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METODOS DE PROSPECCION ELECTRICA EN EL CONTROL DE LA INTRUSION MARINA
Resumen 1. Introducción 2. Principios básicos de los métodos de prospección eléctrica de
campo artificial
2.1. Método de resistividades DC 2.2. Método FDEM
2.3. Método TDEM
3. Ejemplos
3.1. Area de Mount Carmel
3.1.1. Antecedentes 3.1.2. Procedimiento
3.1.3. Resultados
3.2. Area de Nitzanim
3.2.1. Fundamentos 3.2.2. Procedimiento y resultados
4. Conclusiones
4.1. Area de Mount Carmel 4.2. Area de Nitzanim
4.3. Observaciones generales
5. Bibliografía
TIAC'88. Tecnología de l a In t rus ión en Acui feros Costeros Almuñécar (Granada, España). 1988
METODOS DE PROSPECCION ELECTRICA EN EL CONTROL DE LA INTRUSION MARINA
Mark GOLDMAN
I n s t i t u t o para l a Inves t igac ión P e t r o l í f e r a y l a Geof i s i ca . I s r a e l
Traducción: S. Somoza Díaz-Sarmiento y A . Alvarez Rodriguez R . Fernindez-Rubio
RESUMEN
Se desc r ibe la ap l i cac ión de l o s p r i n c i p a l e s métodos de prospección e l é c t r i - ca , en l a i nves t igac ion de aguas sub te r r áneas . El a r t i c u l o inc luye u n a n á l i -
s i s comparativo e n t r e l a s t e c n i c a s de c o r r i e n t e cont inua (DC), electromagné-
t i c a s en e l dominio de f r ecuenc ia s (FDEM) y e lec t romagnét icas en e l dominio
del tiempo (TDEM), t a n t o en sus aspec tos t e ó r i c o s como en sus aspec tos prác-
t i c o s . Se presentan algunos ejemplos de u t i l i z a c i ó n de d i f e r e n t e s metodos, para loca l i zac ión de l a i n t e r f a s e agua dulce/agua sa l ada , en acu i f e ros cos t e rgs d e t r i t i c n s y ra rbonatados , S P hirre e spec ia l é n f a s i s en l a s t é c n i c a s
de TDEM, u n método de prospección e l é c t r i c a r e l a t ivamen te nuevo, que ha
demostrado s e r l a t é c n i c a mas p rec i sa para so luc iona r d ive r sos problemas en l a i nves t igac ión de aguas sub te r r áneas y , en p a r t i c u l a r , en e l con t ro l de l a
i n t rus ión marina en acu i f e ros sed imentar ios .
1. INTRODUCCION
Los métodos de prospección e l é c t r i c a de s u p e r f i c i e s e han venido u t i l i z a n d o ,
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durante bastante tiempo, para solucionar gran disers idad de problemas en I d
investigación de aguas subterráneas. La aplicación de estos métodos se basa
en l a medición de l a res i s t iv idad e l é c t r i c a del subsuelo.
Los métodos de super f ic ie , e l é c t r i c o s y electromagnéticos, permiten de tec ta r
cambios en l a sal inidad del agua subterránea y , en par t icu lar , permiten
de tec ta r l a in te r fase agua dulce/salada, debido a que l a res i s t iv idad de l a s rocas saturadas se se muy afectada p o r l a sal inidad i n t e r s t i c i a l .
El método e l é c t r i c o u t i l i zado con más asiduidad, hasta hace poco tiempo, ha sido el método de res i s t iv idades , Dc, debido a l relativamente bajo costo del
equipo, a l a simplicidad en l a real ización de l a s investigaciones y , en c i e r t o modo también, p o r costumbre. S i n embargo, investigaciones rec ien tes ,
han demostrado que e s t e método adolece de graves defectos, p o r l o que l a popularidad del mismo, hoy por hoy, parece bastante in jus t i f icada . Este
aspecto se t r a t a r á más adelante con d e t a l l e .
En los Últimos años, ha aumentado enormemente el empleo de métodos e lec t ro-
magnéticos (En) en l a s investigaciones hidrogeológicas, t an to en e l dominio
de tiempos, como en e l dominio de frecuencias, aplicados en super f ic ie o desde el a i r e . E l éxi to excepcional de es tos métodos se puede expl icar por
su gran versa t i l idad . Por ejemplo, l o s métodos de p e r f i l e s EA t a l e s como l a car tograf ia de conductividades de baja inducción y el VLF son muy rápidos,
f á c i l e s de u t i l i z a r y no son caros. Se pueden r e a l i z a r de 40 a 50 medidas en
u n d ía de campo ut i l izando el conductivimetro Geonics EM34, en cont ras te con los 5 a 10 sondeos que pueden efectuarse con e l método DC (STEWART, 1982).
Por o t r a par te , como el instrumento proporciona directamente unidades de conductividdd, n c se reqU?ere Iina ?nterpretac:Sn de lo ; datos de cdinpo, ¡os
cuales se pueden representar gráficamente y ber evaluados i n - s i t u . Otro
ejemplo de ! a ef icac ia de i a s medidas de En, aún más expresivo, s e r e f i e r e a l a s investigaciones electromagnéticas aéreas (AER), que se pueden r e a l i z a r a velocidades alrededor de los 100 km/h, y con una densidad de muestre0 de una
medida cada 15 m (SENGPIEL, 1986).
Por o t r a par te , ninguna de l a s anter iores técnicas de p e r f i l e s proporciona información cuant i ta t iva referente a l a d is t r ibución de res i s t iv idades en e l
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subsuelo, debiéndose obtener esta información a partir de los llamados méto- dos de sondeos geofisicos.
Hoy en día, los sondeos eléctricos verticales son los más utilizados en las investigaciones hidrogeológicas. Como ya se ha señalado anteriormente, los métodos electromagnéticos, tales como los FDEM multifrecuencial y TDEM, no se emplean todavía tanto como los métodos de resistividades, DC, debido principalmente a que el equipo utilizado es mucho más caro, y a que las técnicas de interpretación son más complicadas.
Sin embargo, y a pesar de estas dos limitaciones, los sondeos electromagné- ticos, y en particular el TDEM (a veces tambien llamado electromagnético variable o TEM), tienen ventajas tan evidentes, en comparación con los sondeos eléctricos verticales, que su aplicación generalizada a las inves- tigaciones hidrogeológicas es sólo cuestión de tiempo. Esto es particular- mente cierto para los problemas de control de intrusión marina, ya que los métodos EM son extremadamente sensibles a la presencia de elementos de alta conductividad (KAUFMAN y KELLER, 1983).
Por tanto, los métodos de perfiles FDEM y los métodos de sondeos TDEM ( a s i
como los FDEM multifrecuenciales, aunque éstos en menor grado), son comple- mentarios unos de otros. Indudablemente, los métodos de perfiles FDEM se adaptan mejor a la cartografía de objetivos poco profundos, son baratos, sencillos y rápidos. Los métodos de sondeos TDEM pueden utilizarse para evaluaciones cuantitativas, detalladas y precisas de parámetros geoeléctri- cos a profundidades considerablemente mayores.
