Geologia_basica

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<p>Por: Angélica Esparza González</p><p>UNAM | FES ARAGÓN | INGENIERÍA CIVIL | GEOLOGÍA: ING. TOMÁS HERNÁNDEZ CASTILLO</p><p>Geología</p><p>TAREAS DEL SEMESTRE</p><p>Contenido</p><p>a. Los Minerales y su clasificación</p><p>b. Sistemas de Cristalización</p><p>c. El Interior de la Tierra</p><p>d. La cuenca de México</p><p>e. Relaciones Volumétricas y Gravimétricas en Suelos</p><p>d. Sistema unificado de clasificación de suelos (SUCS)</p><p>f. Ensayo de Penetración Estándar</p><p>g. Estudios Geofísicos en Suelos</p><p>h. La Fotogeología</p><p>i. Clasificación Geomecánica de los Macizos Rocosos</p><p>j. Propiedades Geomecánicas de las Rocas</p><p>k. Socavación</p><p>l. Ondas Sísmicas</p><p>m. Pozos de Bombeo</p><p>a. Los Minerales y su clasificación</p><p>Un mineral es una sustancia inorgánica y natural, que tiene una estructura interna característica determinada</p><p>por un cierto arreglo específico de sus átomos e iones. Su composición química y sus propiedades físicas o son</p><p>fijas o varían dentro de límites definidos. Sus propiedades físicas más interesantes, desde el punto de vista de</p><p>identificación son: el color, el lustre, la tonalidad de sus raspaduras, la forma de cristalización, la dureza, la</p><p>forma de su fractura y disposición de sus planos crucero, la tenacidad, la capacidad para permitir el paso de</p><p>ondas y radiaciones (o luz) y la densidad relativa.</p><p>Características de los minerales</p><p>El cristal de una ventana no es un cristal, aunque está hecho con minerales</p><p>cristalinos. Del mismo modo, una roca no es un mineral, sino un material</p><p>formado por minerales diversos.</p><p>Para comprender qué es un mineral, podemos estudiar algunas de sus</p><p>características:</p><p>1. Se encuentra en la naturaleza, es decir, no está fabricado.</p><p>2. Tiene una estructura geométrica fija, por tanto, es sólido.</p><p>3. Es de naturaleza inorgánica, por eso, la concha de un molusco no es un</p><p>mineral, aunque contenga minerales.</p><p>4. Tiene una composición química fija, aunque, a veces, pueda contener</p><p>una sustancia contaminante que modifique su color.</p><p>A menudo, los minerales se encuentran en la naturaleza formando masas dentro de las rocas. Entonces se habla</p><p>de una veta o filón de un determinado mineral. Su descubrimiento y explotación determina la actividad de la</p><p>minería. Desde la prehistoria los humanos hemos usado los minerales para fabricar utensilios, herramientas,</p><p>máquinas y armas.</p><p>La apariencia de los minerales</p><p>Para clasificar los minerales es importante observar una serie de propiedades fisiológicas:</p><p>a. Color: algunos minerales pueden tener un color cuando son puros y otros provocados por impurezas.</p><p>b. Color pulverizado: si se raya un mineral con un objeto más duro, se obtiene un polvo de un color</p><p>característico.</p><p>c. Brillo: puede ser un brillo metálico, como el hierro, o no metálico, como los sedosos o nacarados.</p><p>d. Índice de refracción: (sólo si se trata de un mineral cristalino) un rayo de luz que atraviesa un cristal se</p><p>desvía un ángulo característico de cada mineral.</p><p>e. Birrefringencia: algunos minerales cristalinos dividen en dos un rayo de luz que les atraviese.</p><p>f. Luminiscencia: algunos minerales emiten luz cuando se les ilumina.</p><p>Los cristales son materiales cuyos constituyentes, átomos, moléculas o iones, se empaquetan de un modo regular</p><p>y periódico, formando una estructura microscópica ordenada. Estos constituyentes están unidos entre sí mediante</p><p>diferentes tipos de fuerzas interatómicas (enlaces químicos), tales como el enlace metálico, el enlace iónico, el</p><p>covalente, las fuerzas de van der Waals, y otros. Dichos cristales adquiere características específicas gracias a</p><p>los minerales que los forman</p><p>Podemos clasificar los minerales por sus propiedades físicas, ópticas, eléctricas, magnéticas y por su composición</p><p>química, aunque este último no es el método habitual, ya la mayoría pueden ser identificados mediante</p><p>observación espectroscópica e incluso visual. Aun así, el análisis químico es la única</p><p>forma de identificar con exactitud la naturaleza de un mineral.</p><p>Las propiedades físicas son de gran importancia en el estudio de los minerales. Muchas</p><p>se pueden observar fácilmente, o recurrir a un espectroscopio.</p><p>Dureza de un mineral</p><p>La dureza de un mineral es la resistencia que presenta a ser rayado. Un mineral posee</p><p>una dureza mayor que otro, cuando el primero es capaz de rayar al segundo.</p><p>El mineralogista alemán Mohs estableció en 1822 una escala de medidas que lleva su</p><p>nombre, y que se utiliza en la actualidad, en la que cada mineral puede ser rayado por</p><p>los que le siguen. Se toman 10 minerales comparativos de más blando a más duro, que</p><p>son: talco, yeso, calcita, fluorita, apatito, ortosa (feldespato), cuarzo, topacio,</p><p>corindón y diamante.</p><p>Tenacidad o cohesión</p><p>La tenacidad o cohesión es el mayor o menor grado de resistencia que ofrece un mineral a la rotura, deformación,</p><p>aplastamiento, curvatura o pulverización. Se distinguen las siguientes clases de tenacidad:</p><p> Frágil: es el mineral que se rompe o pulveriza con facilidad. Ejemplos: cuarzo y el azufre.</p><p> Maleable: el que puede ser batido y extendido en láminas o planchas. Ejemplos: oro, plata, platino,</p><p>cobre, estaño.</p><p> Dúctil: el que puede ser reducido a hilos o alambres delgados. Ejemplos: oro, plata y cobre.</p><p> Flexible: si se dobla fácilmente pero, una vez deja de recibir presión, no es capaz de recobrar su forma</p><p>original. Ejemplos: yeso y talco.</p><p> Elástico: el que puede ser doblado y, una vez deja de recibir presión, recupera su forma original.</p><p>Ejemplo: la mica.</p><p>Fractura de un mineral</p><p>Cuando un mineral se rompe lo puede hacer de diversas formas:</p><p> Exfoliación: significa que el mineral se puede separar por superficies planas y paralelas a las caras reales.</p><p>Ejemplos: mica, galena, fluorita y yeso.</p><p> Laminar o fibrosa: cuando presenta una superficie irregular en forma de astillas o fibras. Ejemplo: la</p><p>actinolita.</p><p> Concoidea: la fractura presenta una superficie lisa y de suave curva, como la que muestra una concha</p><p>por su parte interior. Ejemplos: sílex y obsidiana.</p><p> Ganchuda: cuando se produce una superficie tosca e irregular, con bordes agudos y dentados. Ejemplos:</p><p>magnetita y cobre nativo.</p><p> Lisa: es la que presenta una superficie lisa y regular.</p><p> Terrosa: es la que se fractura dejando una superficie con aspecto granuloso o pulverulento.</p><p>Electricidad y magnetismo</p><p>Muchos minerales conducen bien la electricidad (conductores), mientras que se oponen a su paso (aislantes).</p><p>Unos pocos la conducen medianamente (semiconductores). Gracias a estos últimos se han desarrollado</p><p>semiconductores que permiten al ser humano conseguir un alto nivel tecnológico. Pero hay más comportamientos</p><p>de los minerales en relación con las fuerzas electromagnéticas:</p><p> Magnetismo: consiste en atraer el hierro y sus derivados. Los imanes naturales son permanentes. La</p><p>magnetita es un imán natural conocido desde tiempos muy remotos.</p><p> Piezoelectricidad: es la capacidad para producir corrientes eléctricas cuando se les aplica presión. Si se</p><p>aplica una fuerza a las caras de un cristal, genera cargas eléctricas y, si se aplican cargas eléctricas,</p><p>entonces se produce una deformación de las caras del cristal. Ejemplo: el cuarzo.