetro más
importante.
La resistividad de los materiales posee uno de los rangos de variación mayores en cuanto a
valores de una propiedad física: desde 10−8 Ω.m para la plata hasta 1016 Ω.m para el sulfuro
en estado puro. A grandes rasgos podemos decir que las rocas ígneas tienden a presentar los
valores más altos y las sedimentarias los valores más bajos, debido principalmente al alto con-
tenido de fluidos intersticiales. Por su parte, las rocas metamórficas tienen valores intermedios
de resistividad. Sin embargo, existe solapamiento entre los valores de resistividad para diferentes
tipos de rocas. La resistividad eléctrica de las distintas formaciones varía en un amplio rango,
no sólo de formación en formación, sino aún en un depósito particular, especialmente en los
materiales superficiales poco consolidados. Por lo tanto, no hay una correlación directa entre
las características litológicas de las rocas y su resistividad. De todas maneras, se puede hacer
un tipo de generalización, dando como orden creciente en resistividad a las arcillas, arenas y
grabas, limestones y valores aún más altos para las rocas cristalinas. Una lista de los rangos
de resistividad de algunos minerales y rocas se presentan en la Tabla 2.1 (ver Telford et al.,
1990 para mayores detalles). En síntesis, las rocas y minerales con resistividades menores que
1 Ω.m son considerados buenos conductores; aquellos con resistividades entre 1 y 107 Ω.m con-
ductores intermedios y los que poseen resistividades por encima de 107 Ω.m se consideran malos
conductores.
Se deben tener en cuenta también otros dos factores que influyen en la resistividad de las
2.1 Propiedades Eléctromagnéticas de Suelos y Rocas 14
Mineral/Sedimento Rango de Resistividad (Ω.m)
Cuarzo 1010 − 1014
Calcita 1012
Mica 9 x 102 − 1014
Biotita 2 x 102 — 106
Granito 4.5 x 103 (húmedo) - 1.3 x 106 (seco)
Galena 3 x 10−5 — 102
Pirita 2.9 x 10−5 — 1.5
Agua subterránea 10 — 100
Agua Mineral Natural 0.5 —150
Agua de Mar 0.2
Sulfato de Cobre 3 x 10−12
Óxido de Hierro 0.1 — 300
Basalto 10 — 1.3 x 107(seco)
Mármol 102 — 2.5 x 108 (seco)
Arenisca 1 — 6.4 x 108
Limos 50 — 107
Arcilla 1 — 100
Gravas 100 (húmedo) — 1400 (seco)
Conglomerado 2 x 103 — 104
Cuadro 2.1: Resistividades de algunas rocas y sedimentos (Telford et al., 1990).
rocas y minerales: la temperatura y la presión (Orellana, 1982). Cabe mencionar, como ejemplo
de la dependencia de la resistividad de una roca con la temperatura, que las bajas temperaturas,
como es el caso de las latitudes muy altas, producen un aumento de la resistividad de las rocas
pues se produce un rápido incremento de la resistividad del agua contenida en los poros en
la proximidades de 0o C. Por otro lado, para temperaturas mayores a 0o C, la resistividad de
las rocas decrece con el aumento de la temperatura, ya que ésta origina un incremento en la
movilidad de los iones responsables de la conducción eléctrica. En cuantoal efecto de la presión,
éste es mucho menor que el de la temperatura pero resulta de interés, por ejemplo, en estudios
de rocas ígneas que se encuentran a profundidades de aproximadamente 150 km . En este caso
se registra un decrecimiento de la resistividad con el aumento de la presión.
Resulta evidente por lo dicho hasta aquí que no existe una relación unívoca entre una roca
y su valor de resistividad, dado que la misma puede variar considerablemente por numerosos
factores. Sin embargo, debido a la extensión de los terrenos abarcados en una campaña geofísi-
ca, el margen de variación es reducido y por lo tanto pueden identificarse las distintas rocas
presentes en el lugar de estudio por sus valores de resistividad, aunque puedan existir algunas
ambigüedades en los resultados.
2.1 Propiedades Eléctromagnéticas de Suelos y Rocas 15
2.1.2. Propiedades Dieléctricas de Suelos y Rocas
Respecto a la propiedades dieléctricas de suelos y rocas existen muchos trabajos, tanto en
el ámbito experimental como en el teórico (Daniels, et al, 1988; Davis y Annan, 1989; Knight,
2001; Neal, 2004, etc.).
La mayoría de los materiales, tanto de origen geológico como cultural, son una mezcla
compleja de diferentes componentes con distintas propiedades dieléctricas. La forma y el tamaño
de los granos, las proporciones y distribución de los distintos tipos de granos junto con las
interacciones químicas y/o físicas entre los distintos componentes afectan el comportamiento
dieléctrico de un material. Además, como se mencionó previamente, la mayoría de los materiales
geológicos contienen un cierto grado de humedad, tanto como agua líquida dentro de los poros
como ligada a la red del mineral (como en algunas arcillas). Debido a que la permitividad del
agua es alta comparada con la de un mineral seco, un aumento aunque sea pequeño en el nivel
de humedad de un material produce un aumento considerable en su permitividad eléctrica. Por
lo tanto, las propiedades dieléctricas de los materiales geológicos dependen principalmente del
contenido de agua en dichos materiales, al igual que sucede con la conductividad eléctrica, y las
variaciones están asociadas generalmente con el cambio volumétrico del contenido de agua en
poros y/o fracturas dentro de los materiales estudiados.
En medios poco disipativos, las propiedades dieléctricas de los materiales que componen el
subsuelo son el control primario del comportamiento de un pulso EM que se propaga a través del
mismo, ya que la velocidad de propagación y el coeficiente de reflexión dependen fuertemente de
dicha propiedad. A frecuencias de radio bajas (dentro del rango de frecuencias en las que opera
el GPR) el agua posee una permitividad relativa ( r) de aproximadamente 80, mientras que para
los componentes sólidos de la mayoría de los suelos los valores de r se encuentran típicamente
entre 2 y 6. De esta manera los valores medidos de r para diferentes tipos de suelos, en donde
las contribuciones a la permitividad provienen tanto del contenido de agua como de los granos
sólidos, se encuentran entre 4 y 40. La velocidad de propagación de una onda de radio en el
aire resulta de aproximadamente 299.8 mm/ns y el rango de velocidades de propagación para
diferentes suelos barre un amplio rango de velocidades entre 5 a 15 cm/ns. En la tabla 2.2 se
muestra una lista de valores de r y de velocidades de propagación (υ) para diversos materiales,
tanto geológicos como de origen cultural (ver Reynolds, 1998)
Debido a las diversas composiciones que presentan los suelos, rocas, y el hielo en la natu-
raleza, sus parámetros dieléctricos pueden diferir significativamente aún para materiales nomi-
nalmente similares. Es útil agrupar esta diversidad en las siguientes clases: suelos (refiriéndose
a una mezcla de partículas minerales cuyas dimensiones son pequeñas en comparación con las
longitudes de onda de radio), agua en estado líquido, agua en estado sólido (nieve, hielo de
mar, hielo de agua dulce), rocas porosas o no porosas, suelo congelado y permafrost (suelo
permanentemente congelado).
