3.0 PROSPECCIÓN GEOFÍSICA

3.1 GENERALIDADES DE LA PROSPECCIÓN GEOFÍSICA

La prospección geofísica es la forma indirecta de investigar la parte superficial de la corteza terrestre, aprovechando los campos naturales de la tierra, como son su campo gravitatorio y magnético, denominándose Prospección Gravimétrica y Prospección Magnética respectivamente. Los demás métodos utilizan fuentes provocadas, como la corriente eléctrica y las ondas elásticas o sísmicas, denominándose en cada caso como Prospección Eléctrica y Prospección Sísmica respectivamente. En estas últimas décadas se viene combinando varios métodos geofísicos como la prospección eléctrica con la magnética; a este método se le ha denominado Prospección con Geo-radar; se caracterizan por su versatilidad y mejor resolución, para investigar problemas de carácter geológicos-geotécnicos de pequeñas profundidades, adecuado para identificar fundamentalmente la disposición de las formaciones geológicas en Hidrogeología, en Arqueología y otras ciencias de la Tierra.

En exploración de aguas subterráneas la adecuada aplicación de uno o varios métodos geofísicos permite resolver los problemas geológicos del subsuelo, ayudando a una mejor explicación de los problemas hidrogeológicos, por lo tanto conllevan a buenas soluciones técnico ambiental.

El costo que demanda los estudios geofísicos, significan menos del 10% que demandan los métodos directos, como son las perforaciones de pequeño o gran diámetro; además ambientalmente los métodos geofísicos son al 99% limpios y no alteran el medio ambiente.

El campo de las prospecciones corresponde a los efectos producidos por rocas y minerales metálicos en áreas anómalas, destacando entre estos: la fuerza de atracción gravitatoria, la resistencia eléctrica de los suelos, la rapidez de las ondas sísmicas, entre otras.

En prospección Geofísica los métodos Geoeléctricos, tratan sobre el comportamiento de rocas y sedimentos en relación a la corriente eléctrica continua.

Se realizó 30 Sondajes Eléctricos Verticales con disposición Schlumberger y también se tomó lectura de la cargabilidad del terreno, para determinar los substratos que se encuentran en el subsuelo, investigar el espesor del estrato acuífero, nivel del agua subterránea, profundidad del basamento rocoso y la respectiva correlación con los taladros diamantinos realizados en la zona de estudio. Esta correlación geofísica geológica nos permitirá realizar secciones geológicas-geofísicas con fines hidrogeológicos; dichas secciones hidrogeológicas nos permitirán comprender el funcionamiento del sistema acuífero y asimismo permitirá reconstruir el modelo hidrogeológico conceptual en la zona de estudio.

3.2 PROSPECCIÓN GEOFÍSICA ELÉCTRICA

Los métodos geoeléctricos más empleados en Hidrogeología se basan en la inyección artificial de una corriente eléctrica (sondeos eléctricos verticales SEV y calicatas eléctricas CE); de menor utilidad son la polarización inducida (PI) y el potencial espontáneo (PE), este último basado en la medición de campos eléctricos naturales, véase en el esquema siguiente:

Cuadro N° 3.1: Métodos geoeléctricos usados en Hidrogeología.

INYECCIÓN DE

CORRIENTE

CAMPO DE CORRIENTE NATURAL

SONDEOS ELÉCTRICOS VERTICALES (SEV)

CALICATAS ELÉCTRICAS (CE)

POLARIZACIÓN INDUCIDA (IP)

POTENCIAL ESPONTÁNEO (PE)

MÉTODOS GEOELÉCTRICOS PARA PROSPECCIÓN

HIDROGEOLÓGICA

3.2.1 MÉTODOS DE CORRIENTE CONTINUA

3.2.1.1 MÉTODO POR RESISTIVIDAD ELÉCTRICA

La tierra es un buen conductor de la corriente eléctrica, por sus componentes mineralógicos, que provienen fundamentalmente de la cantidad de minerales metálicos y no metálicos, del grado de humedad y mineralización del agua que ocupan los espacios intersticiales de las rocas y formaciones sedimentarias; la temperatura también influye en la conductividad de las rocas. Estas son las características más importantes que definen la resistividad del medio físico.

El método de Resistividad Eléctrica se aplica por medio de un doble dipolo de electrodos: El primer dipolo corresponde al circuito de los electrodos de corriente AB y pueden ser construidos de fierro común, por donde se envía una intensidad de corriente eléctrica (mA) hacia tierra, desde una fuente de corriente continua que pueden ser acumulador de corriente, generador, panel solar u otras formas con alto amperaje para suelos dieléctricos; el segundo dipolo corresponde al circuito de potencial MN, donde se mide el potencial eléctrico creado por el flujo de la corriente eléctrica (DV).