2. PRINCIPIOS BASICOS DE LOS METODOS DE PROSPECCION ELECTRICA DE CAMPO ARTIFICIAL
Todas los métodos eléctricos y de EM se pueden dividir en dos grandes grupos: métodos de emisor natural y métodos de campo artificial. El segundo grupo es el más empleado en investigación hidrogeológica, por lo que discu- tiremos solamente estos métodos, basados en la aplicación de emisores de energía artificial o, con más precisión, controlados.
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A pesar de l a d ive r s idad de nombres que r ec iben , sólo hay tres métodos
p r i n c i p a l e s de campo a r t i f i c i a l , en prospección e l é c t r i c a , éstos son, e l de
r e s i s t i v i d a d e s DC, FDEM y TDEM. Los demás son simplemente modi f icac iones de l o s a n t e r i o r e s (ddembs del método de po la r i zac ión inducida , IP, que se apa r t a de nues t r a c o n s i d e r a c i ó n ) . Empecemos por e l primero y , has t a ahora ,
el más usado, que e s e l método de r e s i s t i v i d a d e s DC.
2.1. Método de r e s i s t i v i d a d e s DC
En e s t e método se in t roduce una c o r r i e n t e con t inua en e l t e r r e n o , a t r a v é s
de u n par de e l e c t r o d o s , y s e emplea u n segundo par de e l e c t r o d o s para medir l a d i f e r e n c i a de potenc ia l c reada , en e l t e r r e n o , por e s t a c o r r i e n t e ( f i g u r a
1 )
4 b l -
+ c +- - - l b ! - -
F a- P O
Este método s e puede usar para e s t u d i a r l a s va r i ac iones de l a r e s i s t i v i d a d ,
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t a n t o en profundidad, como l a t e ra lmen te . Para e s t u d i a r l a va r i ac ión de l a
r e s i s t i v i d a d con l a profundidad, en e l ca so de u n medio e s t r a t i f i c a d o , se aumenta gradualmente l a d i s t a n c i a e n t r e l o s e l e c t r o d o s emisor y r ecep to r
( d i s t a n c i a T / R ) .
Al aumentar e s t a separac i ón aumenta tambi en 1 a con t r ibuc ión re1 a t i v a de 1 as cargas e l e c t r i c a s induc idas , cor respondientes a 1 imi t e s g e o e l é c t r i c o s más
profundos y , como r e s u l t a d o , e l campo e l é c t r i c o medido en s u p e r f i c i e apor t a
información r e f e r e n t e a mayores profundidades. La expe r i enc ia muestra que l a
d i s t a n c i a T / R debe s e r v a r i a s veces mayor que l a profundidad que se pre tende
i n v e s t i g a r (dependiendo de l a d i s t r i b u c i ó n de r e s i s t i v i d a d e s ) .
Con e l f i n de obtener información c u a n t i t a t i v a r e l a t , i va a l o s parámetros
geoe léc t r i cos del subsue lo , se debe medir l a señal no en u n só lo punto, s i n o
en u n conjunto de puntos, d i s t r i b u i d o s e n t r e l a s d i s t a n c i a s más c o r t a y más
l a r g a del d i s p o s i t i v o .
Esto qu ie re d e c i r que, para r e a l i z a r u n s o l o sondeo, hay que mover u n par de
e l ec t rodos (emisor o r e c e p t o r , dependiendo de l a conf igurac ión T/R u t i l i z a -
da ) va r i a s decenas de veces , produciéndose una d i s t o r s i ó n s i g n i f i c a t i v a de l a curva de campo, debida a heterogeneidades l a t e r a l e s . Además, l a necesidad de emplear d i s t a n c i a s v a r i a s veces mayores que l a profundidad de i n v e s t i g a -
c ión , reduce drás t icamente l a r e so luc ión l a t e r a l del método de sondeos e l é c -
t r i c o s v e r t i c a l e s .
En l o que concierne a l o s métodos de p e r f i l e s e l é c t r i c o s ( c a l i c a t a s e l é c t r i -
c a s ) , e s t o s son u t i l i z a d o s en e l e s t u d i o de l a s va r i ac iones l a t e r a l e s de l a
r e s i s t i v i d a d ,
f a l l a s .
En e s t e método
dos, y se desp
ue podrían e s t a r asoc iadas a e s t r u c t u r a s t a l e s como d iques o
s e mantiene una
aza e l d i s p o s i t
separac ión f i j a e n t r e l o s d i s t i n t o s e l e c t r o -
vo completo a l o l a rgo de u n p e r f i l . La expe-
r i e n c i a muestra que, a pesar de que l a profundidad e f e c t i v a de inves t igac ión
se determine a p a r t i r de l a d i s t a n c i a T / R , l a s he te rogeneidades l a t e r a l e s ,
s i t uadas próximas a l o s e l e c t r o d o s , pueden causar e r r o r e s s i g n i f i c a t i v o s en
l a s medidas, aunque sean pequeñas l a s he te rogeneidades , comparadas con e s t a profundidad. Ta les f luc tuac iones en l a s medidas son realmente " ru idos"
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geológicos, ya que no es posible determinar l a magnitud, contraste de r e s i s - t ividades y local ización de su origen. Como consecuencia de t a l e s i r regula-
ridades, los p e r f i l e s de res i s t iv idad resu l tan tes , con separación T / R cons- t a n t e , tienden a presentar muchos ruidos, l o que l imita l a resolución en
res i s t iv idades que se puede obtener, aun cuando l a propia instrumentacion permita obtener una precisión mucho mayor (McNEILL, 1980a).
Las condiciones más favorables , para el empleo de e s t e método, se d a n posi-
blemente en l a local ización del contacto en t re dos formaciones extensas con d i fe ren tes res i s t iv idades ( K E L L E R y FRISCHKNECHT, 1966) . Sin embargo, una
car tograf ía detal lada del contacto no se puede mejorar demasiado, aun cuando el contraste de res i s t iv idades sea a l t o . Las Últimas conclusiones que se obtienen, a p a r t i r de l a s limitaciones anteriormente expuestas, son l a s
re la t ivas a l a sensibi l idad del método a l a s heterogeneidades l a t e r a l e s , y a su escasa resolución l a t e r a l .
Debido a e s t o , el problema del control de l a intrusión marina, en acuíferos
sedimentarios, es uno de los que mejor se adaptan t a n t o a l a s técnicas de sondeos e l é c t r i c o s como de p e r f i l e s . Sin embargo, no cabe esperar de los resul tados, por regla general , una precisión demasiado a l t a .
2.2. Método FDEM
En contraste con e l método de res i s t iv idades DC, en el método FDEM se usa
una cor r ien te s inusoidal . Por consiguiente, hay dos formas de in t roduci r l a
corr iente en el terreno: o a t ravés de una bobina de cable a i s lada , o a través de u n cable conectado a t i e r r a en ambos extremos (como en los métodos
D C ) . E n ambos casos se genera u n campo magnético var iable , a t ravés del
espacio.
Si cualquier material conductor se encuentra dentro del campo magnético
generado, c i rcularán p o r él unas cor r ien tes inducidas, o de Foucault, en
l íneas cerradas ( f igura 2 ) . Estas cor r ien tes de Foucault, a su vez, generan
su propio campo magnético, por l o que, en cualquier punto del espacio, e l
campo magnético t o t a l se puede considerar como la suma de dos componentes:
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* u n campo primario, debido a l a cor r ien te de l a bobina transmisora, y
u n campo secundario, debido a l a s corr ientes inducidas en el terreno.