2.2 Método Geoeléctrico o Resistivo 16
Material r υ (mm/s)
Aire 1 300
Agua dulce 81 33
Agua salada 81 33
Nieve polar 1.4-3 194-252
Hielo polar 3-3.15 168
Hielo puro 3.2 167
Hielo de lago 4 150
Permafrost 1-8 106-300
Arena (seca) 3-6 120-170
Arena (húmeda) 25-30 55-60
Arcilla (seca) 3 173
Arcilla (húmeda) 8-15 86-110
Suelo Agrícola 15 77
Granito 5-8 106-120
Dolomita 6.8-8 106-115
Basalto (húmedo) 8 106
Carbón 4-5 134-150
Cuarzo 4.3 145
Concreto 6-30 55-112
Asfalto 3-5 134-173
PVC, Epoxy, Polyester 3 173
Cuadro 2.2: constantes dieléctricas relativas y velocidades de propagación para ondas de radio, para
algunos materiales geológicos y urbanos (ver Reynolds, 1998).
2.2. Método Geoeléctrico o Resistivo
2.2.1. Principios de Operación
Mediante el método geoeléctrico se busca obtener una imagen del subsuelo en términos de
su distribución de resistividades eléctricas. Esta imagen muestra las variaciones de la resistivi-
dad de la corteza tanto laterales como en profundidad, lo que permite detectar y caracterizar
cuerpos o estructuras cuya resistividad difiera de las del medio circundante. Para obtener dicha
imagen se emplea una fuente artificial de corriente continua mediante la cual se inyecta cor-
riente de intensidad I a través de un par de electrodos A y B y se realizan mediciones de la
diferencia de potencial (V) en otros dos electrodos M y N -sensores- cuyas posiciones se eligen
convenientemente (ver fig. 2.1 ). Midiendo la intensidad de corriente inyectada en el suelo, la
diferencia de potencial y las distancias relativas entre los electrodos, se obtienen los datos de
campo a partir de los cuales se calcula la distribución de resistividades subsuperficiales. De esta
forma, se obtiene información del subsuelo con mediciones realizadas solamente en superficie, lo
cual imprime su carácter no destructivo y no invasivo a esta técnica de prospección.
Esta técnica fue desarrollada en la primera década del siglo XX (Ward, 1980). El primer
2.2 Método Geoeléctrico o Resistivo 17
Figura 2.1: Dispositivo utilizado en la prospección geoeléctrica
trabajo registrado en donde se utilizó el método geoeléctrico propiamente dicho para estudiar
la resistividad del suelo data del año 1912 (Schlumberger, 1920). El concepto de resistividad
aparente, fundamental para este método y que será explicado en la próxima sección de este
capítulo, fue introducido casi simultáneamente por Wenner (1912) y por Schlumberger (1920).
Sin embargo esta técnica empezó a utilizarse más asiduamente en la década del ’70 principal-
mente debido a la disponibilidad de computadoras que permitieron el procesamiento y análisis
de datos mediante la resolución de los problemas directo e inverso.
Dentro de las múltiples aplicaciones que tiene este método de prospección las más impor-
tantes y usuales son: la búsqueda de fuentes subterráneas de agua, el análisis de niveles de
contaminación de las mismas, búsqueda de reservorios minerales para explotación minera, iden-
tificación de la presencia de estructuras geológicas como fallas, contactos, etc., detección de
cavidades subterráneas tanto naturales como artificiales y en arqueología para realizar mapeos
extensivos de sitios arqueológicos con el fin de hallar edificaciones antiguas enterradas.
2.2.2. Fundamentos Teóricos
Para abordar el problema matemáticamente, se considera una corriente uniforme atravesan-
do un medio isótropo y homogéneo de resistividad uniforme ρ. La densidad de corriente J y el
campo eléctrico E cumplen la ley de Ohm: J=1ρE y a su vez el campo eléctrico es el gradiente
de un potencial E = −∇Φ. En medios de conductividad finita no se produce acumulación de
cargas y se cumple entonces: ∇ · J = 0. Si ρ es constante, a partir de las tres expresiones para
J, E y ∇ · J previamente expuestas se obtiene que en el medio debe cumplirse la ecuación de
Laplace para el potencial:
52Φ = 0 (2.2)
Si se considera queel electrodo B se encuentra en el infinito la corriente fluye del electrodo
A a través del suelo en forma radial (se considera al electrodo puntual). Si se traza alrededor
del electrodo A (dentro del semiespacio inferior) una superficie semiesférica, en cualquier punto
de ella, por razones de simetría, la densidad de corriente J tendrá el mismo valor en toda la
superficie y estará dirigida radialmente (ver fig. 2.2).
2.2 Método Geoeléctrico o Resistivo 18
Figura 2.2: Un electrodo enterrado en un semiespacio de resistividad uniforme
La integral de J sobre la superficie semiesférica será igual a la intensidad de corriente total
I, por lo que, si el radio es r, se tendrá
I = 2πr2 (2.3)
y por lo tanto, utilizando la ley de Ohm se obtiene una expresión para el módulo del campo
eléctrico en un punto a una distancia r de A
|E| = Iρ
2πr2
(2.4)
La diferencia de potencial entre dos puntos cualesquiera M y N está dada según
ΦAMN =
Iρ
2π
Z M
N
dr
r2
=
Iρ
2π
µ
1
AM
− 1
AN
¶
(2.5)
donde AM representa la distancia entre el electrodo A y el electrodo M, y AN la distancia
entre el electrodo A y el N.