Los parámetros eléctricos de intensidad de corriente (I en mA) y potencial (DV en mV) se ha medido con un georesistivímetro con alta impedancia de entrada y con sensibilidad menor a la milésima, tanto para la corriente como para el potencial. Para efectuar las medidas de los parámetros resistivos I y DV, los electrodos MN y AB se han dispuesto en línea recta, efectuándose las medidas desde los primeros metros, hasta un máximo que permitan investigar las profundidades requeridas por los objetivos del proyecto.

Para la distribución de los electrodos AB y MN existen varias escuelas, las principales son las ideadas por Wenner, Lee y Schlumberger (puede ser simétrico o asimétrico) entre otros; resultando el de mayor aplicación en Perú el ideado por Schlumberger, que permite anular el suscrito normalmente aplica la variante simétrica para estudios hidrogeológicos, por permitir anular con facilidad las fuertes variaciones laterales que conllevan a lecturas erradas.

La distribución electródica de Schlumberger se caracteriza por ser tetra electródica, lineal, simétrica y/o asimétrica, que permite investigar la profundidad requerida en la parte central de la distribución electródica. Las medidas sucesivas realizadas para el presente proyecto, fueron los espaciamientos electroditos de corriente AB/2: 3, 5, 7, 10, 15, 20, 30, 40, 50, 70, 100, 150, 200 y 300 metros, mientras que para los electrodos internos MN o de potencial fueron 0.5, 1.5, 5, 15, 50 y 150 metros respectivamente. El gráfico resultante de plotear en coordenadas rectangulares,

las resistividades aparentes en el eje de ordenadas y el espaciamiento de electrodos AB/2 en el eje de Abscisas, ambas en escala logarítmica, es denominado Sondeo Eléctrico Vertical o SEV.

En la Figura. N° 3.1 se observa el dispositivo tetraelectródico schlumberger, donde se muestra el dispositivo simétrico que debe cumplir con la condición de que, la distancia que separa a AB debe ser mayor o igual que 5MN. Los valores de resistividad aparente se representan en función de AB/2 y la constante geométrica es:

K= Π4MN

( A B2−M N2 )≈ Π . L ²a

Figura N° 3.1: Dispositivo Tetraelectródico Schlumberger Wenner.

3.2.1.2 MÉTODO POR CARGABILIDAD

La cargabilidad es la capacidad que tienen los materiales para retener carga eléctrica durante un periodo de suministro de corriente para posteriormente deshacerse de dicha carga cuando aquel se interrumpe. Muchos minerales constituyentes de las rocas exhiben esta propiedad, incluyendo el agua en estado líquido.

Existe un fenómeno asociado completamente a la resistividad de las rocas conocido como Polarización inducida (PI). Esta propiedad fue descubierta desde principios de siglo, pero sólo recientemente se ha utilizado como herramienta de prospección. Permite distinguir materiales polarizables aun dentro de estratos con resistividad homogénea, lo cual hace interesante a la PI desde el punto de vista hidrogeológico, sobre todo cuando el equipo empleado en un estudio geoeléctrico puede medir este efecto.

La teoría base de este método es complicada. Sin embargo, la aplicación resulta más sencilla cuando se tiene resuelto el caso de un modelo eléctrico establecido. En la Figura N° 3.2, se puede establecer el concepto del parámetro que se mide.

Figura N° 3.2: Diferentes medidas de PI en el dominio del tiempo (a) comparación de v(t) con respecto a vp (b) integral de v(t) sobre un intervalo de tiempo.

Cuando se inyecta la corriente en el terreno utilizando cualesquiera de los arreglos electródicos ya mencionados, el voltaje producido llega al máximo sólo después de cierto tiempo, y cuando la corriente se interrumpe no decae inmediatamente a cero, sino que lo hace asintóticamente, como se muestra en la parte (a) de la Figura N° 3.2. Este decaimiento asintótico puede ser medido a diferentes tiempos, como se ilustra en la parte (b) de la Figura N° 3.2, de tal modo que permita obtener la función del decaimiento desde un tiempo inicial t1 hasta un tiempo final t2, como se muestra en la Figura N° 3.2, y de esta manera se puede definir la cargabilidad (M) con la ecuación5.1:

(Ec. 5.1)

Cuando VP y V (t) poseen las mismas unidades, M está dado en milisegundos. Existen otras formas de definición del parámetro de polarización inducida que implican el uso de corriente alterna, por lo cual no serán analizadas aquí.

La teoría básica de la PI se encuentra desarrollada en Seigel (1959); en ella se definen dos tipos de cargabilidad: la real (mi), que es en sí la propiedad del material, y la aparente (ma), que es la que se mide; es claro que hay tantas cargabilidades reales como medios existen en el área de estudio. La cargabilidad aparente y las cargabilidades reales están relacionadas mediante la ecuación 5.2:

(Ec. 5.2)De la explicación anterior se deduce que no es factible hacer un estudio de polarización inducida si paralelamente no se efectúa uno de resistividad, ya que para interpretar debe conocerse el modelo de resistividades.

Es claro partiendo de la ecuación 5.2 que la cargabilidad aparente depende de tres factores:

• La cargabilidad real de los materiales involucrados.• La resistividad real de estos mismos materiales y• La resistividad aparente medida en el mismo punto que la cargabilidad.