Figura 2 . Flujo de cor r ien tes inducidas en u n semiespacio homogéneo (McNEIL,
1980a).
Puesto que sólo el campo secundario contiene información referente a l a s
propiedades e l é c t r i c a s del terreno, es importante conocer l a s condiciones en las cuales es más apreciable el campo secundario que el campo primario. Esto es especialmente importante en el caso de grandes d is tanc ias T/R, ya que es
muy d i f i c i l compensar l a señal primaria con el g r a d o de precisión adecuado.
Aún hay o t r o problema más complicado, relacionado con l a profundidad de investiaación, y que puede scr formulado como sique: 2Cómo e s t á relacinnada
la señal secundaria con l a s d i s t i n t a s profundidades del subsuelo?. Para
contestar a e s t a cuest ión, consideremos unos dipolos T / R ver t ica les , copla- nares (bobinas horizontales) colocados en l a super f ic ie de u n terreno con
dos es t ra tos ( f i g u r a 3 ) . Es conocido que, debido al efecto skin, l a s corrientes inducidas en l a f ran ja de a l t a s frecuencias del espectro se
concentran cerca de l a bobina Tx y l a respuesta medida por l a bobina R casi l a misma que correspondería a l a primera mitad del te r reno , que t iene
conductividad (KAUFMAN y K E L L E R , 1983). Por tanto, con frecuencias muy
a l t a s , l a señal no contiene información r e l a t i v a el segundo e s t r a t o , y es to
x es
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se cumple, i n c l u s o pa ra una d i s t a n c i a e n t r e bobinas que no sea muy grande.
F igu ra 3. Modelo t e r r e s t r e b i -capa (McNEIL, 1980a).
La señal , en l a f r a n j a de ba jas f recuenc ias d e l espectro, se puede represen-
t a r como s igue (KAUFMAN y KELLER, 1983):
donde:
HZ es l a l lamada ampl i tud compleja de l campo magnético v e r t i c a l ,
e s 1s f recuenc ia anqular.
S es l a d i s t a n c i a e n t r e l a s bobinas (separac ión T/R),
Z es l a po tenc ia de l p r imer e s t r a t o ,
M es e l momento de l a bobina t ransmisora , e
i es 6.
E l sjynjfic-do de 1; c-n;pofiente imag ina r ia de 1 - - - = - ' " ' - - - J I a x i i a I I I I diiidud componente
de cuadra tura) es que l a fase esta t r as ladada YO? hac ia el campo p r i m a r i o .
Es bastan te obv io que e l campo t o t a l , cuando se mide con pequeña d i s t a n c i a
e n t r e bobinas, e s t á i n f l u e n c i a d o p r inc ipa lmen te por e! campo p r i m a r i o (e:
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S i l a señal pr imar ia e s t á compensada, de algún modo, en tonces l a señal co in-
c ide con l a que cor responder ía al semiespacio homogéneo que t e n d r í a l a
conductividad del e s t r a t o supe r io r ( e l segundo término en l a ecuación 1 , o el primer término en l a componente de cuadra tu ra del campo). Por e s t o , l a
señal medida con separac ión T / R pequeña, o no depende de l a conduct iv idad del t e r r eno , o s ó l o depende de l a p a r t e más s u p e r f i c i a l de é s t e ,
Omitiendo u n s e n c i l l o d e s a r r o l l o matemático de l a ecuación 1 (KAUFMAN y KELLER, 1983) , podemos obtener l a s i g u i e n t e r ep resen tac ión para e l campo en
el caso de u n a d i s t a n c i a e n t r e bobinas grande:
i w p M 0 2 H =
1 6 n s
8rr S 3
donde:
S e s l a conductanc ia long i tud ina l del primer e s t r a t o ( S = U , Z ) .
Debido a e s t o , l a s condic iones más f avorab le s , para l a ap l i cac ión del método
FDEM, son:
* que l a señal s e mida en l a f r a n j a del e s p e c t r o cor respondiente a
f r ecuenc ia - r e l a t ivamen te b a j a s , t a l e 5 rnmn s/S,-= 1 , donde %, es una
profundidad-skin en e l e s t r a t o supe r io r ,
que l a separac ión T / R sea mayor que l a profundidad de inves t igac ión
deseada ( s / z > 1 en e l caso cons ide rado) .
Análogamente a l o s métodos Dc, l a s i nves t igac iones con FDEM s e pueden d e s a r r o l l a r usando una o dos conf igurac iones d i f e r e n t e s : sondeos v e r t i c a l e s ,
o p e r f i l e s ho r i zon ta l e s . Los métodos de p e r f i l e s son c a s i i d é n t i c o s , en
ambos casos s e mueve u n d i s p o s i t i v o , con una d i s t a n c i a T /R c o n s t a n t e , a l o
largo del p e r f i l , sólo se d i fe renc im en que los p e r f i l e s FDEM se real izan w n bobinas pequeñas, no conectadas a t i e r r a , l o que aumenta s ign i f ica t iva- mente l a productividad, comparada con l a s medidas de OC.
En el caso de sondeos v e r t i c a l e s , l a diferencia en t re los metodos FDEM y Dc
no es sólo c u a n t i t a t i v a . A diferencia del DC, hay dos técnicas de sondeos con el FDEM. La primera, muy s imilar al método DC, se basa en u n incremento gradual de l a d i s tanc ia ent.re bobinas, a f recümcid cüristarite. i i segundo método, y más e fec t ivo , cons is te en f i j a r una separación T/R y cambiar l a frecuencia.
Según l a s ecuaciones ( 2 ) y (31, e s t a d i s tanc ia debe s e r mayor que l a profun- didad de investigación deseada. En l a prác t ica , y debido a que e s t a profun- didad se conoce ra ras veces con exact i tud, l o s sondeos se !!evan o cabü con
di feren tes separaciones, para asegurar e l cumplimiento d e l a condición s / z > 1. Por es to , al cont ra r io de l o que sucede con el método DC, los sondeos FDEH, se pueden r e a l i z a r con separación T / R f i j a , que reduce notablemente l a inf luencia de l a s heterogeneidades l a t e r a l e s , cercanas a la super f ic ie , l o cual hace mas adecuados los datos de campo para l a interpretación.
2.3. Método TDEM
E l método TDEM, al igual que los demás métodos e léc t r icos y EM, se ha
desarrollado p o r d o s vías diferentes . Se u t i l i z a como técnica de sondeos, para resolver problemas de geologia e s t r u c t u r a l , en prospecciones de petrk- leo y gas, en hidrogeologia, y en estudios generales de reconocimiento. También s e Pmp1P.o rnmo método de p e r f i l e s hOriZi3r)tdle5, p a r a loca l izar buenos conductores, t a l e s como yacimientos de sulfuros , lntrusiones marinas, e tc .
El sistema de sondeos TDEM consta de u n transmisor y u n receptor. E l t rans- misor es una esp i ra cuadrada de cable a is lado apoyado en e! silelo. F-1 recep- t o r es una bobina de v-r iss esp i ras y núcleo de air-e íde 1 metro de diámetro más c nienos) que se coloca en ei centro de l a esp i ra an ter ior ( f igura 4 ) . Las dimensiones de l a esp i ra transmisora varían desde 50 x 50 I I I , p a r a pro- fundidades de investigación de unos 100 m, hasta 500 x 500 m para profundi-
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dades de h a s t a 1.000 m. Pa ra cada sondeo se v u e l v e a c o l o c a r e l d i s p o s i t i v o .
transmisión
Bobina Dispos!tivo receptora receptor
E Espira transmisora
F i g u r a 4. Diagrama d e l d i s p o s i t i v o de campo p a r a e l s i s t e m a EM-37.