</p><p> Piroelectricidad: se producen corrientes eléctricas en el extremo de las caras cuando el mineral se</p><p>somete a un cambio de temperatura. Ejemplos: cuarzo y turmalina.</p><p> Radiactividad: es la propiedad que poseen determinados minerales para emitir partículas de forma</p><p>natural y espontánea. La radiactividad natural tiene muchas aplicaciones científicas, médicas e</p><p>industriales, y los minerales que la poseen raramente alcanzan niveles peligrosos. Ejemplo: la uraninita.</p><p>Clasificación química</p><p>La clasificación química divide los minerales en grupos según sus compuestos químicos. Cualquier mineral</p><p>conocido puede ser integrado dentro de estos grupos, pues la práctica totalidad de ellos incluyen alguno de estos</p><p>compuestos.</p><p>1. Elementos nativos: son los que se encuentran en la naturaleza en estado libre, puro o nativo, sin combinar</p><p>o formar compuestos</p><p>del</p><p>agua subterránea y orientación de las discontinuidades.</p><p>Con el valor del RMR es posible establecer algunas propiedades geotécnicas preliminares del macizo, para</p><p>analizar la estabilidad del talud del frente de explotación actual.</p><p>El sistema Q, fue propuesto por Barton et al. (1974), basándose en una gran cantidad de casos tipo de estabilidad</p><p>en excavaciones subterráneas, siendo su principal propósito establecer un índice para determinar la calidad del</p><p>macizo rocoso en túneles. El sistema Q incluye parámetros como el índice de calidad de la roca (RQD), número</p><p>de sistemas de fisuras (Jn), rugosidad de las fisuras (Jr), alteración de las fisuras (Ja), factor de reducción por</p><p>agua en las fisuras (Jw), y el factor de reducción por esfuerzos (SRF). El valor numérico del índice Q se obtiene</p><p>a partir de la siguiente ecuación:</p><p>Clasificación Geomecánica RMR</p><p>Desarrollado por Bieniawski, (1989) constituye un sistema de clasificación de macizos rocosos que permite a su</p><p>vez relacionar índices de calidad con parámetros de diseño y de sostenimiento de túneles. El parámetro que</p><p>define la clasificación es el denominado índice RMR (ROCK MASS RATING), que indica la calidad del macizo rocoso</p><p>en cada dominio estructural a partir de los siguientes parámetros:</p><p>1. Resistencia a la compresión simple de la matriz rocosa.</p><p>2. R.Q.D. Grado de fracturación del macizo rocoso.</p><p>3. Espaciado de las discontinuidades.</p><p>4. Condiciones de las discontinuidades, el cual consiste en considerar los siguientes parámetros:</p><p> Apertura de las caras de la discontinuidad.</p><p> Continuidad o persistencia de la discontinuidad.</p><p> Rugosidad.</p><p> Alteración de la discontinuidad.</p><p> Relleno de las discontinuidades.</p><p>5. Presencia del Agua, en un macizo rocoso, el agua tiene gran influencia sobre su comportamiento, la</p><p>descripción utilizada para este criterio son: completamente seco, húmedo, agua a presión moderada y</p><p>agua a presión fuerte.</p><p>6. Orientación de las discontinuidades.</p><p>Para obtener el Índice RMR de Bieniawski se realiza lo siguiente:</p><p>i. Se suma los 5 variables o parámetros calculados, eso da como resultado un valor índice (RMR básico).</p><p>ii. El parámetro 6 que se refiere a la orientación de las discontinuidades respecto a la excavación.</p><p>2DO PARÁMETRO: CÁLCULO DEL R.Q.D</p><p>La calidad de roca RQD se puede determinar:</p><p>1. Trozos de rocas testigos mayores de 10 cm recuperados en sondeos.</p><p>2. Número total de discontinuidades que interceptan una unidad de volumen (1m³) del macizo rocoso,</p><p>definido mediante el parámetro Jv.</p><p>3. Teóricamente a partir de la densidad de las discontinuidades o frecuencia de las discontinuidades () por</p><p>Hudson, 1989.</p><p>Para el primer caso se utiliza la ecuación A:</p><p>Para el segundo caso se utiliza la ecuación B:</p><p>Para el tercer caso se utiliza la ecuación C:</p><p>El valor obtenido en las formulas A, B o C son comparados con la siguiente tabla:</p><p>3er PARÁMETRO: SEPARACIÓN DE LAS DISCONTINUIDADES</p><p>La separación o el espaciamiento de las discontinuidades está clasificada según la tabla que a continuación se</p><p>observa:</p><p>4to PARÁMETRO: CONDICIONES DE LAS DISCONTINUIDADES.</p><p>Aberturas de las discontinuidades.</p><p>Continuidad o persistencia de las discontinuidades.</p><p>Rugosidad de las discontinuidades.</p><p>Relleno de las discontinuidades.</p><p>Alteración de las discontinuidades.</p><p>5to PARÁMETRO: LA PRESENCIA DEL AGUA.</p><p>Para calcular la valoración según la presencia del agua se toma como referencia la tabla que a continuación se</p><p>especifica.</p><p>6to PARÁMETRO: ORIENTACIÓN DE LAS DISCONTINUIDADES.</p><p>Para la valoración de este parámetro se debe clasificar la roca de acuerdo al rumbo y buzamiento con respecto</p><p>a la obra civil que se va a ejecutar, esta clasificación se especifica a continuación:</p><p>Calidad del macizo rocoso con relación al Índice RMR</p><p>Guía para la excavación y soporte en túneles y obras de ingeniería donde la condición de la roca</p><p>es importante. (Según Bieniawski)</p><p>SISTEMA Q</p><p>Desarrollado por Barton, Lien y Lunde en 1974, constituye un sistema de clasificación de macizos rocosos que</p><p>permite establecer sistemas de sostenimientos para túneles y cavernas. El sistema Q está basado en la evaluación</p><p>numérica de seis parámetros que definen el índice Q. Este índice viene dado por la siguiente expresión:</p><p>Como se analiza, la Clasificación de Barton et al, se basa en 6 parámetros:</p><p> El primer coeficiente (R.Q.D./Jn) representa el tamaño de los Bloques.</p><p> El segundo coeficiente (Jr/Ja) representa la resistencia al corte entre los bloques.</p><p> El tercer y último coeficiente (Jw/SRF) representa el estado tensional del macizo rocoso.</p><p>El rango de Variación de los parámetros es el siguiente:</p><p>1er Parámetro: R.Q.D.</p><p>2do Parámetro: Índice de diaclasado Jn.</p><p>3er Parámetro: Índice de rugosidad Jr.</p><p>Tabla basada por la relación o el contacto entre las 2 caras de la Junta.</p><p>4to Parámetro: Coeficiente reductor por la presencia de agua Jw</p><p>5toParámetro: Índice de alteración de las</p><p>discontinuidades Ja</p><p>6to Parámetro: Condiciones tensionales SRF</p><p>Clasificación De Barton De Los Macizos Rocosos. Índice De Calidad Q</p><p>CLASIFICACIÓN DE HOEK Y BROWN (GSI)</p><p>Hoek et al, (1995) han propuesto un índice geológico de resistencia, GSI (geological strength index), que evalúa</p><p>la calidad del macizo rocoso en función del grado y las características de la fracturación, estructura geológica,</p><p>tamaño de los bloques y alteración de las discontinuidades.</p><p>CLASIFICACIÓN GEOMECÁNICA DE ROMANA (SMR):</p><p>El índice SMR para la clasificación de taludes se obtiene del índice RMR básico, restando un “factor de ajuste”</p><p>que es función de la orientación de las discontinuidades (y producto de tres subfactores) y sumando un “factor</p><p>de excavación” que depende del método utilizado.</p><p>RMR se calcula de acuerdo con los coeficientes de Bieniawaski, como la suma de las valoraciones correspondientes</p><p>a 5 parámetros:</p><p> Resistencia a compresión simple de la matriz rocosa,</p><p> RQD,</p><p> Separación de las discontinuidades,</p><p> Condición de las discontinuidades,</p><p> Flujo de agua en las discontinuidades.</p><p>El rango del RMR es 0 – 100.</p><p>El factor de ajuste de las discontinuidades es producto de tres subfactores:</p><p>F1, depende del paralelismo entre el rumbo de las discontinuidades y la cara del talud. Varía entre 1,00</p><p>(cuando ambos rumbos son paralelos) y 0,15 (cuando el ángulo entre ambos rumbos es mayor de 30º y la</p><p>probabilidad de rotura es muy baja. Estos valores establecidos empíricamente ajustan aproximadamente</p><p>a la expresión:</p><p>Siendo j y s los valores de dirección de la discontinuidad (j) y del talud (s).