Si ahora se considera que los electrodos A y B están separados por una distancia finita y si se
asume que la tierra es un medio lineal, entonces las corrientes eléctricas satisfacen el principio de
superposición y la diferencia de potencial entre los electrodos M y N queda dada por la siguiente
expresión:
ΦMN = Φ
A
MN +Φ
B
MN =
Iρ
2π
µµ
1
AM
− 1
AN
¶
−
µ
1
BM
− 1
BN
¶¶
(2.6)
El segundo término de esta ecuación tiene dos factores, uno que incluye la resistividad ρ
y la intensidad de corriente I, y otro que describe la disposición geométrica de los electrodos,
es decir, los parámetros geométricos del sistema. La ec. (2.6) puede reordenarse de la siguiente
forma:
2.2 Método Geoeléctrico o Resistivo 19
ρ = k
ΦMN
I
(2.7)
donde k es el factor geométrico que guarda la información de la disposición espacial de los
electrodos de la siguiente forma:
k =
2π¡
1
AM +
1
BM −
1
AN −
1
BN
¢ (2.8)
La ec. (2.7) muestra de qué manera se puede obtener el valor de la resistividad de un subsuelo
homogéneo, cualesquiera sean la intensidad de corriente y la distribución de electrodos que se
utilice.
Hasta aquí se ha analizado el caso en que se inyecta corriente en un suelo de resistividad
uniforme. Sin embargo en la naturaleza no se encuentra esta situación. En presencia de un suelo
no homogéneo, la corriente atraviesa diferentes medios con distintas resistividades. Resulta evi-
dente entonces que, en presencia de un suelo no homogéneo, la ec. (2.7) no da como resultado
una resistividad eléctrica propiamente dicha. Es por esto que a este resultado se lo denomina
resistividad aparente (ρa). La resistividad aparente no es una propiedad física de los distintos
medios subsuperficiales, ni es un valor medio sino que depende de la distribución de las resis-
tividades reales del subsuelo y de la disposición de los electrodos utilizada. Solamente en el caso
de estar en presencia de un suelo de resisitvidad uniforme, resistividad y resistividad aparente
coinciden. De esta manera, la variable experimental que expresa los resultados de las mediciones
en una prospección geoléctrica es la resistividad aparente, y los valores reales de resistividad
eléctrica se obtienen a partir de los valores de resistividad aparente medidos mediante diferentes
técnicas de interpretación y análisis de estos datos.
2.2.3. Dispositivos Electródicos
Como se expuso en la sección anterior, los valores de resistividad aparente obtenidos en el
campo dependen de la disposición espacial de los electrodos de corriente y de potencial, como
lo muestra explícitamente la ec. (2.7), a través del factor geométrico k. Los electrodos pueden
adoptar cualquier disposición geométrica sobre el plano que representa la superficie del terreno.
Dicha disposición espacial de los electrodos recibe el nombre de configuración electródica. Si
bien existen varios tipos de configuraciones que se emplean en el trabajo de campo, aquí sólo
se mencionarán las más utilizadas. Un dispositivo electródico consta, en general, de cuatro
electrodos, dos de ellos (A y B) por los que la corriente es inyectada en el suelo y otros dos (M y N)
entre los cuales se mide la diferencia de potencial. Los electrodos A y B se denominan electrodos
de corriente y los M y N electrodos de potencial. En general los electrodos se distribuyen a lo
largo de una línea, pero existen configuraciones en donde la disposición de los electrodos no es
lineal.
2.2 Método Geoeléctrico o Resistivo 20
En la fig. 2.3 se muestran algunas de las configuraciones más utilizadas: Wenner, Schlum-
berger, Dipolo-Dipolo, Polo-Dipolo y Cuadrada junto con la expresión para el factor geométrico
de cada una
Figura 2.3: Esquema de la disposición de los electrodos para diferentes configuraciones electródicas junto
con sus respectivos factores geoemétricos.
En todas las configuraciones mencionadas, salvo la Cuadrada, los electrodos se colocan a
lo largo de una línea. En la configuración Wenner (fig. 2.3.I) los electrodos se distribuyen en el
siguiente orden: AMNB cumpliéndose que la distancia entre electrodos consecutivos es la misma.
En la configuración Schlumberger (fig. 2.3.II) el orden es el mismo pero la distancia entre los
electrodos de corriente es mucho mayor que entre los electrodos de potencial. Si bien en general
los electrodos se colocan en forma simétrica con respecto al punto medio entre los electrodos
de corriente, no es necesario que éste sea siempre el caso. En la configuración Dipolo-Dipolo
(fig. 2.3.III) el orden de los electrodos es diferente: ABMN y los electrodos de corriente y los de
potencial se encuentran igualmente distanciados entre si pero muy alejados unos de otros. En la
configuración Polo-Dipolo (fig. 2.3.IV) el electrodo de corriente B se coloca a una gran distancia
2.2 Método Geoeléctrico o Resistivo 21
respecto del resto de los electrodos, los cuales pueden colocarse de manera arbitraria. Al estar
el electrodo B muy alejado del resto no resulta necesario que se encuentre alineado con ellos.
En la configuración Cuadrada (fig. 2.3.V) los electrodos no se encuentran alineados sino que sus
posiciones coinciden con las esquinas de un cuadrado.
Cada configuración posee su propia sensibilidad y resolución según las distancias entre elec-
trodos utilizadas y el modo en que se implemente. Según las dimensiones y/o profundidades
de los rasgos o estructuras que se desea encontrar y de sus contrastes de resistividad se debe
elegir la configuración adecuada y el modo conveniente de implementarla. Además, cada dis-
positivo electródico presenta ventajas y desventajas. La elección del dispositivo dependerá de
distintos factores tales como el espacio y tiempo disponibles para desplegar la configuración del
dispositivo, la practicidad para llevarlo a cabo, su sensibilidad, su resolución, etc. Por ejemplo,
la configuración Wenner presenta una alta sensibilidad para detectar objetos enterrados a pro-
fundidades someras por sobre otro tipo de arreglos como el de Schlumberger, el cual resulta
conveniente a la hora de realizar estudios de grandes profundidades. En cambio, la configuración
Dipolo-Dipolo presenta alta sensibilidad a contrastes laterales de resistividad, sin tener tan alta
sensibilidad en lo que a contrastes en profundidad concierne. También se debe tener en cuenta
que la utilización de diferentes configuraciones electródicas en un medio que presenta contrastes
de resistividad va a producir anomalías cuyo aspecto en general presenta marcadas diferencias
según el tipo de configuración utilizada. Por esto, resulta importante estimar el tipo de anomalía
que presenta la estructura estudiada de forma tal que se pueda elegir la configuración y el modo
de implementarla convenientemente antes de comenzar el estudio intensivo de la zona de interés.