La onda de c o r r i e n t e e m i t i d a p o r l a e s p i r a t r a n s m i s o r a t i e n e l o s s e m i p e r i o -
dos i g u a l e s ( f i g u r a 5 ) . Las f r e c u e n c i a s base empleadas p o r e l Geonics EM37
( f i g u r a 5a) son 25 Hz, 2,5 Hz y 0,25 Hz. Es tas f r e c u e n c i a s se o b t i e n e n con
i n t e r v a l o s de encend ido y apagado de 10, 100 y 1.000 mseg, r e s p e c t i v a m e n t e .
La c o r r i e n t e que c i r c u l a p o r l a e s p i r a t r a n s m i s o r a c r e a un campo m a g n é t i c o
p r i m a r i o , v a r i a b l e con e l t i e m p o ( f i g u r a 5 a ) . Según l a l e y de Faraday, una d i s m i n u c i ó n r á p i d a de l a c o r r i e n t e t r a n s m i t i d a , y p o r l o t a n t o , d e l campo
85
Al medir e l campo secundar io , en ausencia del campo pr imar io , e l método TDM es mucho menos s e n s i b l e a e r r o r e s debidos a l a geometría T / R que todos los demás métodos e l é c t r i c o s y EM, por l o que l a separac ión T/R juega u n papel
mucho menos s i g n i f i c a t i v o , en l a profundidad de inves t igac ión , del que t i e n e en l o s o t r o s métodos convencionales de campo a r t i f i c i a l . Por e s t o , e l TDEM
es e l único método de prospección e l é c t r i c a que puede ope ra r con una 5eparacion T / R menor que l a profundidad de l a e s t r u c t u r a buscada, e s t a
c i r cuns t anc ia mejora mucho l a reso luc ión l a t e r a l del método. Sin embargo, en l a p r a c t i c a , l a cons iderac ión del ru ido hace que l a d i s t a n c i a T/R sea mayor
para inves t igac iones más profundas, l o cual e s pa r t i cu la rmen te c i e r t o en l a configuración de e s p i r a normal mas u t i 1 izada (F ITTERMAN y STEWART, 1986).
Y Figura 6. D i s t r ibuc ión de l a s c o r r i e n t e s inducidas en e l subsue lo . a )
inmediatamente después del c o r t e de c o r r i e n t e ( v i s i ó n t r id imens io -
n a l ) ; b ) t r a n s c u r r i d o u n c i e r t o tiempo; c ) densidad de l a c o r r i e n t e en función de l a profundidad, para d i f e r e n t e s t iempos.
En cua lquier caso , l a profundidad de inves t igac ión en e l metodo TDEM se
determina, en pr incipio, no por l a separación T / R , sino por e l tiempo que
t ranscurre desde que el transmisor deje de emi t i r .
Para explorar a mayores profundidades, e s necesario por tanto recoger l a señal en tiempos poster iores . Obviamente, con tiempos cor tos , debido al
efecto skin, l a s cor r ien tes de Foucault se concentran en los e s t r a t o s super- f i c i a l e s ( f igura 6 ) . Como consecuencia, l a s primeras medidas de l a emf,
serán más sensibles a l a res i s t iv idad de los e s t r a t o s Süperiares. Segun
t ranscurre e l tiempo, l a intensidad de cor r ien te alcanza profundidades mayo- res y l a emf medida e s t á más inf lu ida por dichas profundidades.
Además, l a densidad de cor r ien te disminuye en los e s t r a t o s superiores ( f igu- r a 6c) y , por l o t a n t o , l a s res i s t iv idades e l e c t r i c a s de es tos e s t r a t o s tienen una inf luencia pequeña en l a emf medida en tiempos prolongados. Esto, ayuda a eliminar e l efecto de l a s variaciones de res i s t iv idad cerca de l a
super f ic ie , que es l a causa de l a pérdida de calidad de los datos obtenidos por otros métodos de prospección e l é c t r i c a .
Por ejemplo, en l a l l anura costera de I s r a e l , donde se obtuvieron datos con
l o s métodos DC (SCHLUMBERGER) y TDEH, en el mismo área ( f iguras 7 y 81, s e observa que l a par te derecha de l a curva de res i s t iv idad aparente DC ( A B / 2 > 150 m ) presenta muchas i r regular idades, debido a heterogeneidades
cercanas a l a super f ic ie ( f i g u r a 7 ) . Al mismo tiempo, los datos del TDEM,
correspondientes a l a misma localización ( f igura 8) y a todas l a s que se presentan más adelante ( f iguras 13 a l a 15 y 18 a l a 2 1 ) , acusan menos
"ruidos" y permiten u n mejor a jus te de l a curva, que hace más f á c i l l a
interpretación.
Posiblemente l a ventaja más importante del método TDEM e s t á relacionada,
estrechamente, con el llamado pr incipio de equivalencia, que e s consecuencia
de l a no unicidad en l a solución del problema inverso. La experiencia
muestra que l a ambigüedad en l a interpretación de lo s datos del TDEM, es
significativamente menor que en cualquier o t r o método de prospeccijn e lec-
t r i c a .
En el emplazamiento c i tado anteriormente, se pudo hacer, por ejemplo, u n a comparación obje t iva , puesto que ambos métodos, TDEH y DC, se real izaron muy
88
68
miento, e s t á muy afectado por e l pr incipio d e equivalencia, por l o que l a
profundidad del contacto se determina con u n e r ror muy a l t o , de cerca de u n 25OC9 (comparar l a s curvas 11 y 111 de l a f igura 7 ) .
P,'
10'
5
m a> C
O
O
v1
a> U
O u
+
e a
- i 10' 5 L
o 5 0 a
W U
u
W
O E + - 3
10'
I l I
Leyenda
R
p - resistividad calcolada
h -potencia
8 - datos de campo
- radio equivalente de la espira transmisora
Figura 8. Sondeo TDEM según datos de campo, de l a l lanura costera de I s r a e l ,
y mejores curvas s i n t é t i c a s de interpretación.
La principal desventaja de lo s sistemas TDEM es que, a l t raba jar con banda
de a l tas frecuencias, son muy sensibles a ruidos externos ( i n t e r f e r e n c i a s producidas por el hombre). Por es to , es frecuente r e g i s t r a r algunos centena-
res de respuestas, para mejorar l a relación en t re l a señal y el ruido.
90
Los métodos u t i l i z a d o s , p a r a e l p roceso de l o s d a t o s TDEM, son s i m i l a r e s a
l o s de los demás métodos de p r o s p e c c i ó n e l é c t r i c a . La emf medida, como
f u n c i o n d e l t i empo , se c o n v i e r t e en r e s i s t i v i d a d aparen te , y é s t a se i n t r o -
duce en un programa de i n v e r s i ó n , que c a l c u l a l a e s t r a t i f i c a c i ó n de r e s i s t i -
v i dades , con e l m e j o r a j u s t e p o s i b l e a l a c u r v a de r e s i s t i v i d a d e s a p a r e n t e s
observadas. A l c o n t r a r i o que l o s demás métodos de sondeos e l é c t r i c o s conven-
c i o n a l e s (DC y MT), no es p o s i b l e e n c o n t r a r una f ó r m u l a s e n c i l l a , en e l
domin io d e l t i empo , que d e f i n a l a s r e s i s t i v i d a d e s aparen tes , d e b i d o a l a s
d i f e r e n t e s r e l a c i o n e s e n t r e e l v o l t a j e observado y l a r e s i s t i v i d a d , en un
t e r r e n o u n i f o r m e , p a r a t i empos c o r t o s y t i empos l a r g o s .