</p><p>F2, depende del buzamiento de la discontinuidad en la rotura plana. Varía entre 1,00 (para</p><p>discontinuidades con buzamiento superior a 45º) y 0,15 (para discontinuidades con buzamiento inferior</p><p>a 20º). Puede ajustarse aproximadamente según la relación:</p><p>Donde j es el buzamiento de la discontinuidad</p><p>F3, refleja la relación entre los buzamientos de la discontinuidad y del talud.</p><p>El factor de ajuste según el método de excavación. F4, ha sido establecido empíricamente como:</p><p>Los taludes naturales, son más estables a causa de los procesos previos de erosión sufridos por el talud, y de los</p><p>mecanismos internos de protección que muchos de ellos poseen (vegetación, desecación superficial, drenaje</p><p>torrencial, etc). F4 = +15.</p><p>Los precorte, aumentan la estabilidad de los taludes en media clase. F4 = +10. Las técnicas de voladura suave</p><p>(recorte) bien ejecutadas, también aumentan la estabilidad de los taludes. F4 = +8. Las voladuras normales</p><p>aplicadas con métodos razonables no modifican la estabilidad. F4 = 0.</p><p>Las voladuras defectuosas son muy frecuentes y pueden dañar seriamente a la estabilidad. F4 = -8. La excavación</p><p>mecánica de los taludes por ripado solo es posible cuando el macizo rocoso está muy fracturado o la roca blanda.</p><p>Con frecuencia se combina con prevoladuras poco</p><p>cuidadosas. Las caras del talud presentan dificultades de</p><p>acabado. Por ello el método ni mejora ni empeora la estabilidad.</p><p>FUENTE</p><p> BELANDRIA, N (S.F.) CLASIFICACIONES GEOMECÁNICA DE LOS MACIZOS ROCOSOS SEGÚN: BIENIAWSKI, BARTON, HOEK Y</p><p>BROWN, ROMANA. CONSULTADO EL 14 DE NOVIEMBRE DEL 2017, OBTENIDO DE</p><p>HTTP://WEBDELPROFESOR.ULA.VE/INGENIERIA/NBELANDRIA/MATERIAS/GEOTECNIA/GUIA_GEOTECNIA.PDF</p><p> MERCEDES, F. ET AL (2007). MANUAL DE CAMPO PARA LA DESCRIPCIÓN Y CARACTERIZACIÓN DE MACIZOS ROCOSOS EN AFLORAMIENTOS. INSTITUTO</p><p>GEOLOGICO Y MINERO DE ESPAÑA. MADRID.</p><p>http://webdelprofesor.ula.ve/ingenieria/nbelandria/materias/geotecnia/guia_geotecnia.pdf</p><p>j. Propiedades Geomecánicas de las Rocas</p><p>Estas propiedades son de índice cualitativo, periten predecir el comportamiento mecánico de los macizos rocosos</p><p>y son directamente aplicables dentro del diseño ingenieril.</p><p>Propiedades Mecánicas</p><p>Las propiedades mecánicas definen la capacidad del material para resistir acciones externas o internas que</p><p>implican la aplicación de fuerzas sobre el mismo. Esencialmente, estas fuerzas son de compresión, tensión (o</p><p>extensión), flexión y de impacto.</p><p>Las propiedades mecánicas más importantes son:</p><p> Deformabilidad.</p><p> Resistencia.</p><p> Permeabilidad.</p><p>Deformabilidad.</p><p>Cuando sometemos una muestra de</p><p>roca a una carga ésta tiende a cambiar</p><p>de forma, de volumen o bien las dos</p><p>cosas simultáneamente. En cualquiera</p><p>de estos tres casos la roca se deforma.</p><p>La deformación puede medirse si</p><p>hacemos referencia a la variación de longitudes de una línea situada dentro de la roca y/o a la variación del</p><p>ángulo φ entre dos líneas (deformación de cizalla). La deformación se presenta cuando un material está sujeto</p><p>a un esfuerzo provocado por fuerzas de superficie externas, por fuerzas de tipo gravitatorio o por otras causas.</p><p>Durante el periodo de aplicación del esfuerzo, éste y la deformación son de hecho inseparables, por lo que se</p><p>acostumbra estudiar a la deformabilidad mediante gráficas esfuerzo-deformación.</p><p>Resistencia.</p><p>En el estudio de las propiedades de resistencia de una roca hay</p><p>que considerar, en general, tres clases de esfuerzos: de</p><p>compresión (que tienden a disminuir el volumen del material);</p><p>de tensión (que tiende a crear fracturas en el material) y</p><p>cortantes (que tienden a desplazar unas partes de la roca con</p><p>respecto a las otras).</p><p>De acuerdo con esta clasificación de la roca puede presentar</p><p>resistencia a la compresión y resistencia al esfuerzo cortante,</p><p>la resistencia a la tensión en cambio puede despreciarse; como</p><p>consecuencia, aquellas estructuras o parte de estructuras que</p><p>han de experimentar tensiones no se construyen con material</p><p>rocoso, sino de otros materiales más apropiados, tales como el</p><p>concreto armado o el acero.</p><p>Permeabilidad.</p><p>Es la propiedad de algunos materiales de permitir el paso de</p><p>fluidos a través de ellos sin modificar su estructura interna.</p><p>Una roca se considera permeable cuando permite el paso de una cantidad medible de fluido en un espacio de</p><p>tiempo finito. Hay varios factores que influyen en la permeabilidad, por ejemplo: la temperatura, la estructura,</p><p>estratificación, existencia de cavidades, fracturas, etc.</p><p>Porosidad</p><p>La porosidad de un material es el volumen de espacios abiertos que contiene relativo a su volumen total.</p><p>Los poros son pequeños espacios abiertos existentes en los materiales rellenos por soluciones acuosas y/o</p><p>gaseosas (e.g., aire). Los poros pueden estar abiertos (i.e., intercomunicados) o cerrados, y ser grandes o</p><p>pequeños. El tamaño de poro medio y el grado de intercomunicación entre los poros determinan el tipo y grado</p><p>de movimiento de soluciones líquidas y gaseosas por el interior de los materiales. Esto controla en gran parte su</p><p>durabilidad. Los poros pueden clasificarse en función de su tamaño en:</p><p>Adsorción y absorción de agua</p><p>Estas propiedades se relacionan con la movilidad de vapor de agua o agua líquida en los materiales, esto es con</p><p>la permeabilidad del medio a estas sustancias:</p><p> Adsorción es la adhesión de moléculas de gases o de moléculas en solución a las superficies de los cuerpos</p><p>sólidos con los que están en contacto. La higroscopicidad es la propiedad de los materiales de adsorber</p><p>vapor de agua de la atmósfera.</p><p> Absorción es la incorporación o asimilación de líquidos en el interior del sistema poroso del material.</p><p>La succión de agua es la propiedad de los materiales de absorber agua líquida en contacto con los</p><p>mismos.</p><p>La higroscopicidad está controlada por la temperatura y humedad relativa del aire, por los tipos de poros, su</p><p>número y tamaño, y por la naturaleza de la sustancia implicada. Debido a la naturaleza polar del agua, este</p><p>último control se debe a la existencia o no de cargas residuales no compensadas en las superficies de las</p><p>sustancias. Así, las superficies de algunas sustancias compuestas por átomos con enlaces iónicos atraen al agua</p><p>(i.e., sustancias hidrófilas) mientras que las superficies de otros compuestos por átomos con enlaces covalentes</p><p>la repelen (i.e., sustancias hidrófobas). Las sustancias hidrófilas tienen a disolverse en agua, mientras que las</p><p>hidrófobas no, resistiendo la acción de los medios acuosos.</p><p>A igualdad de otros factores, la higroscopicidad de un material depende del área superficial expuesta, i.e.,</p><p>incluyendo la de los poros y canales capilares. Los materiales con idéntica porosidad total, pero con poros más</p><p>finos (capilares) son más higroscópicos que los que presentan poros grandes, lo cual es debido a que los primeros</p><p>presentan mayor superficie específica.