La cargabilidad aparente ecuación 5.2 es sencilla de evaluar, siempre y cuando se conozcan las derivadas de la función de resistividad aparente con respecto a cada una de las resistividades reales. Estas derivadas, en el caso de medios estratificados horizontales, se evalúan del mismo modo que la función de resistividad aparente, utilizando el proceso de convolución desarrollado por Ghosh y empleando las fórmulas de las derivadas de la función de transformación de resistividad aparente con respecto a las resistividades y los espesores reales, publicados por Johansen (1975, pp. 457 459).

Existe una forma más sencilla de evaluar la cargabilidad aparente sin necesidad de realizar el cálculo de las derivadas, y es mediante la evaluación de la ecuación 5.3:

(Ec. 5.3)Donde ρa es la función de resistividad aparente calculada para el medio, sin tomaren cuenta las cargabilidades, Y P*a es la función de resistividad aparente, calculada cuando las resistividades reales de los estratos han sido modificadas según la ecuación 5.4:

(Ec. 5.4)P*j = Resistividad real modificada del estratoPj = Resistividad real del estratoMj = Cargabilidad del estratoJ = 1, 2, 3…, n (indicando el terreno)

Como vemos, existe una estrecha relación entre las mediciones de la resistividad aparente y las de polarización inducida, de tal forma que en un mismo estudio pueden aplicarse ambos métodos si se cuenta con el equipo adecuado.

3.2.2 RESISTIVIDAD DE LAS ROCAS EN LA PROSPECCIÓN DEL AGUA

3.2.2.1 RESISTIVIDAD DE LAS ROCAS

Las propiedades físicas que definen a un material de acuerdo con su comportamiento electromagnético son: la constante dieléctrica, la permeabilidad magnética y la resistividad; la resistividad, es la propiedad que se mide en los métodos geoeléctricos de exploración.La mayoría de las rocas no son buenas conductoras de la corriente eléctrica: son prácticamente aislantes debido a que también lo son los minerales que se encuentran en mayor proporción en ellas (cuarzo, feldespatos, calcita, etc.).

El fenómeno de conducción eléctrica se presenta por dos razones principales: la primera y menos importante hidrogeológicamente, es la presencia de minerales del tipo metálico, como la pirita, la magnetita, la pirrotita, etc., que hacen que la roca se comporte como un conductor, cuya conductividad aumentará al incrementarse el contenido de estos minerales y su interconexión.

La segunda causa, la más interesante desde el punto de vista hidrogeológico, es la presencia de fluidos en los poros de las rocas, de los cuales el más común es el agua, pudiendo ser también hidrocarburos o gases.

La resistividad eléctrica de las rocas varía en amplios márgenes, por lo que es casi imposible asignar valores específicos a los diversos tipos de roca; no obstante, se pueden estimar criterios observando tablas publicadas en libros y manuales de constantes físicas.

Por ejemplo una caliza sana y compacta puede tener resistividades mayores a 5000 ohm-m, mientras que una caliza con alteración a arcilla fisurada y saturada de agua puede presentar resistividades de algunas decenas de ohm-m; lo mismo sucede con los basaltos, que en un estado compacto y sano son usualmente muy resistivos pero cuando presentan fracturas, alteraciones a arcillas y saturación de agua su resistividad baja considerablemente.

Por otro lado, puede decirse que los factores que determinan la resistividad promedio de las rocas se conservan a menudo en toda una unidad de roca, y debido a esto, puede diferenciarse una formación de otra tomando como base las mediciones de la resistividad.

3.2.2.2 CARACTERÍSTICAS ELÉCTRICAS DE LOS ACUÍFEROS

Los acuíferos presentan características eléctricas diferentes, que dependen principalmente de la resistividad de la roca que contiene el acuífero, de la resistividad del agua y de la permeabilidad; por lo tanto, se espera que exista un cambio en sentido vertical entre la zona saturada y la no saturada de la roca que contenga al acuífero, y es de esperarse que también exista un contraste de resistividad entre los diferentes tipos de roca en el área de estudio.

El contraste que existe entre las resistividades de los diferentes tipos de roca y el existente entre las zonas de acuífero, y las que no contienen agua dependen de muchos factores que sólo se pueden evaluar si se conoce el marco geológico en el que se trabaja y sus características hidrogeológicas, ya que no se puede esperar la misma respuesta en un acuífero confinado en calizas que en uno confinado en rocas volcánicas o en materiales granulares, ni tampoco se puede esperar la misma respuesta en un acuífero que contiene agua dulce que en uno que contiene agua salada.

Si tomamos como ejemplo una zona de estudio en la que el objetivo es caracterizar un acuífero en materiales granulares en los que el tamaño de los granos influye directamente en la resistividad que se mide, conociendo que los depósitos de arcilla son menos resistivos que los

de grava, desde el punto de vista hidrogeológico las zonas con depósitos de arcillas serán las menos interesantes con respecto a los depósitos de arena y grava.