Una ap rox imac ión v á l i d a , p a r a e s t e problema, c o n s i s t e en d e f i n i r l a r e s i s t i -
v i d a d aparen te , p o r separado, p a r a t i e m p o s c o r t o s y t i e m p o s l a r g o s (KAUFMAN
y KELLER, 1983). Desafor tunadamente, n i n g u n a d e f i n i c i ó n es c o n v e n i e n t e p a r a
t o d o e l rango de t i empos . En e f e c t o , en l o s p r i m e r o s i n s t a n t e l a s r e s i s t i v i -
dades aparen tes r e f l e j a n e l compor tamien to de l a r e s i s t i v i d a d v e r d a d e r a en
e l t e r r e n o , p a r a p r o f u n d i d a d e s r e l a t i v a m e n t e pequeñas. Como o c u r r í a con l a s
p a r t e s más p ro fundas , l a s r e s i s t i v i d a d e s a p a r e n t e s d e l p r i m e r p e r i o d o no son
m e j o r e s que l a s c u r v a s de v o l t a j e o r i g i n a l . Lo c o n t r a r i o es c i e r t o , p a r a e l
ú l t i m o p e r i o d o de r e s i s t i v i d a d e s aparen tes , e l c u a l responde c l a r a m e n t e a
l a s p rop iedades de l o s s e c t o r e s p ro fundos , y a veces i n t e r m e d i o s , d e l c o r t e
g e o e l é c t r i c o .
S i n embargo, l a rama i z q u i e r d a i n i c i a l de l a c u r v a de r e s i s t i v i d a d e s aparen -
t e s c o r r e s p o n d i e n t e a l o s Ú l t i m o s p e r i o d o s , v i r t u a l m e n t e nunca r e f l e j a l a
d i s t r i b u c i ó n de r e s i s t i v i d a d e s ve rdaderas c o r r e s p o n d i e n t e s a l a p a r t e más
s u p e r f i c i a l d e l c o r t e g e o e l é t r i c o .
p a r a l o s l l amados sondeos TDEM de l a r g o a l c a n c e
T/R es v a r i a s veces mayor que l a p r o f u n d i d a d d e l
d e f i n i c i ó n d e l Ú l t i m o p e r i o d o e s r e l e v a n t e p a r a
( s h o r t - o f f s e t ) .
La e x p e r i e n c i a m u e s t r a que l a d e f i n i c i ó n d e l p r i m e r p e r i o d o es r a z o n a b l e
l o n g - o f f s e t ) ( l a s e p a r a c i ó n
o b j e t i v o ) , m i e n t r a s que l a
os sondeos de c o r t o a l c a n c e
Ya que t o d o s e s t o s sondeos se r e a l i z a r o n u t i l i z a n d o c o n f i g u r a c i o n e s de T/R
de c o r t o a l cance , s ó l o se empleó l a d e f i n i c i ó n d e l ú l t i m o p e r i o d o de r e s i s -
t i v i d a d e s aparen tes , p a r a l o s d a t o s de campo y l o s asumidos.
91
No se debe confundi r e l l e c t o r por e l " ex t r año" comportamiento de l d s cu rvas
para t iempos c o r t o s , que se man i f i e s t a por e l tramo ascendente , en l a p a r t e i zqu ie rda de todas l a s curvas . Esto no q u i e r e d e c i r que todos l o s sondeos
r e f l e j e una capa s u p e r i o r de a l t a r e s i s t i v i d a d , simplemente s e debe a alguna transformación matemática (concre tamente , una desviac ión de l a señal debida
a l a medición del t i empo) :
donde:
[ t ) e s l a fue rza e l e c t r o m o t r i z ,
1 e s l a c o r r i e n t e cont inua en l a e s p i r a emisora, r e s e l r a d i o de l a bobina r ecep to ra (una pequeña e s p i r a c i r c u -
l a r ) , R es e l r a d i o de l a e s p i r a emisora, t es e l tiempo p o s t e r i o r a l c o r t e de Cor r i en te , y
e s l a permeabilidad magnética.
3. EJEMPLOS
En l a l i t e r a t u r a g e o f í s i c a aparece , t an a menudo, l a a p l i c a c i ó n de l o s méto-
dos g e o f í s i c o s , a l a explorac ión del agua sub te r r ánea , que s e r í a muy p r o l i - j o , i nc luso l a simple enumeración, de l a s publ icac iones más r e l evan te s . Es to e s oa r t i cu la rmen te c i e r t o , en l o s últ imos c incuen ta años, en r e l a c i ó n con
l a ap l i cac ión del método DC, para l a r e so iuc ion de d i f e r e n t e s problemas
re1 s t i v o s al agua sub te r r ánea .
En l o que concierne a l o s métodos EM, menos convencionales , hemos dec id ido
d e s c r i b i r , en d e t a l l e , s ó l o nues t ros propios r e s u l t a d o s , ob ten idos en I s r a e l , con e l método de sondeo TDEM, duran te e l verano de 1987 (GOLDMAN e t
a l , , 1988) ; Otros ejemplos de sp!icaciSn de métodos Elu, e~ !a exp!orac i in
de1 agua ;ubteri&iea, püeden eiicoiiti-aíse en l a s s i g u i e n t e s pub i i cac iones :
- TDEM method (F ITTERMAN y STEWART, 1986) , - Ground FDEM method (STEVWT, 19821, y
92
- Airbone FDEM method (SENGPIEL, 1986).
El objetivo de estas investigaciones de TDEn fue detectar la interfase, agua dulce/agua salada, en dos formaciones hidrogeológicas diferentes:
* dentro de una litología carbonática conocida, relativamente homogénea, a una profundidad de unos cientos de metros, en la región de Mount Carmel, al Norte de Israel, y
dentro de un acuifero costero tipico del Cuaternario, en el área de Nitzanim, en la llanura costera al Sur de Israel.
3.1. Area de lkunt C a r r l
3.1.1. Antecedentes
La región de Mount Carmel se seleccion-, como área de estudio, debido a las siguientes razones:
* el acuífero regional es el miembro inferior del bien conocido Judea Group, dolomitico y parcialmente karstificado. Está caracterizado por una resistividad eléctrica relativamente alta. Este acuifero tiene 200 a 300 m de potencia, y no contiene intercalaciones acuicludas de baja resistividad, con espesor considerable, que pudiesen hacer llegar a conclusiones erróneas, al confundir una caída de la resistividad con una i nterf ase agua dul ce/agua salada,
* el potente acuicludo de margo-calizas del Cenomanense superior, supra- yacente, está caracterizado por una resistividad baja, lo que permite diferenciarlo de la dolomia subyacente,
el flujo de agua s a l d b que intruye al Norte de Mount Carmel, a lo largo de la falla Yagur y en la llanura Zevulum (ARAD et al., 1975) y por debajo de la mayor pitrte del Mount Carmel (KAFRI y ARAD, 1979) serviría plausiblemente para detectar la interfase en este área,
93
* e l método podr ía a p l i c a r s e ce rca de sondeos mecánicos, en l o s que se conoce t a n t o l a e s t r a t i g r a f í a , como l a profundidad del n ive l piezomé-
t r i c o , con l a p o s i b i l i d a d de obtener l a c o r r e l a c i ó n . A pesar de que
l o s sondeos n o a lcanzaron l a i n t e r f a s e a c t u a l , en régimen permanente, l a ap l i cac ión de l a ecuación de Ghyben-Herzberg a l o s da tos de p iezo-
me t r í a , p o s i b i l i t a e l cá l cu lo de l a profundidad t e ó r i c a de l a i n t e r f a -
s e agua dulce/agua sa l ada .