</p><p>La absorción de agua es función de la porosidad total, y del tamaño y forma de los poros. Así, la cantidad de</p><p>agua absorbida es siempre menor que la porosidad total del material ya que parte de los poros se encuentran</p><p>cerrados, i.e., aislados del medio exterior y no accesibles al agua. Dado que los porcentajes de agua absorbida</p><p>son proporcionales a la porosidad del material, y esta puede variar entre distintos materiales, se recurre a una</p><p>normalización ulterior para comparar materiales de porosidad variada. Esta normalización se lleva a cabo</p><p>respecto del porcentaje en peso de agua bajo saturación forzada, esto es, bajo condiciones de presión mucho</p><p>menores de la atmosférica, tendiendo al vacío, recalculando el incremento de masa en los distintos tiempos</p><p>respecto de la cantidad máxima de agua absorbida (Wt,max), esto es, el porcentaje de peso de agua para el</p><p>tiempo t.</p><p>Capilaridad</p><p>El fenómeno de la capilaridad, cuyo resultado es el movimiento ascendente o descendente de un líquido en el</p><p>interior de un tubo fino de un material sólido cuando éste es sumergido en el líquido, es debido a la existencias</p><p>de fuerzas en la superficie de las sustancias sólida (e.g., vidrio), líquida (e.g., agua) y gaseosa (e.g., aire) en</p><p>contacto. Estas fuerzas se denominan de tensión superficial.</p><p>La conjunción de estas fuerzas hace que las gotas de un líquido depositadas sobre la superficie de un material</p><p>sólido presenten ángulos de contacto sólido-líquido variados en función de la naturaleza de los sólidos y líquidos.</p><p>Así, los líquidos “mojan” a los sólidos cuando el ángulo de contacto está comprendido entre 0 y 90º, en cuyo caso</p><p>el líquido asciende por el capilar. Si por el contrario la conjunción de fuerzas mencionada anteriormente</p><p>condicionan que el ángulo de contacto sólido-líquido esté comprendido entre 90 y 180, el líquido no moja al</p><p>material y desciende por el capilar. Estas relaciones se ilustran en las Figuras 3 y 4. En consecuencia, el efecto</p><p>que debe producir un material hidrofugante (protectivo o consolidante) aplicado sobre un material debe ser el</p><p>de incrementar el ángulo de contacto del material pétreo, y obstaculizar el ascenso del agua por su sistema</p><p>poroso. El efecto contrario es el obtenido por los agentes detergentes o jabones (i.e., tensoactivos).</p><p>La altura a la que asciende (o desciende) un líquido en un capilar no es sólo función del</p><p>ángulo de contacto, sino</p><p>que depende también del radio del capilar. La ecuación que permite calcular la altura alcanzada es:</p><p>Dureza</p><p>La dureza es la resistencia de los materiales para resistir la penetración de otro cuerpo. Para el caso de minerales,</p><p>la dureza se ha considerado clásicamente como la resistencia que presenta un mineral a ser rayado por otro</p><p>mineral o material. F. Mohs dedujo empíricamente una escala cualitativa basada en las durezas relativas de</p><p>distintos minerales que ha sido muy utilizada como criterio de clasificación y de determinación. Esta escala es</p><p>como sigue:</p><p>Expansión térmica</p><p>En general, el incremento de la temperatura de cualquier material produce un aumento de su volumen. Esto se</p><p>debe a que la energía térmica absorbida induce un incremento en las vibraciones de los átomos constitutivos de</p><p>la materia, agrandando las distancias interatómicas. Este fenómeno se describe como expansión volumétrica</p><p>de origen térmico a presión constante, o simplemente expansión térmica, y su medida se realiza en términos</p><p>del coeficiente de expansión térmica (a). Este coeficiente representa el incremento relativo de volumen</p><p>producido al aumentar la temperatura en un grado a presión constante, y puede escribirse como:</p><p>Cuando el incremento de volumen no depende de la temperatura a la que se mida. Las dimensiones de a sonºC-</p><p>1, y sus valores son positivos en la mayor parte de los casos ya que, como se ha indicado anteriormente, las</p><p>sustancias suelen aumentar de volumen al aumentar la temperatura. No obstante, existen algunas sustancias que</p><p>disminuyen su volumen al aumentar la temperatura en determinados rangos de esta última, como es el caso del</p><p>cuarzo-b (y el agua).</p><p>Por lo que se refiere a los minerales cuya estructura cristalina no es cúbica, como es el caso de la mayoría de los</p><p>minerales que constituyen las rocas comunes, sus coeficientes de expansión térmica dependen de la dirección</p><p>cristalina en la que se mida (esto es, los minerales son anisótropos respecto de esta propiedad). Así, el cuarzo-</p><p>a se expande más perpendicularmente a su eje c (eje principal de simetría y de elongación) que paralelamente a</p><p>él. Este comportamiento se denomina expansión térmica diferencial, y su medida se realiza en términos</p><p>de coeficientes de expansión térmica lineal (l), que representan los incrementos relativos de longitud</p><p>producidos al aumentar la temperatura en un grado a presión constante:</p><p>La dimensión de este coeficiente es también ºC-1, y sus valores son positivos en la mayor parte de los casos por</p><p>la misma causa que se ha indicado más arriba. No obstante, existen algunas sustancias que disminuyen su longitud</p><p>en direcciones determinadas al aumentar la temperatura, como en el caso de la calcita, que se expande</p><p>paralelamente a su eje c y se contrae perpendicularmente a él. No obstante, el coeficiente de expansión térmica</p><p>de la calcita en términos de volumen es positivo, ya que la contracción que sufre perpendicularmente al eje c</p><p>es proporcionalmente menor a la expansión que sufre paralelamente al mismo. En el caso del cuarzo-b, el</p><p>incremento de temperatura supone contracciones en todas las direcciones cristalográficas, por lo que el resultado</p><p>neto es un descenso de volumen (o aumento de densidad).</p><p>FUENTE:</p><p> UGR (2007) PROPIEDADES DE LAS ROCAS DE CONSTRUCCIÓN Y ORNAMENTACIÓN. CONSULTADO EL 15 DE NOVIEMBRE DEL 2017, OBTENIDO DE</p><p>HTTP://WWW.UGR.ES/~AGCASCO/PERSONAL/RESTAURACION/TEORIA/TEMA05.HTM</p><p>k. Socavación</p><p>Qué es la socavación</p><p>Es la degradación del fondo de un cauce, la remoción de los materiales del fondo por la acción del flujo de agua,</p><p>ésta depende de las características de la corriente y de las propiedades de dichos materiales del fondo. Los</p><p>materiales granulares se erosionan rápidamente y los suelos arcillosos son más resistentes a la erosión. Es por</p><p>esto que en arenas la socavación se alcanza en horas, mientras que en suelos cohesivos puede tardar días y en</p><p>rocas años.</p><p>Tipos de socavación</p><p>La socavación suele presentarse en la naturaleza como un fenómeno natural, en cuyo caso se denomina</p><p>socavación natural, al estudiarse este tipo de socavación se le llama socavación general, cuando la socavación</p><p>es alterada o provocada por una estructura construida por el hombre, se denomina socavación inducida; en la</p><p>socavación inducida se estudia la socavación local en pilas o estribos y la socavación por contracción.</p><p>Socavación general</p><p>La socavación general ocurre en todos los cauces, independientemente si existe alguna obra como un puente o</p><p>no, pues es el descenso del fondo del cauce producido por una avenida, aumentando la capacidad de arrastre</p><p>del material sólido y puede ser a corto o largo plazo, refiriéndose a corto plazo cuando viene una inundación y</p><p>al poco tiempo ocurre otra. A largo plazo cuando el tiempo entre avenidas es de años. Al presentarse una avenida</p><p>y aumentar la velocidad del cauce, también incrementa la capacidad de arrastre de la corriente, por lo que</p><p>comienza a degradarse el fondo, caso contrario, cuando empieza a disminuir la velocidad inicia una etapa de</p><p>depósito de material.</p><p>Socavación por contracción</p><p>La socavación por contracción es causada por la disminución del ancho del flujo ya sea por causas naturales,</p><p>como contracción natural de la corriente, acumulación de basura, crecimiento de la vegetación en el cauce; o</p><p>artificiales, como son las pilas y estribos de un puente.