Esta situación se invierte cuando el agua que satura los materiales es salada, ya que en este caso el factor que determina la resistividad medida es el agua salada, y mientras más porosa y permeable sea la zona, menor será la resistividad de esta, llegando a manifestarse únicamente la resistividad del agua.

El valor numérico de estas resistividades no se puede fijar a priori, sino que serán valores relativos que variarán de sitio a sitio, dependiendo de sus características geológicas propias.

3.2.3 MÉTODO DE SONDAJES ELÉCTRICOS VERTICALES (SEV)Se realizó 30 Sondajes Eléctricos Verticales con disposición Schlumberger para investigar el espesor del estrato acuífero, nivel del agua subterránea, profundidad del basamento rocoso y la respectiva correlación con los taladros diamantinos que se están realizando en la zona de estudio, que permitirá reconstruir el modelo hidrogeológico. Posteriormente se podrá realizar el modelamiento matemático de acuíferos, simulando la explotación real con pozos de explotación y obviamente caudales de bombeo proyectados; este modelamiento nos permitirá determinar el impacto que generaría la explotación de aguas subterráneas en la zona de estudio.

Esta campaña se llevó a cabo en agosto de 2011 por el equipo de Hydrogeological & Geotechnical Services Peru S.A. actualmente utilizaremos la información de los SEV 1, 2, 3, 5, 11, 12, 20, 21, 22, 24, 25, 26, 27, 30 que son los que caen dentro nuestra área de estudio.

3.2.3.1 PLANEAMIENTO DE LEVANTAMIENTO GEOELÉCTRICO

Este punto es importante, porque hay que establecer bien antes de iniciar el trabajo de campo los puntos de estudio y así no propiciar conclusiones erróneas al final del proyecto.

La recopilación de todos los datos posibles para tener la mayor información necesaria para realizar el trabajo de campo es importante en la resolución del objetivo planteado por los métodos geoeléctricos utilizados para poder tomar en cuenta los siguientes parámetros:

1. Establecer a priori el que exista contraste de resistividad entre el objetivo buscado (acuífero) y el medio circundante.

2. Establecer a priori el que exista los materiales con capacidad de retener carga eléctrica (agua estado líquido).

3. El relieve topográfico.4. La ubicación y accesos.

De lo anterior se deduce que es necesario contar con toda la información disponible de la zona en estudio:

• Cartografía topográfica• Fotografía aérea• Mapas y cortes geológicos• Información del subsuelo obtenida de perforaciones• Informes geológicos existentes• Datos de campañas geofísicas anteriores• Información geográfica

• Información hidrogeológica preexistente (niveles freáticos, acuíferos, precipitación, datos de recarga y de pozos productores cercanos, etcétera).

De acuerdo en la información obtenida se podrán definir los objetivos particulares de cada método de exploración geofísico.

3.2.3.2 OBSERVACIONES Y EJECUCIÓN EN CAMPO

Esta fase del estudio se ha realizado después de las coordinaciones con los representantes del Proyecto Crespo e Hydrogeological & Geotechnical Services Perú S.A., con quienes se ha realizado la inspección a la zona de estudio, inmediatamente se procedió a realizar el trabajo de campo.

Se realizó la medición de resistividad mediante método eléctrico en toda la zona de estudio, en especial las zonas donde se encuentran ubicados los componentes mineros proyectados y quebradas principales como Chacnia, Huañacahua, Alcajahua y Cayacti, se realizaron 30 Sondajes Eléctricos Verticales (SEV) y Polarización Inducida (IP) para el cálculo de cargabilidad, con tendido de cable hasta 300 metros de AB/2, en el Anexo I se puede observar las hojas de campo y análisis de resistividad y cargabilidad.

En la Ilustración N° 03 se muestra la ubicación de los SEVs realizados en la zona de estudio.

3.2.3.3 TRABAJOS DE GABINETE

Consiste en procesar e interpretar en forma cualitativa y cuantitativa los sondeos eléctricos verticales y las cargabilidades tomadas en campo, posteriormente en base a estos resultados preliminares elaborar los mapas temáticos y secciones georesistivas como se muestran en las Ilustraciones N° 04 y 05, estos resultados se complementarán con las observaciones y criterios geológicos - geomorfológicos de la zona en estudio, de esa manera aproximar la interpretación de las características georesistivas a la realidad geológica de la zona en estudio.

3.2.3.4 ANÁLISIS E INTERPRETACIÓN DE RESULTADOS

3.2.3.4.1 INTERPRETACIÓN CUALITATIVALas curvas obtenidas en campo se han agrupado en las cuatro familias de curvas conocidas como A, H, K y Q establecida por Orellana y Money, con la finalidad de facilitar la interpretación de los SEVs, con la finalidad de determinar los estratos Hidrogeológicos.