2.2.4. Procedimientos de Campo, Profundidad de Penetración y ResoluciónEn las prospecciones geoeléctricas hay dos procedimientos de campo básicos: los sondeos de
profundidad para determinar la variación vertical de la resistividad, denominados Sondeos Eléc-
tricos Verticales (SEV), y los mapeos laterales en los cuales se buscan variaciones de resistividad
tanto laterales como en profundidad.
Sondeos Eléctricos Verticales
En un SEV se toman mediciones de los valores de resistividad aparente en un punto de sondeo
fijo para distintas profundidades de penetración de la corriente. Esto permite detectar cambios
de resistividad vertical en el subsuelo. Así se puede obtener información sobre la profundidad de
estructuras enterradas aunque no sobre su extensión lateral. Este tipo de procedimiento resulta
óptimo para estudiar y caracterizar capas subsuperficiales horizontales o de inclinación suave
que posean diferentes resistividades. Por eso este método se utiliza para hallar la profundidad de
la cubierta, para determinar la profundidad, estructura y resistividad de un estrato sedimentario
horizontal y de la base del basamento.
2.2 Método Geoeléctrico o Resistivo 22
La profundidad de penetración de la corriente en un SEV depende de muchos factores y no
puede determinarse a priori. Para un suelo uniforme se puede demostrar (Telford et al. 1990) que
el 50% de la corriente circula a una profundidad equivalente a la mitad de la distancia entre los
electrodos de corriente (AB/2) en el caso de utilizarse la configuración Wenner, Schlumberger o
cualquier otra configuración simétrica. Por esta razón se toma en un principio esa distancia como
la profundidad alcanzada por una medición dada una distribución electródica determinada. Sin
embargo, puede ocurrir que la penetración no crezca a partir de un cierto valor; esto puede
suceder, por ejemplo, en el caso de existir una capa perfectamente aislante o perfectamente
conductora a esa profundidad, por lo cual la corriente no puede pasar por debajo de dicha
capa. Además debe recordarse que la profundidad de penetración propuesta es válida para
suelos uniformes solamente. La verdadera penetración del sondeo se obtiene realizando el análisis
cuantitativo de los datos.
Entonces, para las configuraciones Wenner y Schlumberger la forma de obtener una mayor
profundidad de penetración de la corriente es alejando los electrodos de corriente uno respecto
del otro. En el caso de utilizar la configuración Wenner, se alejan los electrodos de corriente y
los de potencial de manera tal que la distancia entre electrodos consecutivos sea igual, aunque
mayor (fig. 2.4.I). En el caso de utilizarse la configuración Schlumberger no resulta necesario
mover los electrodos de potencial (fig. 2.4.II), siempre y cuando las distancias que se mantengan
permitan una buena resolución de la medición, lo cual hace a esta configuración muy práctica en
el campo. El punto de sondeo se toma como el punto medio entre los electrodos A y B para ambas
configuraciones. Para mantener el punto de sondeo fijo se mueven los electrodos simétricamente
respecto de este punto.
Figura 2.4: Configuraciones I) Wenner y II) Schlumberger con aperturas crecientes de electrodos mante-
niendo el punto de sondeo fijo utilizadas para llevar a cabo un SEV.
En el caso de la configuración Dipolo-Dipolo, el proceso es análogo, pero se obtiene una
mayor profundidad de penetración de la corriente incrementando la distancia entre los electrodos
B y M (fig. 2.5). El punto de sondeo se toma como el punto medio del arreglo y la profundidad
de penetración de la corriente se estima como la distancia BM.
Si se utiliza la configuración cuadrada, el centro del cuadrado se mantiene fijo aumentando
2.2 Método Geoeléctrico o Resistivo 23
Figura 2.5: Configuraciones Dipolo-Diplo con aperturas crecientes de electrodos manteniendo el punto de
sondeo fijo utilizadas para llevar a cabo un SEV.
la longitud de sus lados para mantener el punto de sondeo. Esta configuración rara vez se utiliza
para un SEV ya que se emplea generalmente para prospecciones de baja profundidad.
Las configuraciones más utilizadas para realizar sondeos eléctricos verticales son Wenner y
Schlumberger. Dado que al utilizar la configuración Schlumberger no es necesario mover todos
los electrodos para cada medición, es el dispositivo más utilizado en el campo para llevar a cabo
un SEV, sobre todo si las profundidades de sondeo involucradas son importantes. Por ejemplo, se
han realizado sondeos utilizando esta configuración con aperturas entre electrodos de corriente
de 150 km, 340 km y hasta 600 km (Blohm y Flathe en el año 1970, Vanzijl y Joubert, 1975 y
Van Zijil et al. 1970 respectivamente). La configuración Dipolo-Dipolo no suele utilizarse pues
se necesitan generadores de corriente muy poderosos para alcanzar profundidades importantes.
Mapeos Laterales
En estos sondeos se buscan variaciones tantos laterales como en profundidad de la resistivi-
dad a lo largo de una línea o perfil. Para esto, a la vez que se busca una mayor penetración de
la corriente, el punto de sondeo no se mantiene fijo, sino que va ocupando diferentes posiciones
a la largo de un perfil determinado. Un mapeo lateral resulta ideal a la hora de buscar objetos
o rasgos aislados que presentan un contraste de resistividad con el medio que los rodea.
La configuración Dipolo-Dipolo es la más empleada por su alta sensibilidad y resolución para
contrastes laterales de resistividad. Para llevar a cabo un sondeo lateral con esta configuración
primero se define la línea (o perfil) de interés, la cual presentará una dada longitud. Luego se
colocan los electrodos consecutivos al comienzo de la línea de manera tal que se encuentren
separados a distancias iguales (a), siendo el punto de sondeo el punto medio entre los electrodos
B y M (fig. 2.6.I). Una vez tomada la medición de resistividad aparente, dejando los electrodos de
corriente fijos, se mueven los de potencial una distancia a cada uno, quedando así los electrodos
B y M distanciados en 2a , con lo que el punto de sondeo se corrió una distancia 3a/2 (fig.