</p><p>Disminuir una sección del río, es decir, disminuir el área de flujo, implica un aumento de velocidad media del</p><p>agua, lo que representa un aumento en el esfuerzo cortante en el fondo del cauce, haciendo que la erosión y</p><p>http://www.ugr.es/~agcasco/personal/restauracion/teoria/TEMA05.htm</p><p>transporte del material en la sección de contracción sea mayor que el material transportado que el flujo ya traía.</p><p>Al haber mayor transporte de material, la elevación del cauce disminuye, haciendo que el área de flujo aumente</p><p>y por continuidad la velocidad y el esfuerzo cortante tienden a disminuir hasta que se alcanza un cierto equilibrio</p><p>en el río.</p><p>Socavación local</p><p>La socavación local ocurre cuando el material que se encuentra alrededor de pilas y estribos es removido, se</p><p>produce cuando cambia la dirección y aceleración de la línea de flujo, generando vórtices debido a la presencia</p><p>de estas estructuras, pues las pilas y estribos cambian las condiciones hidráulicas. Conocer la socavación en las</p><p>pilas es esencial para el diseño de la cimentación, ya que la falla de este elemento es crucial para toda la</p><p>estructura, como se muestra en la Figura 4.</p><p>En la Figura 5 se muestra la socavación local en los estribos, en este caso el estribo no sufrió algún colapso, pero</p><p>la socavación generó una separación entre el terraplén y la superficie de rodamiento del puente, dejando al</p><p>puente inhabilitado.</p><p>Debido a lo anterior, es importante conocer todos los factores a los que está sometido un puente y qué tipo de</p><p>socavación es la que está afectando más a la estructura y así en caso de refuerzo saber atacar el problema o en</p><p>caso de una construcción nueva tener especial cuidado a ese respecto.</p><p>Para lograr hacer una estimación de la profundidad de la socavación, es necesario conocer ciertos parámetros,</p><p>como las características geométricas de los puentes en estudio, información hidrométrica, litológica y las</p><p>expresiones que se van a emplear para estimar la socavación.</p><p>Además de contar con una base de datos de las características geométricas, es necesario contar con información</p><p>hidrométrica que contenga información de velocidad y gastos de los flujos de los cauces localizados en la zona</p><p>en estudio.</p><p>Para estimar el tirante de socavación, es necesario conocer el tamaño promedio de las partículas que se</p><p>encuentran en el cauce, ya sea material de fondo o del material arrastrado, por lo que se recomienda tener</p><p>estudios de mecánica de suelos, de preferencia, estudios recientes de la zona en estudio. Aunque</p><p>si no se tienen</p><p>estos estudios se puede consultar a la bibliografía existente o pedir, si es posible a los diferentes organismos que</p><p>hayan trabajado en la zona, los estudios geotécnicos donde contenga la información del tipo de suelo y tamaño</p><p>de las partículas. Por esta razón también se creó una base de datos con información litológica del país.</p><p>Determinación de la socavación</p><p>Diferentes autores ya han estudiado el tema de socavación, y como se menciona anteriormente, existen</p><p>diferentes tipos de socavación.</p><p>Para la socavación local en pilas, Ettema (1980) propone una expresión donde involucra la velocidad de la</p><p>corriente (v), la viscosidad del agua (), el tiempo (t), y una constante Ki, la expresión es la siguiente:</p><p>El ancho de la pila corresponde a B y D50 es el diámetro medio del material que se encuentra en el flujo. Por</p><p>otra parte, Froelich (1989) propone la siguiente expresión:</p><p>En ella, interviene un coeficiente que depende de la forma de la pila (Φ), y el ancho de ella (B), además del</p><p>tirante aguas arriba (Y1) y el número de Froude (Fr) donde se localiza el estribo.</p><p>Una expresión más sencilla que las anteriores es la propuesta por Neill (1964), mencionada por Federico y Silvagni</p><p>y Volpi (2002), él hace intervenir el ancho de la pila (B) y altura de la corriente cuando ésta se encuentra en</p><p>calma (Y0), la expresión es la siguiente:</p><p>Para estimar la socavación local en estribos. Froelich (1991), propone:</p><p>Involucrando el tirante (Y0), el ancho del estribo (L) y diferentes coeficientes, uno en función de la forma del</p><p>estribo (K1), y el otro, en función del ángulo entre la corriente y el estribo (K2).</p><p>Richardson (1990) propone una expresión que también se puede emplear para determinar la socavación local en</p><p>estribos, ésta involucra un coeficiente K1 que está en función del tipo de estribo y un tirante aguas arriba (Y1),</p><p>la expresión es la siguiente:</p><p>Determinación de la socavación por contracción</p><p>En la socavación por contracción básicamente intervienen tres factores, el ancho de la sección, los estribos y las</p><p>pilas de un puente, éstos últimos afectan directamente el área de flujo, la disminuyen, provocando aumento en</p><p>la velocidad y transporte de material.</p><p> Expresión de Laursen</p><p>Para la socavación por contracción se utiliza la ecuación 1 propuesta por Laursen (1963), la cual toma en cuenta</p><p>el material, el ancho de la sección y el gasto.</p><p>o Ds, profundidad media de socavación por contracción (m).</p><p>o Hs, profundidad media del flujo en el cauce en la sección contraída del puente después de la</p><p>socavación (m).</p><p>o h2, profundidad existente en la sección contraída del puente antes de la socavación (m).</p><p>o Q2, gasto a través del puente o en las laderas sin considerar el transporte de sedimentos (m 3</p><p>/s).</p><p>o Dm, 1.25 del diámetro medio efectivo del material más pequeño del lecho en el cauce o en la</p><p>zona de inundación que no es transportado por el flujo (m).</p><p>o B2, ancho efectivo del cauce en el puente (m).</p><p> Expresión del Michigan Tech</p><p>Además de la expresión propuesta por Laursen (1963) para el cálculo de socavación por contracción, también</p><p>existe una expresión propuesta por la Universidad Tecnológica de Michigan (Michigan Tech, 2011) que involucra</p><p>el ancho y el flujo antes de la sección contraída y en la sección de contracción. Esta expresión se muestra a</p><p>continuación:</p><p>o ys, profundidad promedio de socavación por contracción (m).</p><p>o y2, profundidad promedio después de la socavación en la sección de contracción (m).</p><p>o y1, profundidad promedio en la sección aguas arriba (m).</p><p>o y0, profundidad promedio en la sección contraída antes de la socavación (m).</p><p>o Q1, flujo antes de la sección de contracción (m 3 /s).</p><p>o Q2, flujo en la sección de contracción (m 3 /s).</p><p>o W1, ancho en la sección aguas arriba (m).</p><p>o W2, ancho en la sección de contracción, es decir, ancho efectivo, ancho menos ancho de pilas</p><p>(m).</p><p>o K1, exponente dependiendo del transporte del material del lecho (m).</p><p>El exponente K1 puede adoptar tres valores diferentes que están relacionados con la velocidad de la sección, la</p><p>pendiente y el tamaño del material arrastrado; estos valores se muestran en la Tabla 2.</p><p>Para determinar el valor de V* se emplea la siguiente expresión:</p><p> V*, velocidad en la sección.</p><p> w, velocidad de caída del material del cauce, basado en el D50.</p><p> D50, diámetro medio efectivo del material.</p><p> S1, pendiente de la línea de energía en la sección.