3.2.3.4.2 INTERPRETACIÓN CUANTITATIVASe ha interpretado cada inflexión de la curva de SEVs, en términos de resistividades verdaderas y espesores, utilizando ábacos elaborados por Orellana – Money y otras instituciones de exploración geofísica; posteriormente los resultados fueron reajustados mediante el software Resixp Plus de iteración automática, IX1Dv3.0-Interpex e IP2WIN, estos resultados se muestran en el Cuadro N° 5.1.

El cuadro de resultados refleja prácticamente la columna georesistiva de la zona en estudio, que a continuación se describirá cada una de ellas. El Cuadro N° 5.1 muestra 5 estratos georesistivos identificado en toda la zona estudiada.

Cuadro N° 3.2: Cuadro de resultados de SEVs.

Nº R1 R2 R3 R4 R5

SEV ρ1 Z1 ρ2 Z2 ρ3 Z3 ρ4 Z4 ρ5 Z5

1 16000 1.8 4800/1320 Nov-48 2802 550 5.5 83/16 393 1150 1.3 170 31 70

4 1800 5 360 100 2305 1500 7 750 56 17506 2000 1.5 1000/2750 Mar-29 320 32 150078 1200 1.2 120 18 17

9 468 2.4 325 38 16

10 2400 2.7 129 25 30011 3200 2 2100/7000 5-Aug 1140 570012 5700 6.5 1140/3300 13/24 840 14013 1800 5.514 3000 2 1950 120 475015 600 2.2 60/12 2016 7500 3 750 3017 1000 1.2 200 1618 160 2.4 64 19 128 26 26 10019 600 1.3 90/132 7-Dec 63 30 144 100 3

20 250 3.4 38 34 12 35 12521 2200 1.5 440 17 66/17 4322 1350 2 205/510 22/66 14

23 4800 2 960/1500 44/31 56024 700 2.5 350/108 20/80 1025 230 2 1200 14/73 18026 360 3 36/6 7027 300 3.4 60 30 1500 96 46

28 240 2.7 72/21 1829 360 2 190 20 80/17 52

Dónde:R(n) Estrato u horizonte georesistivoρ(n) Resistividad en (Ω-metro)Z(n) Espesor del estrato georesistivo en metrosSEV Sondaje Eléctrico Vertical

Los resultados finales de la interpretación cuantitativa, se han correlacionado con la geología tomando los siguientes criterios: Cuando los valores resistivos crecen en una cuenca sedimentaria, se debe a la presencia de arenas sin arcillas y no saturadas y viceversa cuando decrecen se presentan arenas o gravas saturadas, o las aguas contienen mineralización o salobridad, en el caso del Proyecto Crespo la geología está caracterizada por lavas de composición andesítica y andesíticas basálticas grises, la resistividad en estas rocas son altas y compactas, disminuyendo en las zonas con fracturamiento y por la presencia de agua, minerales como hematita, pirita u otro factor que puede influir en la disminución de la resistividad. Cuando las resistividades tienden a infinito, es indicador de la presencia de rocas cristalizadas o litificadas sin agua. Por este motivo importante es necesario definir el nivel freático con mayor precisión, se ha realizado el método de IP para medir la cargabilidad y determinar su variación a diferentes profundidades y correlacionar con las resistividades verdaderas y definir el nivel freático probable del acuífero fracturado.

3.2.3.4.1 RANGO DE RESISTIVIDADES

Con la finalidad de entender a priori los valores de resistividad de la campaña geofísica, se ha visto por conveniente dar un rango de resistividades donde se agrupen la gama de valores que se han encontrado en toda la zona investigada. Con ésta finalidad se agruparon de dos rangos que se describen a continuación.

MENOR DE 100 Ω–m

Estas resistividades son características de rocas muy alteradas por efectos del tectonismo y el fuerte intemperismo que han sufrido las rocas, al cual se suma su grado de saturación y/o mineralización; características que facilita el paso de la corriente eléctrica, es decir disminuyen las resistividades de las rocas cristalizadas.

En el Proyecto Minero Crespo las resistividades menores a 100 Ω–m, se han registrado en un 20% del área investigada; estas zonas se encuentran en el entorno a los SEV 10, 15, 18, 19, 20, 26, 27 y 28.

Los valores menores que se encuentran por debajo del tercer estrato de alta resistividad, pueden estar relacionados con mayor contenido de minerales metálicos de las rocas, las cuales tienden a tener propiedades conductivas.

MAYOR DE 100 Ω-m

Por sus características resistivas deben corresponder a los siguientes tipos de rocas:Para el caso de los dos Primeros Estrato R1 y R2, corresponderían a suelos con humedad congelada o cristalizada, que se comportan como dieléctricos al paso de la corriente eléctrica, incrementando las resistividades por encima de lo normal que tienen los suelos.

Para el caso de los demás estratos corresponderían a rocas fracturadas y/o alteradas por efectos del Tectonismo y procesos químicos, estas fracturas son por donde se infiltra el agua, reaccionando con los minerales que facilitan el paso de la corriente eléctrica.

En base al rango de resistividades indicados, se ha diferenciado hasta Cinco Estratos

georesistivos que se describen a continuación.