3.1.2. Procedimiento
Los sondeos TDEM s e loca l i za ron en cua t ro puntos ( f i g u r a 91, de l a s i g u i e n t e
manera:
* K1: l a e s t ac ión TDEM s e ubicó ce rca del sondeo Nahal Oren-2, que d e j ó
de bombear an te s de comenzar e l e s tud io , con e l f i n de r ecupe ra r e l nivel e s t á t i c o del agua. E l emboquillo del sondeo s e s i t ú a 55 m sobre el n ive l del mar. E n e s t e sondeo no s e conoce e l n ive l exac to del agua; no o b s t a n t e , l o s c o n t r o l e s de nivel p iezométr ico en e1,sondeo
Nahal Oren-3, s i t u a d o en l a s proximidades del Nahan Oren-2, du ran te e l e s t i a j e de 1984 d ie ron u n n ive l de 3 , 6 6 m , por encima del n ive l del
mar. Desde 1987 l a c l ima to log ía f u e muy l l u v i o s a , por encima de l a media, por l o que se puede asumir, para e l sondeo Nahal Oren-2 u n nivel de 4 m por encima de dicho n ive l medio del mar.
Suponiendo que l a profundidad de l a i n t e r f a s e , por deba jo del n ive l
del mar, para agua de mar normal, e s de 35 a 40 m por cada metro de carga de agua du lce , l a profundidad d e I d i n t e r f d s e s e r í a :
55 m + 4 m (35-40) = 195 a 215 m .
* K2: l a e s t a c i ó n TDEM s e ubicó c e r c a del sondeo Hof Carmel-4. El
emboquillo del sondeo e s t á aproximadamente a 20 m por encima del n ive l medio del mar; e l nivel e s t á t i c o del agua e s t á a 4 , 5 rn por encima del
nivel medio del mar. La profundidad t e ó r i c a de l a i n t e r f a s e ca l cu lada es :
94
36 m t 3 m (35-40) 2 141 a 156 m
* K3: l a e s t a c i o n TDEM se s i t u ó ce rca del sondeo de inve3 t igac ión
Asher-7. El emboquillo del sondeo e s t a a unos 20 in por encimd del
nivel medio del mar; e l n ive l e s t á t i c o d e l agud e s t a a 4 , 5 m por e n c i - ma del n ive l medio del mar. La profundidad t e ó r i c a de 1 u i n t e r f a b e
ca lcu lada e s :
20 m t 4 , 5 m (35-40) 1 7 7 a 200 m .
25
241
23 i
0 estación d e TDEM
+ sondeo
Figura 9 . Mapa de loca l i zac ión del á r ea de Mount Carmel
2 5 0
240
?30
* K4: l a e s t ac ión TDEM s e s i t u ó ce rca de l a p a r t e supe r io r del Judea
95
Group, en l a divisoria de aguas subterráneas, donde no existe un sondeo cercano de correlaci6n. El emboquillo del sondeo está a 200 rn por encima del nivel medio del mar; el nivel estático del agua es tá a 10-12 m por encima de dicho nivel medio del mar. Por tanto l a profundidad de l a interfase debe es ta r entre 550 y 680 m.
Registro litol6gico de Nahal Oren n"2
O ... C i O W l l ..
A -
& 25 - &
- I isfiya -
cherts . A -
50 ~
yesos Y "f - * 7a -
. A - - & g 100
f iza- dobmitas
o> yogur E n o - 0 1
t a m-
v 5 l 7á - I I l
r
Figura 10. Correlación entre resultados de l a estación TDEU K, y los registros de l sondeo Nahal Oren-2.
Este sondeo requería una penetración mayor pero, desafortunadamente, no se obtuvieron resultados, debido a l a existencia de una linea de a l ta tensión, en l a s proximidades, que generó un "ruido" permanente.
3.1.3. Resultados
En las figuras 10 a 12 se muestran los resultados de los sondeos TOEH, su
correlación con los sondeos estratigráficos, y l a localización de l a inter- fase.
Registros lrtddgicos de Hof Karmel n04 ~,
200 I 1 1 I I 1 1
- . z?a - ux)-
u a -
c
1
Resistividod en nrn (o O
Figura 11. Correlación entre los resultados de l a estación TDEM 9, y 10% ,
registros del sondeo Hof Carmel-2.
* Los datos K1 nos dan un modelo geoeléctrico de cuatro capas (figuras 10 y 13). Las dos capas superiores corresponden a unidades geológicas, y los contornos coinciden groseramente con los contactos litológicos. E l l ímite entre las capas inferiores no tiene significado l i tológico, como se puede ver en los sondeos mecánicos próximos de correlación, dado que se encuentra dentro de una secuencia dolomitica continua. Parece que l a calda de l a resistividad se correlaciona con l a profun- didad de l a interfase calculada. Más aún, los valores de l a r e s i s t i v i - dad, cuyo rango de variación es de 0,5 a 1,5 ohm-m, son t ipicos de una intrusión marina en cualquier lugar (acuifero costero de I s rae l , e t c ) ,
97
Reqtstro IitolÓgico
de ACHER n"2 o 1
_ L
w a m - 2
a
_-
Resistividad en n m lo
Figura 13. Correlación en t re los resultados de l a estación TDEM Kj. l o s reg is t ros del sondeo Asher-2.
* los datos K2 corresponden a u n modelo geoeléctr ico de t r e s capas
( f iguras 11 y 1 4 ) , todo él dentro de una secuencia dolomitica más o menos homogénea. E l 1 imite e l i c t r i c o i n f e r i o r coincide, aproximada-
mente, con l a profundidad calculada para l a in te r fase , mientras que el valor de l a res i s t iv idad , de l a capa i n f e r i o r , menor de 1 ohm-m, se atribuye a l a intrusión de agua de mar.
Debido a que no hay explicación l i to lógica p a r a el l imi te superior , se
asume que representa e l techo de l a presumible zona de mezcla, en t re el agüa dulce a r r iba y ! 2 sa12da ahñjo. De hecho3 e1 valor de l a
res i s t iv idad en e s t a f r a n j a , presumiblemente de mezcla, es ün valor intermedio en t re los del agua dulce y l a salada,
98
Rhoa n . n
La mejor solución encontrada pura el modelo
E-2 E- 1 1 1 1 1 1 1 1 l l l l l l 1 1 1 -
I - E+2
: - Y 7 7 ? E + l - - - -
Leyenda
curva teónca
valores de wrdmetras estimados (error 2 3%; -
Figura 13. Datos de campo del TDEM K, y mejor curva t e ó r i c a a jus t ada
La meior soidción encontrada para el modelo
Rhoa n..
t
valores de pardmetras estimados(errar 07%)
. E879
1 1 I -,+I,,,
Jt íen seg,
Figura 14 . Datos de campo del TDEM K p y mejor curva t e ó r i c a a jus t ada .