2.6.II). Este procedimiento se repite un número n de veces con lo cual el punto de sondeo se
desplaza lateralmente hasta una distancia na. En general, el n máximo puede alcanzar valores
entre 6 y 9 dependiendo de la profundidad deseada para la prospección. Una vez terminada la
serie de mediciones descripta, se mueven los electrodos de corriente cada uno una distancia a
2.2 Método Geoeléctrico o Resistivo 24
(fig. 2.6.III) y se repite el mismo procedimiento hasta el final de la línea (fig. 2.6.IV). Se dice
que se realizó un sondeo utilizando la configuración Dipolo-Dipolo con aperturas electródicas de
distancia a.
Figura 2.6: Esquema de la secuencia de medición al realizar un mapeo lateral utilizando la configuración
electródica Dipolo-Dipolo. X indica el punto de sondeo en la configuración indicada y los círculos, los
puntos de sondeos previamente registrados.
Los valores obtenidos para la resistividad aparente en cada medición se grafican en lo que
se conoce como una pseudosección. Cada valor obtenido en una medición se grafica en un plano
(fig. 2.6.IV) y se lo ubica según la posición del punto de sondeo en la dirección horizontal y a una
profundidad na en la dirección vertical. Generalmente se le asigna a cada valor de resistividad
aparente obtenido un color.
Otra configuración que también se utiliza para realizar sondeos laterales es Wenner, siguien-
do un procedimiento análogo al descrito para Dipolo-Dipolo. En esta configuración se colocan los
electrodos separados una distancia a y de acuerdo al orden correspondiente al comienzo del perfil
(fig. 2.7.I). Luego, dejando fijo el electrodo de corriente A, se mueven los otros tres electrodos
de manera tal que la distancia entre electrodos consecutivos sea 2a (fig. 2.7.II). De esta manera
aumenta la profundidad de penetración de la corriente y se desplaza el punto de sondeo a una
distancia equivalente a. El procedimiento se repite n vecessegún las necesidades de cada caso
particular. Una vez terminada la serie de mediciones se mueve el electrodo A una distancia a y
se repite el procedimiento (fig. 2.7.III). De esta forma se lleva a cabo un sondeo lateral utilizando
la configuración Wenner con aperturas de valor a y se obtiene la pseudosección correspondiente
(fig. 2.7.IV).
Los valores de resistividad aparente obtenidos en una pseudosección dependen de la dis-
tribución de resistividades del suelo y del tipo de configuración utilizada. La relación entre las
resistividades de la subsuperficie y los valores de resistividad aparente obtenidos para una da-
da configuración no es evidente ni sencilla. Se puede obtener información cualitativa a partir
de la pseudosección, pero los valores reales se obtienen mediante cálculos numéricos que serán
expuestos más adelante en este trabajo.
Dado el objetivo particular del sondeo que se esté llevando a cabo, se deben implementar las
distintas configuraciones ajustando tanto la resolución lateral como la vertical. La primera está
dada por la separación entre electrodos, es decir que tanto en Dipolo-Dipolo como en Wenner
la resolución lateral es a, y la segunda es la mitad de esa distancia, es decir, a/2. Se debe
2.2 Método Geoeléctrico o Resistivo 25
Figura 2.7: Esquema de la secuencia de medición al realizar un mapeo lateral utilizando la configuración
electródica Wenner.
tener en cuenta que estos valores son estimativos ya que pueden modificarse dependiendo de la
distribución de resistividad del subsuelo. Para estimar la profundidad de penetración se utiliza
el mismo criterio que el expuesto para los SEV, es decir, la mitad de la distancia entre los
electrodos de corriente.
Cabe mencionar que también se pueden efectuar mapeos laterales realizando varios SEV a
lo largo de una línea; en otras palabras, tener varios puntos de sondeo a lo largo de un perfil.
Cada punto de sondeo es denominado estación. Para cada SEV se utiliza la configuración que se
considere más conveniente, en general Wenner y/o Schlumberger. En cada estación se practican
sondeos paralelos a la línea del perfil —en los que la dirección de apertura de los electrodos es la
misma que la del perfil- y sondeos perpendiculares al mismo. La resolución de un sondeo lateral
ejecutado de este modo depende de la distancia entre las estaciones y de las aperturas utilizadas
en cada una. Este tipo de procedimiento resulta apropiado cuando se busca alcanzar grandes
profundidades de penetración en grandes extensiones (por ejemplo, seguir una napa de agua) en
cuyo caso los mapeos laterales no son adecuados (ver por ejemplo Osella et al., 2002).
2.2.5. Análisis de Datos
Tanto para el método geoeléctrico como para cualquier técnica de prospección geofísica, el
análisis de los datos obtenidos en el campo se lleva a cabo básicamente de dos formas: resolviendo
el problema directo o el problema inverso. El problema directo predice resultados cuando la
geología y la física del medio son conocidas, y el problema inverso construye un modelo razonable
de la distribución de la propiedad física de interés en el subsuelo, a partir de los datos obtenidos
en superficie. Para ambos casos es necesario suponer un determinado tipo de distribución de la
propiedad física de interés. El subsuelo puede modelarse en forma unidimensional (1D) (modelo
de capas), bidimensional (2D) o tridimensional (3D). Para el método geoeléctrico el problema
directo está resuelto para modelos 1D, 2D y 3D del subsuelo. La solución del problema directo
para un suelo estratificado (1D) fue hallada por primera vez por Stefanesco (1930). Para suelos
2D el problema puede abordarse, básicamente, en tres formas: el método de diferencias finitas
2.3 Georadar 26
(Mufti, 1976; Locke, 1995), el de elementos finitos (Coggon, 1971) y el método de Rayleigh-
Fourier (Osella et al., 2000). Para suelos 3D el problema está resuelto utilizando la técnica de
diferencias finitas (Dey et al., 1979; Spitzer, 1995).
Sin embargo la mayor ventaja que posee el método geoeléctrico, por sobre otros métodos de
prospección, es que también está resuelto el problema inverso para todo tipo de suelos: 1D, 2D
o 3D. Uno de lo códigos pioneros en la inversión 1D de los datos de campo fue el de VOZOFF
(Jupp, 1975). En el caso de asumir un modelo 2D o 3D de la tierra, la técnica más utilizada
para resolver el problema inverso es diferencias finitas (Locke et al., 1996; Oldenburg et al.,
1993). Debido a la importante cantidad de tiempo requerido para obtener una grilla de datos
que permita realizar una inversión 3D confiable, recién en la actualidad se están realizando los
primeros estudios 3D.