PRIMER ESTRATO.- Es el estrato superficial con resistividades supeditadas a los cambios climáticos fundamentalmente la temperatura, como tal el rango de sus resistividades varían de decenas a miles de ohmios metros; por los materiales que están conformados por sedimentos de origen glaciar, fuertemente sometidas a las temperaturas nocturnas hasta de 10º bajo cero. La variación de sus resistividades puede estar relacionada con la composición mineralógica de los sedimentos.Sus espesores son menor de 7 metros y en su generalidad son de 1 a 3 metros. SEGUNDO ESTRATO.- Se caracteriza por sus valores resistivos bastante homogéneas como muestra el cuadro de resultados, varían de 19 a 95 ohmios metros y en su generalidad son de 20 a 35 ohmios metros. El rango de resistividades indicados propone materiales conformados por rocas muy alteradas en las laderas de las elevaciones, y en los valles y planicies por depósitos Morrénicos y/o sedimentos Fluvio-Aluviales. El espesor del estrato varía de 7 a 170 metros siendo en su generalidad menores de 35 metros. El presente estrato está distribuido en forma lenticular en el entorno a los siguientes SEVs 2, 15, 18, 19, 20, 26, 27 y 28. Para la zona en estudio sería el estrato saturado.

TERCER ESTRATO.- Al presente estrato se le ha tipificado como rocas resistivas (para la zona en estudio) por tener sus valores que fluctúan entre 128 a 4800 ohmios metros, corresponderían a rocas con diferente nivel de fracturamiento; como muestra el cuadro de resultados, su presencia es en el 80% del área estudiado, con espesores que fluctúan entre 13 y 100 metros.

CUARTO ESTRATO.- El presente estrato está conformado por rocas con resistividades que varía desde 14 a 1750 ohmios metro, a medida que los valores van en aumento es indicador que las rocas son menos alteradas y viceversa. Sus espesores varían de 32 a indefinido es decir en profundidad continúan.

QUINTO ESTRATO.- EL presente estrato fue localizado solo en los SEVs. 6, 11, 14 y 18, se caracterizan por sus altos valores de resistividad en promedio 3000 ohmios metro, su distribución espacial se podrán observar en las secciones geoeléctricas.

Para el presente caso se podría considerar como la base o el substrato rocoso del estrato acuífero.

3.2.3.4.2 SECCIONES GEORESISTIVAS (A-A´, B-B´, C-C´ Y D-D´)

En las Ilustraciones N° 04 y 05 se puede observar las secciones georesistivas previstas en la zona de estudio y dichos estratos geoeléctricos se describen a continuación:

SECCIÓN GEORESISTIVA A-A’.- La sección A-A’ tiene orientación SW a NE dentro de área del proyecto como muestra la Ilustración N° 04, con una longitud de 5000 metros, en ella se aprecia la homogénea distribución de los estratos geoeléctricos; se nota los dos primeros estratos R1 y R2 a lo largo de la sección. Próximo al SEV 08 se ha diferenciado una anomalía que estaría relacionada con una estructura geológica, separa rocas muy alteradas hacia el lado derecho mientras en sentido contrario se espera encontrar rocas de menor alteración. En importante indicar que los estratos geoeléctricos R3, R4 y R5 por la afinidad de sus resistividades se han agrupado casi en uno solo, en razón que geológicamente deben corresponder a un mismo formación geológica, que resistivamente son diferentes por su grado de alteración (véase Ilustración Nº 04).

SECCIÓN GEORESISTIVA B-B’.- La presente sección se encuentra a 3000 metros de la primera sección, pasa al lado sur este del Cerro Crespo. La estratificación encontrada es similar a la sección A-A’. Se diferencia del anterior por la presencia de una intrusión rocosa de mayor

resistividad a la altura del SEV 20, además la presencia de un lente resistivo ubicado con el SEV 22, también resalta la presencia del estrato R3 a lo largo de la sección, necesario considerarlo en las apreciaciones hidrogeológicas del proyecto (véase Ilustración Nº 04).

SECCIÓN GEORESISTIVA C-C’.- La sección C-C’ se encuentra al NE del área en estudio y pasa en dirección de NW a SE. Los dos primeros estratos se encuentran a lo largo de la sección, observando una anomalía resistiva hacia el lado derecho del SEV2 en la progresiva 2500, donde las rocas estarían muy alteradas característica importante para la evaluación hidrogeológica, mientras al lado izquierdo de la anomalía las rocas se encontrarían menos alteradas como muestra la Ilustración Nº 05.

SECCIÓN GEORESISTIVA D-D’.- Esta sección se encuentra al sur de la zona investigada, en la Ilustración Nº 05 se puede observar un anomalía a la altura de la progresiva 1600, que separa las rocas muy alteradas hacia el lado derecho y viceversa al lado izquierdo, similar a la sección C-C’. También resalta el estrato lenticular de roca compacta ubicado entre los SEV 22 y 27.