</p><p>Socavación local en pilas</p><p>Las pilas y los estribos intervienen en la línea de flujo, pero aún así es diferente para cada uno de ellos, en las</p><p>pilas el flujo del agua está en contacto en todas sus paredes laterales, además de generar vórtices. Con los</p><p>estribos es diferente, no todas las paredes de esta estructura alteran el flujo, así que se deben de tratar por</p><p>separado, el fenómeno de socavación local en pilas y el de socavación local en estribos.</p><p>La socavación local en pilas se puede determinar con la expresión propuesta por Paris (1997), mencionada en</p><p>mencionada por Federico y Silvagni y Volpi (2002), en ella se hace una relación entre el ancho total y el ancho</p><p>efectivo. Otros autores involucran la forma de la pila y hacen ciertas relaciones con este aspecto, mientras que</p><p>Paris sólo involucra el ancho de la pila. La expresión de Paris (1997) es la siguiente:</p><p>o YLP es la socavación local en la pila (m). Y1 es el tirante aguas arriba de la sección del puente</p><p>(m).</p><p>o Y2 es el tirante en la sección del puente (m).</p><p>o W1 es el ancho de la sección aguas arriba (m).</p><p>o W2 es el ancho efectivo de la sección donde se localiza el puente (m).</p><p>Como se menciona anteriormente, el ancho efectivo será el ancho total menos ancho de pilas. Esta expresión es</p><p>muy parecida a la expresión de socavación por contracción del Michigan Tech, sólo que en este caso el valor de</p><p>K1, se define como 0.63.</p><p>Es conveniente contar con información hidrométrica e información geotécnica de todo el país o, en casos únicos,</p><p>información del área de estudio, para así evitar lo más posible la suposición de datos, al realizar los cálculos de</p><p>la socavación y que éstos arrojen resultados confiables para poder utilizarlos en diferentes proyectos. Al conocer</p><p>la profundidad de socavación que se podría generar en un puente con ciertas características, se podrá tener el</p><p>puente con una buena profundidad en su cimentación y que al generarse la socavación, ésta no rebase la</p><p>cimentación y no genere problemas en el puente.</p><p>FUENTE</p><p> AGUADO S., A. (2012) ESTIMACIÓN DE LA SOCAVACIÓN EN PUENTES PARA SU USO EN EL CÁLCULO DEL RIESGO FÍSICO. CONSULTADO EL 07 DE</p><p>NOVIEMBRE DEL 2017, OBTENIDO DE</p><p>HTTP://WWW.PTOLOMEO.UNAM.MX:8080/XMLUI/BITSTREAM/HANDLE/132.248.52.100/2414/TESIS.PDF?SEQUENCE=1</p><p> ERN, EVALUACIÓN DE RIESGOS NATURALES, (2011), ESTUDIOS DE MECÁNICA DE SUELOS DE LOS PROYECTOS REALIZADOS, MÉXICO.</p><p> ETTEMA, R., (1980), “SCOUR AT BRIDGE PIERS”, REPORT NO. 216, UNIVERSITY F AUCKLAND, SCHOOL OF ENGINEERING, AUCKLAND,</p><p>NEW ZELAND.</p><p>l. Ondas Sísmicas</p><p>¿Qué es una onda?</p><p>Ondas elásticas. Si tomamos una barra de algún material elástico (metal, madera, piedra, etc.) por un extremo</p><p>y la golpeamos en el otro extremo, sentiremos que la energía del golpe se transmite a través de la barra y llega</p><p>a nuestra mano. Esto sucede porque cada parte de la barra se deforma y luego vuelve a su forma original; al</p><p>deformarse jala o empuja a las partes vecinas, las cuales, a su vez, mueven a sus propias partes vecinas, etc.,</p><p>lo que hace que la deformación viaje a lo largo de la barra. Nótese que es la deformación la que viaja y no las</p><p>partículas o pedazos de la barra, los cuales sólo se desplazan un poco de su posición original y luego vuelven a</p><p>ella.</p><p>Una deformación que viaja a través de un medio elástico se llama onda elástica; y cuando el medio a través del</p><p>cual se desplaza es la Tierra, se llama onda sísmica.</p><p>Al conjunto de todos los puntos en el espacio que son alcanzados simultáneamente</p><p>por una onda se le</p><p>llama frente de onda. Un ejemplo familiar es el de las ondas formadas en la superficie de un lago al dejar caer</p><p>en ella algún objeto; los frentes de onda son los círculos concéntricos que viajan alejándose de la fuente, es</p><p>decir, del lugar donde se originó el disturbio.</p><p>Si trazamos líneas (imaginarias) perpendiculares a los frentes de onda</p><p>(indicadas por líneas punteadas en la figura), veremos que indican la dirección</p><p>en la que viajan las ondas. Estas líneas son llamadas rayos, y son muy útiles</p><p>para describir las trayectorias de la energía sísmica.</p><p>La onda sísmica deforma el terreno a través del cual pasa, lo cual indica que</p><p>puede hacer trabajo, y, por lo tanto, corresponde a energía elástica que se</p><p>desplaza. En el caso de ondas generadas por explosiones, la energía es</p><p>producto de las reacciones químicas o nucleares que causaron la explosión; en</p><p>el caso de ondas generadas por sismos, es la que estaba almacenada como</p><p>energía de deformación en las rocas.</p><p>Ondas senoidales. Las ondas más sencillas son las senoidales (aquéllas cuyos valores varían en el tiempo y/o en</p><p>el espacio como senos o cosenos trigonométricos), como las que se muestran en las tres primeras trazas de la</p><p>figura siguiente. Cada una se caracteriza por su frecuencia f (el número de veces que el movimiento se repite en</p><p>cierto tiempo), expresada en Hertz (ciclos/segundo, abreviado Hz), o por su periodo T = 1 /f (el tiempo que</p><p>tarda en repetirse), expresado en segundos, su amplitud A (el máximo valor que puede tomar), expresada en</p><p>unidades de longitud (usualmente micras o centímetros) y su fase (qué valor tiene la onda, es decir, en qué punto</p><p>de su ciclo está, para un tiempo o lugar de referencia). Si una onda senoidal viaja con una velocidad V, al cabo</p><p>de un periodo habrá recorrido una distancia , llamada su longitud de onda.</p><p>Representación de Fourier. Si sumamos las tres ondas senoidales de la figura</p><p>siguiente, obtenemos la traza situada bajo ellas, la cual es menos regular que éstas</p><p>y presenta un máximo donde los valores de las trazas componentes se</p><p>suman (interferencia constructiva) y valores menores donde se anulan (interferencia</p><p>destructiva).</p><p>De esta manera podemos construir una onda de cualquier forma, mediante la suma</p><p>(a veces infinita) de ondas senoidales con diferentes amplitudes y frecuencias</p><p>(teorema de Fourier). La amplitud de cada onda senoidal componente nos indica qué</p><p>tanto de ella contiene la onda sísmica en cuestión. Se llama espectro de la señal</p><p>sísmica al conjunto de sus componentes senoidales.</p><p>Se dice que una onda sísmica es de alta o baja frecuencia (o de periodo corto o largo) según predominen en su</p><p>espectro unas u otras componentes.</p><p>Ondas de cuerpo</p><p>La teoría de la elasticidad nos dice que son posibles dos tipos de ondas elásticas que viajan a través de la Tierra,</p><p>y que son conocidas como ondas de cuerpo u ondas internas, las cuales pueden ser compresionales o de cizalla.</p><p>Ondas P. Las ondas compresionales son las que se transmiten cuando las partículas del medio se desplazan en la</p><p>dirección de propagación, produciendo compresiones y dilataciones en el medio. Esto es fácil de visualizar si</p><p>pensamos en un resorte como el mostrado en la figura 1. Si comprimimos un extremo del resorte (a) y luego lo</p><p>soltamos, el material comprimido se extiende en la dirección indicada por la flecha pequeña, comprimiendo al</p><p>material que está junto a él (b). Esa compresión y la dilatación (extensión) correspondiente viajan en la dirección</p><p>indicada por las flechas gruesas, que es la misma</p><p>(aunque puede variar el sentido) del</p><p>desplazamiento de las partículas.</p><p>Figura 1. Onda compresional propagándose a lo largo de un</p><p>resorte con velocidad v. C indica compresión y D indica</p><p>dilatación. El desplazamiento de las partículas del resorte</p><p>se produce en las direcciones indicadas por d.