Es importante remarcar que el problema inverso no tiene solución única. Por lo tanto resulta
necesario contar con información adicional ya sea la aplicación de diferentes métodos geofísicos,
cartas geoelógicas, información de pozo, documentación histórica, etc. con el fin de evitar am-
bigüedades en la interpretación de los datos.
2.3. Georadar
2.3.1. Principios de Operación
El Georadar (GPR) es una técnica de prospección geofísica no destructiva y no invasiva
que permite detectar discontinuidades en las propiedades electromagnéticas de las primeras
capas de la subsuperficie (hasta 50 m de profundidad aproximadamente). Mediante la emisión,
propagación, reflexión y recepción de pulsos electromagnéticos de alta frecuencia (en el rango de
las frecuencias de radio, entre 100 MHz y 1 GHz) en el subsuelo se pueden detectar objetos y/o
rasgos enterrados cuyas propiedades electromagnéticas difieran de las del medio circundante. Si
bien las propiedades físicas que determinan el comportamiento del un pulso EM que se propaga
en un determinado subsuelo son su conductividad eléctrica (σ), su permitividad eléctrica ( ) y su
permeabilidad magnética (µ), el GPR básicamente detecta contrastes en la permitividad. El GPR
logra alcanzar una alta resolución de sondeo detectando rasgos del orden de unos centímetros,
abarcando grandes áreas de estudio (centenas de metros cuadrados) en comparación con otros
métodos geofísicos. Debido a su alta resolución, a que es un método rápido y a la importancia que
las capas más superficiales tienen para el hombre (ahí se encuentran la mayoría de los recursos
naturales utilizados así como diversos objetos de interés cultural), este método posee muchas
aplicaciones en diversas áreas:
- geología: mapeo de estratigrafía de suelos, exploración minera y evaluación de recursos, local-
ización de fallas, diques, etc.
- medio ambiente: estudio de aguas subterráneas, mapeo de plumas contaminantes, localización
de pérdidas de gas, de tanques de hidrocarburos enterrados, etc.
2.3 Georadar 27
- ingeniería civil: análisis de rutas pavimentadas, detección de cavidades, testeo de materiales
de construcción, etc.
- glaciología: mapeo de la profundidad de una capa de hielo, estudio de movimiento de glaciares,
mapeo de conductos de agua en glaciares, etc.
- arqueología: localización de estructuras arqueológicas enterradas, mapeos previos a excava-
ciones, detección de tumbas, cavidades, saqueos, etc.
- forense: detección de objetos y/o cuerpos enterrados.
La sigla RADAR proviene de “Radio Detection And Ranging” y se refiere al uso de señales
electromagnéticas para detectar en forma remota la presencia de objetos de interés (esto incluye
radares atmosféricos, submarinos y los georadares). El primer estudio de prospección en el cual se
utilizó un georadar se realizó en Australia en 1929 para determinar la profundidad de la capa de
hielo de un glaciar (Stern, 1929, 1930). Sin embargo recién hacia fines de la década del 50 empezó
a estudiarse de manera sistemática la habilidad del radar para “ver” dentro de la subsuperficie,
no solamente para detectar la profundidad de una capa de hielo sino también para mapear y
caracterizar la estratigrafía del subsuelo y la profundidad de las napas de agua. A principios de
la década del 70 el estudio de esta técnicade prospección recibió un nuevo impulso luego de su
implementación en suelo lunar, a través del "Surface Electrical Experiment"de la misión espacial
Apollo 17. En la década del 80 los radares comenzaron a producirse comercialmente y de esta
manera a implementarse y a estudiarse sus posibilidades en los diversos campos en donde hoy en
día se lo utiliza (para mayor detalle sobre el desarrollo histórico del georadar y sus aplicaciones
ver por ejemplo: Davis et Anan 1989; Daniels et al, 1988).
Un georadar envía pulsos electromagnéticos de alta frecuencia (100 MHz a 1GHz aproxi-
madamente) al subsuelo mediante una antena emisora y registra las reflexiones que sufre este
pulso al propagarse mediante una antena receptora (Imai et al„ 1987; Daniels et al., 1988, Davis
and Annan, 1989; Neal, 2004). El tiempo que tarda el pulso en ser reflejado provee información
sobre la profundidad del contraste en permitividad (debido a la presencia de un objeto y/o
rasgo) responsable de dicha reflexión, siempre que se conozca la velocidad de propagación del
pulso y las posiciones relativas entre las antenas emisora y receptora. En la fig. 2.8 se muestra
un diagrama de bloques de los principales procesos involucrados en la implementación de un
georadar. La antena emisora (T) emite un pulso EM que se propaga en el subsuelo y la antena
receptora (R) recibe la reflexión que sufre dicho impulso en una dicontinuidad, registrando el
tiempo de arribo de dicha reflexión. Muchos de los equipos de radar permiten llevar un primer
procesamiento de los datos (previamente especificado según los objetivos del sondeo) y poseen
una interfase gráfica que permite visualizar los datos in situ. Una vez adquiridos los datos en
el campo, éstos son procesados con el fin de resaltar los rasgos de interés y eliminar, cuando es
posible, las señales no deseadas.
Si bien el pulso emitido contiene varias frecuencias, se identifica a las antenas con la frecuen-
cia central de dicho pulso, siendo generalmente las más utilizadas las de 100, 200, 500 y hasta
1GHz.
2.3 Georadar 28
Figura 2.8: Diagrama en bloques mostrando el modo de funcionamiento básico de un georadar.
El éxito o fracaso de la implementación del georadar para un determinado problema depende
de que se logren alcanzar los siguientes objetivos:
i) un acoplamiento eficiente del pulso EM en el subsuelo
ii) una adecuada profundidad de penetración en el suelo de la señal emitida, según los
objetivos del estudio de prospección
iii) que los rasgos y/o objetos enterrados de interés produzcan reflexiones cuyas amplitudes
sean lo suficientemente grandes como para ser detectadas en la superficie
iv) un ancho de banda para la señal emitida que se adecue a la resolución requerida.