3.2.4 MÉTODO DE TOMOGRAFÍA ELÉCTRICA.

3.2.4.1 METODOLOGIA

La tomografía eléctrica es una herramienta cuyo fin es determinar la distribución de la resistividad del subsuelo haciendo mediciones desde la superficie del terreno. La resistividad eléctrica es una propiedad que se relaciona con la composición y arreglo de los constituyentes solidos del suelo, el contenido de agua y la temperatura (Loke, 2004; Samouëlian et al., 2005) y puede ser considerada como una forma de acceder al conocimiento de la variabilidad de las propiedades físicas del mismo.

La inyección de corriente y la medición del potencial eléctrico resultante, se realiza a través de electrodos enterrados en la superficie del suelo y la manera en que estos son acomodados recibe el nombre de configuración o dispositivo electrodico. Existen numerosos dispositivos, cada uno con sus ventajas y desventajas de acuerdo al objetivo del estudio siendo Wenner, Schlumberger y dipolo-dipolo los mayormente utilizados. En Wenner y slumberger los electrodos de inyección de corriente se sitúan por fuera de los electrodos de potencial y las distancias entre estos se incrementa n para lograr mayor profundidad de penetración. En cambio en dipolo-dipolo, los electro dos de corriente están contiguos formando un dipolo que se encuentra a una distancia determinada del dipolo de potencial, constituido por otros dos electrodos. Aquí también las distancias entre electrodos y entre dipolos se incrementan para lograr mayor profundidad. Los dos primeros arreglos poseen una sensibilidad a detectar los cambios verticales en la resistividad, siendo más apropiadas para estudiar estructuras horizontales. En cambio dipolo-dipolo es más sensible a cambios horizontales, permitiendo detectar con mayor facilidad la presencia de estructuras verticales (Dahlin y Zhou, 2004; Locke, 2004 Weinsettel et al., 2009).

3.2.4.2 TEORIA BÁSICA DE INVERSIÓN

Un modelo de la teoría básica de la inversión es una representación matemática idealizada de una sección de la tierra, este modelo tiene parámetros a los que se les llamaran “parámetros de modelo”, las cuales son magnitudes físicas que se obtienen de los datos observados en pruebas de laboratorio a muestras de mano o núcleos.

Del modelo idealizado se pueden obtener respuestas cuando a través del mismo se simula la propagación de un campo o una onda, estos son datos sintéticos que pueden ser calculados a través de relaciones matemáticas, para así definir este modelo con parámetros que se llaman “parámetros calculados”. En prospección geoeléctrica 2D los parámetros calculados vienen dados por el método de cálculo de las diferencias finitas y/o elementos finitos aplicado al modelo de parámetros.

Sobre una sección real del subsuelo donde se propaga un campo o una onda, se obtienen a través de distintos instrumentos o dispositivos un conjunto de mediciones a las que se les llaman parámetros medidos, estos parámetros físicos son estimados mediante ecuaciones que explican el fenómeno de propagación.Todo método de inversión determinar un modelo idealizado de subsuelo que esté de acuerdo con los parámetros medidos y que este sujeto a ciertas restricciones.

En el método de inversión en dos dimensiones utilizado por el programa RES2DINV los parámetros medidos son las resistividades aparentes, los parámetros calculados son las resistencias calculadas por el software a través de los elementos finitos y el modelos de resistividades reales producto de la inversión son los parámetros del modelo, el cual se acercara a la sección real del suelo en la medida en que los parámetros medidos y los calculados se asemejen.

La relación matemática que determina la diferencia entre los parámetros medidos y los calculados viene dada por la aproximación a mínimos cuadrados.

3.2.4.3 CARACTERISTICAS DEL EQUIPO

Las mediciones se realizaron con un equipo Ares Resistivimeter 850W de GF Instruments de 48 canales que posee las siguientes características:

TRANSMISOR:

Poder: 850 W (ajustable 300/600/850 W)Voltaje: 15-1000 V (2000 Vp-p)Corriente: 5.0 AProtección: Full protección electrónicaPrecisión: 0.1%Alimentación: 12 V/ 85 AEficiencia: Arriba del 91%Potente refrigeración pasiva, temperatura interna de trabajo <75oC

RECEPTOR:

Impedancia de entrada: 20 MΩRango de voltaje de entrada: ± 5VFiltro frecuencia de red: 50 o 60 HzPrecisión: 0.1%

MÉTODOS SOPORTADOS:

Tomografía 2D/3D de resistividad y cargabilidad multi-electrodoSEV – Sondaje Eléctrico VerticalRP – Perfil de ResistividadSP – Potencial EspontaneoArreglo BoreholeArreglos definidos por el usuario

ARREGLOS SOPORTADOS:

Wenner Alfa/Beta/GamaWenner – SchlumbergerDipolo – DipoloPolo – Dipolo

Polo – Dipolo InversoPolo – PoloMGMDipolo – Dipolo EcuatorialConfiguraciones definidas por el usuario

CARACTERISTICAS DE LAS MEDICIONES:

Auto adaptación del sistema de controlCalibración y rango automáticoVisualización automática de los valores de medidaFácil interrupción de la mediciónCapacidad de prolongación del perfil por medio de cable de alimentación multi electrodoIP – polarización inducida (cargabilidad) disponible para todos los métodos 1D / 2D / 3D, 10 ventanas de cargabilidad ajustable, para cada uno un máximo de 30 segundos. Paso de 20/16.66 ms.Pulso de 0.3 S – 30 S, paso de 0.1 SCompensación constante y lineal de SP, invariable en el tiempoApilado manual y automático (con autoajuste adaptable)Medición del voltaje optimo ajustable Formato de salida de los datos para RES2DINV/RES3DINV, Surfer (y otros)Máximo número de electrodos 200 en un solo arreglo.