</p><p>Ésta es la más veloz de todas las ondas sísmicas</p><p>(más de 5 km/s en las rocas graníticas cercanas a</p><p>la superficie, y alcanza más de 11 km/s en el</p><p>interior de la Tierra) y, por lo tanto, es la primera</p><p>en llegar a cualquier punto, en ser sentida y en</p><p>ser registrada en los sismogramas, por lo que se</p><p>llamó onda Primera o Primaria y de allí el nombre</p><p>de P (en inglés se asocia también con push que</p><p>significa empujón o empujar).</p><p>Ondas S. Las ondas de corte o de cizalla, llamadas ondas S, son aquéllas en las cuales las partículas del medio se</p><p>desplazan perpendicularmente a la dirección de propagación, por lo que están asociadas con deformaciones del</p><p>terreno de tipo de cizalla. Podemos visualizarlas si pensamos en las ondas que viajan por una cuerda tensa (Figura</p><p>2) y movemos uno de sus extremos perpendicularmente a ella (a). Cada partícula de la cuerda se mueve, hacia</p><p>arriba o hacia abajo en la dirección indicada por las flechas pequeñas, jalando a sus vecinas; de manera que la</p><p>onda viaja en la dirección de la cuerda (indicada por la flecha grande) perpendicularmente a la dirección del</p><p>desplazamiento de cada pedazo de cuerda (b-c).</p><p>Figura 2. Onda de cizalla propagándose con</p><p>velocidad v a lo largo de una cuerda. El</p><p>desplazamiento de las partículas de la cuerda se da</p><p>en las direcciones indicadas por d.</p><p>La onda S es más lenta que la onda P. En</p><p>una amplia gama de rocas su velocidad,</p><p>Vs, es aproximadamente igual a la</p><p>velocidad de la onda P, Vp, dividida</p><p>entre (esto es conocido</p><p>como condición de Poisson). Como la onda</p><p>S es la segunda en llegar se le</p><p>llamó Secundaria, y de allí su nombre (en</p><p>inglés se asocia con shake, que significa</p><p>sacudir). Como los líquidos no pueden</p><p>soportar esfuerzos cortantes, las ondas S</p><p>no se propagan a través de ellos.</p><p>El desplazamiento de las partículas en el terreno durante el paso de la onda puede ser en cualquier dirección</p><p>perpendicular a la de propagación; pero, a veces, pueden desplazarse en una sola dirección, en cuyo caso se dice</p><p>que las ondas están polarizadas. La componente vertical de la onda S se denota a menudo por SV, mientras que</p><p>la componente horizontal se denota por SH.</p><p>Usualmente la onda S tiene mayor amplitud que la onda P, y se siente más fuerte que ésta.</p><p>Ondas superficiales</p><p>Además de las ondas que viajan a través del terreno, existen otras que lo hacen por la superficie, esto es, su</p><p>amplitud es máxima en ésta y nula en las grandes profundidades.</p><p>Estas ondas pueden explicarse como causadas por la interferencia de las ondas de cuerpo (interacción de muchas</p><p>de estas ondas que viajan en diferentes direcciones), y son más lentas que éstas. En el caso de los telesismos (los</p><p>que ocurren a más de 1000 km de distancia del observador), como el mostrado en la siguiente figura, las ondas</p><p>superficiales llegan mucho después que las de cuerpo, y podemos apreciar que presentan dispersión; esto es, las</p><p>ondas de diferentes frecuencias viajan con diferentes velocidades</p><p>Telesismo registrado en sismómetros vertical (Z) y horizontal en dirección Norte-Sur (N) y Este-Oeste (E). En (a) d indica cómo es el</p><p>desplazamiento de una partícula de la supeificie de la Tierra al paso de una onda Rayleigh con velocidad v.</p><p>A continuación se explican los dos tipos principales de ondas superficiales:</p><p>Ondas de Rayleigh. Éstas, denotadas usualmente por R, o LR cuando son de periodo muy largo (Figura anterior),</p><p>se deben a la interacción entre las ondas P y las SV, y el movimiento de cada partícula de la superficie del terreno</p><p>al paso de la onda se da en forma de elipse retrógrada, según se muestra en la figura anterior (a).</p><p>Son las ondas más lentas con velocidades de grupo (la velocidad con que viaja la energía) que van de 1 a 4 km/s,</p><p>según se muestra en la figura 4 (a), que muestra varias curvas que corresponden a diversos modos de propagación</p><p>de la onda de Rayleigh; donde cada modo propio, modo fundamental o eigenmodo es una forma en la cual puede</p><p>vibrar el terreno de manera que se logre la interferencia constructiva que da lugar a las ondas superficiales. El</p><p>modo cuya amplitud no cambia de signo con la</p><p>profundidad [Figura 5 (a)] es llamado modo fundamental, el que</p><p>cambia una vez de signo [Figura 5 (b)], primer modo superior, el que cambia de signo dos veces [Figura 26</p><p>(c)] segundo modo superior, etcétera.</p><p>Figura 4. (a) Velocidades de grupo</p><p>para ondas Rayleigh.</p><p>Figura 4. (b) Velocidades de grupo</p><p>para ondas Love.</p><p>Figura 5. Amplitudes de los</p><p>modos propios de vibración para</p><p>el modo fundamental y los dos</p><p>primeros superiores de una</p><p>onda de Rayleigh.</p><p>Vemos que los modos de alta frecuencia tienen grandes amplitudes solamente cerca de la superficie del terreno,</p><p>por lo que las propiedades del material profundo casi no influyen en ellos. En cambio, los modos de baja</p><p>frecuencia tienen amplitudes considerables en profundidades mayores, por lo que su velocidad depende de las</p><p>profundidades del medio cerca de la superficie y lejos de ella. La velocidad del terreno aumenta, usualmente,</p><p>con la profundidad, lo que explica por qué, como se muestra en la figura 4, las componentes de más baja</p><p>frecuencia son usualmente las más rápidas. Sin embargo, la velocidad de grupo no disminuye siempre al aumentar</p><p>la frecuencia, pues la transmisión de energía requiere de interferencia constructiva de los modos.</p><p>Otro efecto de la dependencia de los modos en la profundidad es que si la fuente sísmica ocurre a cierta</p><p>profundidad, excitará más a aquellos modos cuyas amplitudes sean grandes y menos a aquellos cuyas amplitudes</p><p>sean pequeñas (o, posiblemente, nulas) a dicha profundidad. Esto permite determinar la profundidad del foco</p><p>de un terremoto, y, si es profundo, distinguirlo de una explosión nuclear que siempre es somera. En general, los</p><p>sismos más someros generan mayores ondas superficiales que los profundos (para iguales momentos y áreas de</p><p>ruptura).</p><p>Ondas de Love (en inglés Love waves, lo que se presta a infinidad de chistes) son las denotadas usualmente por</p><p>L, o G o LQ si son de periodo muy largo. Se comportan de manera muy parecida a la descrita para las ondas de</p><p>Rayleigh, pero se deben a interferencia constructiva de ondas SH solamente, por lo que no pueden existir en un</p><p>semiespacio, sino que requieren al menos una capa sobre un semiespacio, donde pueda quedar atrapada parte</p><p>de la energía sísmica. Son polarizadas horizontalmente (como las SH) y, por lo tanto, no se registran en los</p><p>sensores verticales.</p><p>Aunque más lentas que las ondas de cuerpo, las ondas de Love tienen velocidades de 1 a 4.5 km/s son más veloces</p><p>que las de Rayleigh, como se muestra en la figura 24. La figura 25 (b) muestra las curvas de dispersión de grupo</p><p>para varios modos propios de las ondas de Love. Podemos ver que, igual que con las ondas de Rayleigh, cada</p><p>modo tiene una velocidad tope, y también existe una frecuencia tope por debajo de la cual no puede vibrar cada</p><p>uno de los modos superiores.</p><p>FUENTE:</p><p>o UDÍAS, A. (1971), INTRODUCCIÓN A LA SISMOLOGIA Y ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA. TALLER DEL I. G. Y C., MADRID,</p><p>ESPAÑA.</p><p>o RICHTER, C. (1958), SISMOLOGÍA ELEMENTAL. W. H. FREEMAN Y CO., EUA.