La esencia de esta técnica de prospección no difiere significativamente de los radares atmos-
féricos. Sin embargo, los factores que rigen el diseño de un georadar (transducción, transmisión,
la naturaleza de la señal recibida y la información que contiene) presentan particularidades, en
especial debido a la disipación de la señal al propagarse en un suelo conductor y a las caracterís-
ticas de los objetos de interés. Los principales factores que definen la elección de un georadar
por sobre otro son: el conjunto de propiedades electromagnéticas del subsuelo, la profundidad
de penetración del pulso requerida y las dimensiones de los objetos estudiados. Estos factores
afectan directamente la elección de la antena, el diseño de la campaña y el tipo de procesamiento
que se dará a los datos adquiridos.
2.3.2. Fundamentos Teóricos
La imagen del subsuelo obtenida mediante la utilización del GPR resulta de la interacción
entre el pulso EM transmitido por el mismo y la generalmente compleja distribución de las
propiedades electromagnéticas del suelo. Un pulso EM está formado por la superposición de
varias ondas EM planas de diferentes frecuencias. Como las ecuaciones de Maxwell son lineales,
para suelos lineales, isótropos y homogéneos, se estudiará la propagación de una onda plana
2.3 Georadar 29
de frecuencia ω en un medio conductor y el comportamiento de un pulso EM se obtendrá su-
perponiendo las soluciones correspondientes a diferentes frecuencias. El comportamiento de una
onda EM plana al propagarse a través de un medio de conductividad eléctrica (σ), permitividad
eléctrica ( ) y susceptibilidad magnética (µ) se obtiene a partir de la solución de las ecuaciones
de Maxwell en ausencia de fuentes. De esta forma se obtiene que el número de onda k queda
determinado por la siguiente expresión compleja (Jackson, 1975):
k2 = µ
ω2
c2
µ
1 + i
4πσ
ω
¶
(2.9)
Debido a su naturaleza compleja se puede escribir a k como: k =
α
2
+ iβ de manera tal que
α
2
=
√
µ
ω
c
⎡⎣
q
1 +
¡
σ
ω
¢2 − 1
2
⎤⎦
1
2
(2.10)
β =
√
µ
ω
c
⎡⎣
q
1 +
¡
σ
ω
¢2
+ 1
2
⎤⎦
1
2
(2.11)
donde c es la velocidad de la luz en el vacío. La expresión para los campos eléctrico (E) y
magnético (H) obtenidos presenta la siguiente forma:
E = Eoe
−α2 n.xeiβn.x−iωt (2.12)
H =Hoe
−α2 n.xeiβn.x−iωt (2.13)
donde n es un vector de módulo unitario en la dirección del vector de propagación k,
Eo y Bo son las amplitudes complejas de dichos campos y el parámetro α es la constante de
atenuación o coeficiente de absorción. Las expresiones obtenidas para los campos (ec. 2.12 y 2.13)
muestran que éstos sufren un decaimiento exponencial con la distancia dado por el coeficiente de
atenuación α. La ec. 2.10 evidencia que α depende de la conductividad del medio de manera tal
que a mayor conductividad mayor es la atenuación de la onda producida y que la misma se anula
en el caso de conductividad nula. Además, la ec. 2.10 muestra que la disipación de energía de la
onda depende también de la frecuencia cumpliéndose que a mayor frecuencia mayor atenuación.
Entonces un pulso electromagnético no solamente sufrirá disipación al propagarse a través de un
medio conductor sino que también se distorsionará ya que las componentes de mayor frecuencia
se atenuarán más rápidamente que las de menor frecuencia.
En presencia de un material de baja conductividad ( σω ¿ 1) y asumiendo que µ = µo
(siendo µo la permeabilidad en el vacío) se obtienen las siguientes expresiones simplificadas para
la velocidad de propagación (υ) y la constante de atenuación α de una onda plana:
2.3 Georadar 30
υ =
ω
β
' 1√
µo
(2.14)
α ' σ
2
r
µo (2.15)
Las expresiones 2.14 y 2.15 muestran que en estas condiciones la permitividad eléctrica
controla la velocidad de propagación mientras que la conductividad tiene un efecto importante
en la atenuación de la onda. Además puede observarse que ninguna de las dos expresiones
depende de ω y por lo tanto un pulso EM no sufre deformaciones. Por esto el GPR funciona
bien en regiones compuestas por suelos o materiales que tienden a presentar un comportamiento
resistivo (arenas, gravas, hielo, etc.), pero presenta un uso limitado, y poco explorado, en suelos
compuestos por materiales más conductores como por ejemplo las arcillas.
La profundidad a la que la amplitud de la onda se reduce 1/e de su valor inicial se denomina
“skin depth” (δ) y resulta inversamente proporcional a α. En condiciones tales que ( σω ¿ 1) se
obtiene (ver ec. 2.15): δ ' 2
σ
r
µo
. Es importante mencionar que esta “skin depth” no es igual
a la profundidad de penetración de un georadar para la cual entran en consideración además
otros factores que se detallarán más adelante.
La disipación que produce un medio conductor en una señal EM no es el único factor que re-
duce la amplitud de dicha señal. La señal EM emitida por un georadar se reduce también cuando
ésta se encuentra con una interfase que separa dos zonas u objetos que poseen propiedades elec-
tromagnéticas distintas. En el caso de incidencia normal, sin considerar otros efectos disipativos,
y asumiendo que en ambos medios µ = µo (lo cual es una buena aproximación salvo en presencia
de medios ferromagnéticos) se obtiene que el coeficiente de reflexión (R)depende del contraste
entre las velocidades de propagación de cada medio, es decir, del contraste de permitividades,
de la siguiente forma:
R =
√
2 −
√
1√
2 +
√
1
(2.16)
en el caso en que la señal incide desde el medio con permitividad 1. En todos los casos
la magnitud de R se encuentra dentro del rango ±1. La proporción de amplitud transmitida
resulta: 1−R.
Además de las pérdidas de energía causadas por la atenuación de la señal anteriormente des-
cripta y la reflexión-transmisión en las interfaces, la divergencia geométrica de la señal también
produce una disminución de la energía de la misma. Si bien las antenas están diseñadas para
que la señal se transmita en dirección perpendicular a la superficie, dicha señal al propagarse
en el suelo, va iluminando áreas cada vez más grandes describiendo un cono. A medida que la
señal se aleja de la antena transmisora el área iluminada por dicha señal aumenta, causando
una reducción en la energía por unidad de área que va como 1/r2, donde r mide la distancia
recorrida por la señal en dirección perpendicular a la antena. Por otro lado, toda fluctuación
2.3 Georadar 31
en la permitividad del suelo, en dimensiones del mismo orden que la longitud de onda de la
señal, produce scattering de la energía incidente, lo cual también reduce la energía que llega al
receptor.