* e l punto K3 e s t á s i t u a d o en u n á rea de t o p o g r a f i a complicada, l o que
ob l igó a u t i l i z a r una e s p i r a t ransmisora de dimensiones l imi t adas .
Debido a l a l i m i t a c i ó n en l a profundidad de pene t r ac ión , só lo se obtu-
99
vo, para l o s da tos de es te punto, u n modelo de dos capas , den t ro de
u n a secuencia do lomi t i ca cont inua ( f i g u r a s 1 2 y 1 5 ) . El sondeo no alcanzó l a profundidad de 200 m ca l cu lada para l a i n t e r f a s e ,
reconocida , por o t r a p a r t e , en e l log de r e s i s t i v i d a d e l é c t r i c a
r e a l i z a d o en e l sondeo de inves t igac ión Asher-2. El l i m i t e
g e o e l é c t r i c o , co r re spond ien te a l a profundidad de 100 m no t i e n e
L a rnelor solución encontrada para el modelo
E- 2 E- 1 - 1 1 1 I l l l l ~ 1 1 1 - I FE’’ -
1 -
- - = E + i - - - - - - -
\\
1 % - -
-E+B - t ( e n seg )
s i g n i f i c a d o l i t o l ó g i c o y se i n t e r p r e t a , a l igua l que en
como e l t echo de l a f r a n j a de mezcla.
Leyenda
r l d o i o s de cumpo
F l c u r v a teciriLa
valores de parametios estimados
rho íohn-n) Ji ln l
24.6 99.7 3.9
error relativo ,7461 X
el punto K2,
Figura 15. Datos de campo del TDEM K3 y mejor curva t e ó r i c a a j u j t a d a .
3.2. Area de Nitzanim
3.2 .1 . Fundamentos
El aspec to más impor tan te , para l a ges t ión del acu í f e ro c o s t e r o de I s r a e l ,
es l a es t imación de l a máxima penet rac ión del agua de mar ( p i e de l a i n t e r -
f a s e ) , en l a l l a n u r a c o s t e r a . E l con t ro l de l a profundidad de l a i n t e r f a s e
r equ ie re una densa mal la de sondeos de observac ión , equipados técnicamente
para e s t e f i n a l i dad.
Desafortunadamente, l a malla ac tua l de sondeos e s muy pobre y s ó l o unos
1 O0
pocos estan tecnicamente equipados de forma s a t i s f a c t o r i a .
Con objeto de superar e s t a s d i f icu l tades , se in ten tó determinar s i e l método
TDEM podía s u s t i t u i r sat isfactor iamente l a s medidas d i rec tas en sondeos
convencionales.
Se e l i g i o , para l a s investigaciones, el área de Nitzanim ( f i g u r a 161, debido
a l a exis tencia de sondeoss de observación, con períodos de r e g i s t r o
amplios, y a l a simplicidad del emplazamiento geológico.
Figura 16. Mapa de localización del área de Nitzanim.
La secuencia geológica e s t á const i tuida por areniscas calcáreas , con i n t e r - cal dciones de algunos horizontes de a r c i l l a , que descansan sobre l a s capas
de margas de Saqiye. La secuencia e s t a dividida en dos unidades pr incipales
denominadas e l subacuífero superior , AB, y el subacuífero i n f e r i o r , C ( f igura 1 7 ) . E l subacuifero superior e s t á más afectado por l a intrusión
marina, por l o que se tomó como principal objet ivo de l a investigación.
3.2.2. Procedimiento y resultados
Se el igieron cuatro emplazamientos para los sondeos TOEM ( f igura 16) :
101
Pmyección a 1
A B
l C
Leyendo
arenas, dunas NI.$ estaciones de TDEM
areniscas T-1 nOmero de DOZOJ
arciilas . - interfase i75M)mgl TSD.
arcIIIas y maraas -*- techo del eslmto de bo$ resiStiVi&d
Figura 17. Corte hidrogeológico del área de Nitzanim.
los sondeos NI, % (dos medidas en e l mismo punto u t i l i z a n d o dos espi - ras transmisoras diferentes, una de 100 m x 100 m y o t r a de 50 m x 50 m) se loca l i za ron aproximadamente a 900 m a l Sur de l sondeo de inves- t igac ión, 12-0,
* e l sondeo Ng se s i t u ó aproximadamente a 800 m a l Sur de l sondeo de observación, 12-0,
102
* el sondeo N,, se localizó a pocos metros del sondeo de observación Ashdod T-1, y
* el sondeo N5 se emplazó a 200 m al Noroeste del sondeo de observacion Ashdod T-1 y a unos 1.000 m al Suroeste del sondeo de observación, 12-A.
Las máximas profundidades de penetración, de estos sondeos, variaron entre 90 y 13Q m. En la tabla 1 se presentan los resultados de la inversibn automática de los datos medidos en el método TDEH (resistividades y profun- didades), junto con otros parámetros significativos.
TABLA 1
Resistividad de la
La interpretación de los datos TDEn permite diferenciar tres unidades geo-
eléctricas principales: dos de ellas se detectaron claramente, mientras que la más baja sólo pudo ser definida por aproximación. La unidad superior tiene valores de resistividad relativamente altos, en el rango de 20 a 50 ohm-m. El horizonte intermedio se caracteriza por resistividades significa- tivamente bajas, de 1,4 a 1,8 ohm-m. Desafortunadamente, la unidad inferior no se definió claramente, debido a la insuficiente profundidad de penetra- ción.
El limite entre las unidades superior e intermedia se considera como un
103
c o n t r a s t e ne to e n t r e e l a c u í f e r o de agua du lce y l a i n t r u s i ó n de agua de mar. Estd cons iderdc ion s e hace en base a l a s s i g u i e n t e s razones :
* e l l í m i t e se s i t ú a en el i n t e r i o r de una secuencia l i t o l ó g i c a homogé-
nea y , p o r t a n t o , corresponde a u n c o n t r a s t e de s a l i n i d a d ,
* l o s va lo res de r e s i s t i v i d a d , por deba jo de l a i n t e r f a s e , e s t á n en e l rango de 1 , 4 a 1,8 ohm-m, t í p i c o de i n t r u s i ó n marina en a c u i f e r o s
c o s t e r o s ( S E N G P I E L , 1986) .
Al comparar l o s r e s u l t a d o s del TDEM, con l a s medidas r e a l i z a d a s en l o s sondeos de observac ión , s e comprobó una co inc idenc ia muy buena ( f i g u r a 1 7 ) .
Por ejemplo, en l a e s t a c i ó n N4, próxima a l sondeo Ashdod T-1, l a profundidad
al t echo de una capa de ba ja r e s i s t i v i d a d es de 70 m ( t a b l a 1 y f i g u r a s 17 y Z O ) , mient ras que l a profundidad a l a e s t r e c h a f r a n j a de t r a n s i c i ó n de l a i n t rus ión marina (17 .500 mgl de t o t a l de s ó l i d o s d i s u e l t o s ) e s de 67 m . Mas
aun, se encont ró una s a l i n i d a d de 35.000 mgl TDS, a una profundidad de 70 rn, l a cual corresponde aproximadamente a l a del agua de mar.