UNIDAD DE CONTROL:

Sistema de fácil control, no es necesario una PC para realizar las mediciones Teclado alfanumérico, pantalla LCD largaInterruptor de seguridadMemoria: 16 Mbit, arriba de 100 archivos, 70000 lecturasInterface: RS232 o USBSuministro de energía: 12 V batería de carro o pack de batería acoplableConectores: para PC, batería, adaptador SEV y cable multi-electrodoDimensiones: 13 x 17 x 39 cm.Peso: 5.8 kg.Ambiente de trabajo: -10oC a +50oC, resistente al agua

ACCESORIOS ESTANDAR:

Maletín de transporte T- Piece (para arreglos multielectrodo)Cable para batería externa 12 VRS232C y cables USB

3.2.4.4CARACTERISTICAS DEL ESTUDIO EN CAMPO

3.2.4.4.1 TRABAJO DE CAMPO

La adquisición de los datos de tomografía eléctrica se realizó con la configuración polo-dipolo utilizando 2 electrodos de transmisión y 48 electrodos de recepción con espaciamientos de 11 metros que nos proporciona una profundidad de investigación de aproximadamente 120 metros.

3.2.4.4.2 CIRCUITO DE EMISION

Su finalidad es hacer circular por el terreno una corriente eléctrica de intensidad constante (I), introduciéndola a través de dos electrodos Ay B, este circuito está compuesto de una fuente de alimentación (batería), un transmisor que es el que nos da la lectura de las intensidades (I) con una potencia máxima de 850 Watts, dos electrodos A y B, cables y elementos de conexión necesarios.

3.2.4.4.3 CIRCUITO DE RECEPCION

La finalidad de este circuito es proporcionar la medida de la diferencia de potencial, esto se hace a través de los dipolos M y N y de un receptor, en nuestro caso se utilizó el equipo Resistivímetro ARES de GF INSTRUMENTS además de cables y conectores necesarios entre ellos.

El equipo ARES tiene incorporado ambos circuitos, determinando internamente la resistividad aparente usando para ello los parámetros medidos de intensidad de corriente y diferencia de potencial, incluyendo también un factor geométrico que depende de la configuración del arreglo escogido, otras medidas que proporciona este resistivímetro son la cargabilidad ( 10 ventanas) y potencial espontaneo, que son parámetros muy importantes y que nos ayudan en el momento de la interpretación y correlaciones geológicas.

3.2.4.5 CARACTERISTICAS DEL ESTUDIO EN GABINETE

3.2.4.5.1 CONTROL DE CALIDAD DE DATOS

Para un buen procesamiento y resultados de los datos es necesario realizar un excelente control de calidad de los datos (QC), para ello se usan herramientas (software) que nos ayudan a controlar, corregir que los datos no presenten demasiado ruido y errores en las mediciones, por esto debe seguirse algoritmos que nos ayudan obtener datos óptimos para su posterior interpretación.

3.2.4.5.2 PROCESAMIENTO DE DATOS Y SOFTWARE UTILIZADO

Una vez obtenida la data de campo se procede a descargar la data para ello utilizamos el software Ares de la Compañía GF Instruments, posteriormente procedemos a exportar la data, eligiendo para ello los datos más óptimos, el resultado final es un archivo .dat que contiene los datos necesarios para su modelación.

Utilizamos el software RES2DINV para cargar los datos anteriormente exportados, después procedemos a insertar la topografía y elegir los parámetros y restricciones, las cuales deben ajustarse a nuestro modelo en construcción, después procedemos a realizar la inversión obteniendo así una modelo de sección 2D de resistividades verdaderas y cargabilidades.

Después de obtenidas las secciones 2D con la ayuda del software RES2DINV procedemos a extraer la data que posteriormente la importaremos al software Oasis Montaj 7.5 de la Compañía Geosotf con el cual suavizamos la data y le damos la presentación final.

3.2.4.5 RESULTADOS E INTERPRETACIÓN

3.2.4.5.1 SECCIÓN DE TOMOGRAFIA Nº 1

Sección 2D De Resistividad Verdadera

Sección 2D De Cargabilidad

3.2.4.5.2 SECCIÓN DE TOMOGRAFIA Nº 2

Sección 2D De Resistividad Verdadera

Sección 2D De Cargabilidad