Todos los procesos de reducción de la energía que llega al receptor descriptos hasta aquí es-
tán relacionados con las características geológicas de la subsuperficie. Pero también se producen
pérdidas de energía debido a las características instrumentales del sistema de georadar utiliza-
do como por ejemplo: las inherentes a la eficiencia del dispositivo y las debidas al imperfecto
acoplamiento de la señal emitida en la interfaz aire-suelo. La proporción de pérdida de energía
debida a estos factores depende de la efectividad del equipo utilizado.
En este contexto, uno de los principales requisitos para la implementación del georadar es
lograr que las señales reflejadas posean una amplitud lo suficientemente grande como para ser
detectadas y diferenciadas de otro tipo de señales como por ejemplo el ruido ambiental.
2.3.3. Dispositivo Experimental, Resolución Vertical y Horizontal
Existen básicamente tres formas de implementar el georadar en el campo: perfiles de reflexión
en single folding, sondeos de punto medio común (common mid-point sounding-CMP-) también
conocidos como perfiles de reflexión y refracción (wide angle reflection and refraction -WARR-)
y tomografía de radar.
En el primero las antenas emisora y receptora del radar se mantienen a una distancia fija y
se trasladan a lo largo de una línea o perfil (ver fig. 2.9 a). En cada estación de medición (o scan)
se emite un pulso EM y se registran las reflexiones que sufrió dicho pulso junto con el tiempo en
que dichas reflexiones fueron captadas por la antena receptora. Para cada estación se obtiene un
gráfico de potencial en función del tiempo. Los datos adquiridos en el campo se muestran en una
sección cuyo eje vertical corresponde al tiempo y cuyo eje horizontal corresponde a la posición
de la antena a lo largo del perfil de medición como se muestra en la fig. 2.9 b). A este tipo de
gráficos se los denomina radargramas. Si se utiliza la misma antena para emisión y recepción se
dice que se trabaja en el modo monoestático; si en cambio las antenas emisora y receptora son
distintas se dice que se trabaja en el modo biestático.
Para determinar la profundidad de los reflectores es necesario conocer la velocidad de propa-
gación de la señal en el suelo. Ésta puede obtenerse a partir de estudios independientes o mediante
la asociación de dichos reflectores con la estratigrafía del lugar, ya sea mediante cartas geológicas
disponibles o a partir de información de pozo. Este tipo de sondeo es el utilizado en este trabajo.
Los sondeos de punto medio común y de reflexión y refracción se utilizan para estimar
la velocidad de propagación de la señal de radar en el suelo en función de la profundidad.
En el primero las antenas emisora y receptoras varían sus distancias relativas pero de manera
tal que el punto medio entre ellas permanece fijo. En general, se procede alejando las antenas
simétricamente respecto al punto medio. Si el medio es uniforme puede obtenerse la velocidad
de propagación de la señal en dicho material en función de la profundidad para el punto medio
entre las antenas. La diferencia entre este tipo de perfil y los perfiles de reflexión y refracción es
2.3 Georadar 32
Figura 2.9: a) esquema de la utilización de un georadar para obtener un perfil de reflexión; b) radargrama
ideal obtenido
que en este último la antena emisora se mantiene fija y la receptora se aleja progresivamente de
ésta. En el caso de que los reflectores sean planos y horizontales (o con una pequeña inclinación),
que el medio sea uniforme y que las características del reflector no cambien a lo largo del perfil,
la implementación de este tipo de sondeo permite también calcular la velocidad de propagación
en el subsuelo.
Para llevar a cabo una tomografía de radar se requiere que una de las antenas por lo menos
(tanto la emisora como la receptora) pueda ser colocada dentro de un pozo (borehole) o galería;
esto ocurre generalmente en minas o cavidades subterráneas. Puede ocurrir que una de las
antenas se encuentre dentro del pozo, y la otra sobre la superficie; o que ambas se encuentren en
pozos diferentes. La señal emitida atraviesa el medio y conociendo la distancia entre las antenas
se puede obtener la velocidad de propagación de la señal si el medio es uniforme. Si también se
pueden conocer la amplitud de la señal emitida y la recibida es posible obtener el coeficiente de
atenuación correspondiente a dicho medio.
La resolución vertical de un georadar es su capacidad de distinguir dos señales cercanas en
el tiempo mientras que la horizontal es su habilidad para distinguir dos objetos separados en
la dirección horizontal. La primera está relacionada con la frecuencia central del pulso emitido
por el radar. Cada pulso posee un determinado ancho de banda en frecuencias y longitudes de
onda. A mayor extensión temporal del pulso, menor resulta el ancho de banda en frecuencias.
Los georadares se diseñan de manera tal que el ancho de banda coincida con la frecuencia central
del pulso. Es por esto que para caracterizar al pulso emitido es usual referirse indistintamente
tanto a su frecuencia central como a su duración. La longitud espacial del pulso, su lontidud
de onda (λ), resulta del producto entre su período (T ) y su velocidad de propagación en el
medio correspondiente (υ) : λ = υT =
υ
f
(con f la frecuencia de la señal). En general se toma
como cota inferior una resolución equivalente a un cuarto de la longitud de onda de la radiación
incidente (Sheriff, 1977). Dentro de esa distancia vertical las reflexiones producidas por diversos
reflectores interferirán constructivamente produciendo una sola reflexión, es decir, no serían
resueltos. En realidad, la resolución vertical real en una prospección es considerablemente menor
2.3 Georadar 33
porque la señal emitida al penetrar en el suelo se deforma. El pulso sufre distorsiones a medida
que se propaga debido a la atenuación diferenciada para cada frecuencia. Dedido a que las
frecuencias más altas se atenúan más rapidamente, la longitud de onda del pulso resulta mayor
que la correspondiente al cálculo anterior y la frecuencia central de la señal reflejada recibida
es mayor que la de la emitida. La resolución debería calcularse con la frecuencia de la señal
recibida. Por otra parte es importante notar que para distinguir dos interfaces resultará necesario
que ambas se encuentren separadas en una profundidad mayor a la longitud de la señal. De lo
contrario no será posible distinguir las reflexiones correspondientes a cada una de ellas.
Por lo tanto, un pulso EM constituído de altas frecuencias presenta la ventaja que permite
alcanzar