La mejor solución encontrada para el modelo
1-2 E- 1 - - - - campo N i - -
Rlioa - - n.. i
estimados (error o 1 % )
- - - - - - -
6.792 1 Jt
Figura 18. Datos de campo del TDEM N,, y mejor curva t e ó r i c a a jus t ada .
104
P h a n.,
I I I I E*8 I , , I I I I I 1 1 1
Jt (en seg ]
La melar salilcton enmtrada para el modela
rlE*z
I dimensión de espira lOOm ' n o tiempo ( m b i g ) 95
: 4
NS
Leyenda
/....j ;",;de curva teórica
valores de parametras estimadas (error O 4%1
jil
Figura 19. Datos de campo del TDEM N3, y mejor curva de campo a j u s t a d a .
Rhoa n.
La mejor solución encontrado para el modelo
"6 (en seg )
Leyenda - /'...J",",R;:e
El curva teoíica
valores de parómetras estimados(error I I % )
rho í o h n - d / h ín)
- 49.89 1 88.74 1 1.38 28.37
iimensión de espira i w m
imkseg) 100
Figura 20. Datos de campo del TDEM Nq, y mejor curva de campo a j u s t a d a .
4. CONCLUSIONES
4.1. Area de Mount Carmel
* El p resen te e s t u d i o deber ía cons ide ra r se como p re l imina r , ya que e l
105
La mejor solución encontrada para el modelo
Jt (en seg.)
Leyenda I
vabres de parámetros estimados (error o 3 %)
rlm íolm-d) h (d
Figura 21. Datos de campo del TDEn N5, y mejor curva de campo ajustada.
número de sondeos es demasiado pequefio, para tener s ign i f i cado esta-
d i s t i co,
* s i n embargo, parece que es pos ib le una detección, razonablemente
precisa, de l a i n te r fase , dentro de una secuencia l i t o l ó g i c a homogé-
nea,
* l o s valores de r e s i s t i v i d a d i n f e r i o r e s a 1 ohm-m (promed<o, en t re 0,5 y 1,5 ohm-m) parecen ser i nd i ca t i vos , Únicamente, de acuíferos con
i n t r u s i ó n marina, ya que las l i t o l o g i a s de baja res i s t i v i dad , general-
mente t ienen valores que sobrepasan 1 ohm-m,
* l a ex i s tenc ia de una f r a n j a de mezcla en t re e l agua dulce, ar r iba, y
e l agua salada, abajo, podria ser erróneamente in terpretada como un
cambio en l a l i t o l o g i a . Este fenómeno debería tenerse en cuenta cuando
e l contraste brusco en l a res i s t i v i dad , que se puede i n t e r p r e t a r , s i n
duda, como l a in ter fase, vaya acompañado de un contraste re la t ivamente
moderado, loca l izado var ias decenas de metros por encima del primero.
106
4.2. Area de Nitzanim
* Una unidad g e o e l é c t r i c a con r e s i s t i v i d a d de 1 , 5 ohm-m no e s a t r i b u i b l e
a una l i t o l o g í a conocida, y só lo puede r e p r e s e n t a r a l a i n t r u s i ó n marina. El techo de e s t a unidad corresponde a l a f r a n j a de t r a n s i c i ó n
e n t r e e l agua dulce y l a s a l ade .
,T,U,¿(IUU, de; rnrp ii 1 ; ; _. 4< .4== . - c = ? < - - ~ = c I"L7 y 1u3 lllFUIUU2 i L U I i i G i i U 2
en e l sondeo de observac ión , s e s i t ú a e n t r e l o s O y 3 m (0-4%, respec- t i vamen te ) , dependiendo de l a d e f i n i c i ó n de l a i n t e r f a s e u t i l i z a d a
(35.000 ó 17.500 mgl T D S ) .
* L d ü i f e r e ñ c i a l o s I . ..4..,~
Estos r e su l t ados p re l imina res i l u s t r a n l a e f i c i e n c i a del método TDEM para c o n t r o l a r l a i n t r u s i ó n marina, t a n t o en l o s acu i f e ros ca rboná t i cos como en
l o s acu í f e ros d e t r i t i c o s de I s r a e l . El método o f rece una v i a r áp ida y no muy c a r a para obtener información, bas t an te p r e c i s a , r e l a t i v a a l a i n t e r f a s e
agua dulce/agua sa l ada y , en c i e r t a s condic iones f avorab le s , puede s u s t i t u i r a l a s medidas d i r e c t a s en sondeos convencionales . Def in i r e s t a s condic iones
podría s e r mater ia de f u t u r a s inves t igac iones .
4.3. Observaciones generales
Tanto lo s a n á l i s i s t e ó r i c o s , como los numerosos ejemplos de campo, ponen de
man i f i e s to que l a s t é c n i c a s e lec t romagnét icas t i enen ven ta j a s s i g n i f i c a t i v a s
con respec to a l o s métodos convencionales de r e s i s t i v i d a d e s DC. Por ejemplo,
l o s métodos EM:
* es t án mucho menos a fec tados por l a i n f l u e n c i a de l o s cambios l a t e r a l e s
en l a conduct iv idad ,
* no t i enen problemas de inyección de c o r r i e n t e , que s i s e encon t ra ron ,
al a p l l c a r e l método DC, en c i e r t o s ambientes, t a l e s como arenas y
gravas secds, s u s t i a t o iocoso, permafros t , r t c , y
* permiten l l e v a r a cabo l a s medidas de manera ráp ida y s e n c i l l a , p a r t i -
107
cularmente en e l método de p e r f i l e s hor izonta les.
Por o t r a parte, hay una d i fe renc ia esencial en t re l a s técnicas TDEM y FDEM. E l TDEn es e l Único método de prospección e l é c t r i c a , en e l que l a respuesta
de l t e r reno se mide en ausencia de l campo pr imar io . Como consecuencia, no
juega un papel s i g n i f i c a t i v o , en l a profundidad de invest igac ión, l a separa-
c ión ent re transmisor y receptor, l o c o n t r a r i o que ocurre con e l res to de
l o s métodos de campo a r t i f i c i a l . Por tanto, e l T M M t i ene ca rac te r í s t i cas
excelentes para l a resoluc ión l a t e r a l .
Otro hecho, especialmente importante, para e l con t ro l de l a i n t r u s i ó n de
agua de mar, es que e l TMM es mucho más sensible a l a presencia de forma-
ciones conductivas en e l subsuelo que o t ros métodos e l é c t r i c o s y EM. Por
ú l t imo, debido a l a a l t a p rec i s ión de l a s medidas e i n te rp re tac ión del TDEW, l a profundidad de l a i n t e r f a s e puede ser determinada, en condiciones favora-
bles, con cas i e l mismo grado de p rec i s ión que en l o s sondeos de observa-
c i ón.
La manera más e f i c i e n t e de u t i l i z a r l a s técnicas En es a p l i c a r e l método de
p e r f i l e s hor izonta les FDEM para l a ca r tog ra f ía super f i c i a l , barata y ráp ida
y, luego, u t i l i z a r e l metodo de sondeos TDEU como técnica complementaria
para alcanzar una invest igac ión más profunda y detal lada.
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