</p><p>m. Pozos de Bombeo</p><p>Los tipos de pozos para extraer agua subterránea en forma artificial se clasifican de una manera simple en</p><p>verticales y horizontales:</p><p>Pozos verticales:</p><p> Pozos Perforados</p><p> Pozos Excavados</p><p> Pozos Hincados</p><p> Pozos Taladros</p><p>Pozos Perforados:</p><p>Son aquellos en los cuales se utiliza maquinaria con diferentes tipos de rocas para diferentes tipos de materiales</p><p>identificados en la fase de investigación, utilizando para ello también diferentes metodologías para su</p><p>perforación:</p><p> Brocas de Tungsteno con diamante (para Rx muy duras).</p><p> Brocas de Tungsteno con carburo (para Rx medias a duras)</p><p>Metodología para la extracción de los sedimentos triturados:</p><p>Siendo esta una de las actividades más importantes de la perforación ya que es la forma de poder extraer todo</p><p>el material de corte dentro del pozo aprovechando simultáneamente la recuperación de estas muestras cada</p><p>5m o cada metro, dependiendo del interés del geólogo para elaborar el perfil litológico del pozo que nos da</p><p>finalmente la secuencia estratigráfica de los diferentes tipos de Rx.</p><p>Esta metodología también depende del tipo de material de la Rx que se está cortando:</p><p>1. Rocas Duras, que presentan paredes estables del pozo se pueden usar las siguientes metodologías:</p><p> Perforación con aire comprimido que va a sopletear todo el material desde el fondo siempre ligado a un</p><p>ciclo de agua a presión.</p><p> Con espumas o tipos de detergentes.</p><p>2. Arenas/Arcillas,</p><p>Lodos bentoníticos, los cuales van a servir por su propiedad de cohesión a extraer los sedimentos en suspensión</p><p>y al mismo tiempo de acuerdo a la viscosidad del lodo se adhieren a las paredes del pozo para protegerlas</p><p>contra el colapso.</p><p>Pozos Hincados:</p><p>Consiste en la colocación de tuberías generalmente galvanizados y de alta resistencia con una punta en su</p><p>extremo interior o una punta en sistema de rejilla, las cuales se van hincando a golpes generalmente en estratos</p><p>arenosos en los cuales cualquier otra perforación no soporta mantener sus paredes estables, por lo tanto la</p><p>tubería va quedando inmediatamente instalada; con la única desventaja de que son tuberías de diámetros 2″ a</p><p>3″ y para profundidades muy someras máx. 10-15m que restringe el caudal a explotar por el tamaño de la bomba</p><p>a instalar.</p><p>Pozos Excavados:</p><p>Son pozos artesanales conocidos también como pozo malacate ya que son operados manualmente mediante</p><p>bombas de mano o bien simplemente la extracción de agua con un recipiente amarrado de un lazo o mecate.</p><p>Generalmente son pozos de diámetros mayores de 1m y a profundidades poco profundas.</p><p>Pozos Taladros:</p><p>Es una metodología de perforación utilizada generalmente en suelos blandos limos o también en suelos granulares</p><p>mediante un sistema helicoidal similar a un tornillo llamado Auger en el cual va sacando el material enrollado</p><p>en el tornillo previa instalación de una tubería de ademe. También esta es una perforación poco profundad.</p><p>Pozos horizontales:</p><p>Existen diferentes estructuras de la roca:</p><p> Una primaria.</p><p> Y otra secundaria.</p><p>Las primarias se forman directamente al mismo tiempo que se origina la roca, y estará relacionado siempre al</p><p>sistema poroso o de vacíos, y las estructuras secundarias estarán relacionadas a las fracturas de las rocas que</p><p>se forman posterior al origen de las rocas.</p><p>Ambos sistemas de estructuras dan como resultado un porcentaje de porosidad o vacíos que al estar comunicados</p><p>entre sí nos forman una permeabilidad primaria (para las estructuras porosas y una permeabilidad secundaria</p><p>para las:</p><p> Fracturas,</p><p> Fallas,</p><p> Karst (Discontinuidad de la estructura secundaria)</p><p>Existen casos en los cuales es necesario realizar perforaciones horizontales o sub-horizontales. Los cuales son</p><p>utilizadas principalmente para extraer agua del sistema de fracturas de las rocas actuando como drenaje, cuyas</p><p>funciones realizan principalmente el de sacar las aguas internas en las rocas para rebajar o reducir el nivel</p><p>freático de tal manera que la carga hidrostática subterránea no cause presión y empuje sobre los bloques de las</p><p>rocas y al mismo tiempo reduzca el efecto de lubricación dentro de los planos de las fracturas de las rocas que</p><p>en ambos casos serán motivo y elementos importantes de estabilización que puedan provocar potenciales de</p><p>aludes o deslizamientos.</p><p>GALERÍAS DE INFILTRACIÓN</p><p>Son estructuras subterráneas que sirven para la captación de aguas subterráneas a profundidades someras de 3-</p><p>5m, siempre y cuando sea viable o factible constructivamente; se construye en las zonas de depósitos aluviales</p><p>en las cuales estén conectados con una fuente de recarga permanente principalmente los ríos, por lo tanto son</p><p>estructuras filtrantes adyacentes a los ríos.</p><p>La galería de infiltración consiste en la instalación de tuberías perforadas empacadas alrededor de ellas con</p><p>material de arenas y gravas de acuerdo a una granulometría previamente graduada para calcular así la velocidad</p><p>de infiltración del agua hacia las tuberías, calcular el área de entrada y así calcular el caudal de salida de acuerdo</p><p>a la Ley de Darcy.</p><p>LEY DE DARCY</p><p>Establece que el caudal Q que es capaz de atravesar un medio permeable es proporcional al área del paso del</p><p>medio permeable (A) el cual es normal al flujo y también al gradiente de niveles piezómetros entre la entrada y</p><p>la salida del flujo del medio permeable.</p><p>La ley de Darcy es aplicable a todos aquellos acuíferos de permeabilidad primaria, medios porosos granulares</p><p>que van a presentar normalmente el equivalente a un flujo laminar, por lo tanto van a estar muy relacionados al</p><p>movimiento de aguas subterráneas de los acuíferos libres que generalmente están conformados por arenas o</p><p>sedimentos que están conectados directamente a la presión atmosférica; en algunos casos, cuando los acuíferos</p><p>presentan una permeabilidad secundaria generada por estructuras de fracturas muy abiertas, fallas o cavernas</p><p>de karst van a presentar altas permeabilidades pero su flujo puede convertirse de laminar a turbulento.</p><p>NÚMERO DE REYNOLDS</p><p>Relación del régimen laminar con la velocidad del flujo y se define como una constante y es adimensional</p><p>El cálculo del número de Reynolds:</p><p> R=vdρ/μ</p><p> v= velocidad [m/día] del caudal Q</p><p> µ= viscosidad del agua</p><p> ρ= densidad del flujo</p><p> d=masa especifica definida por el tamaño representativo del grano del medio poroso (arenas-gravas)</p><p>Los valores de R cuando sean mayores de 10 estamos en presencia de un flujo turbulento, por lo tanto ya no es</p><p>aplicable la Ley de Darcy y se utiliza la ecuación de continuidad, la cual está basada en la igualdad de un flujo</p><p>estacionario donde el caudal de entrada es igual al caudal de salida.</p><p>Tipos de régimen de flujo de las aguas subterráneas:</p><p>Régimen Permanente</p><p>Relacionado a un flujo laminar, e igualmente está relacionado a un medio en el cual alcanzará un punto de</p><p>equilibrio producto de un sistema de recarga directa ya sea por conexión directa a un río o a cualquier fuente de</p><p>agua superficial. Generalmente este tipo de condiciones estarán relacionados a los acuíferos libres y acuíferos</p><p>semiconfinados cuyos valores del Número de Reynolds también sean valores intermedios entre 10-60</p><p>considerando que los mayores de 60 son estrictamente flujos turbulentos.</p><p>Régimen No Permanente</p><p>Movimientos de aguas subterráneas artificiales generadas por el bombeo, y que nunca van a presentar una</p><p>condición de equilibrio debido a una recarga directa, por lo tanto su caudal de bombeo deberá limitarse al caudal</p><p>de recarga calculado según el balance hídrico y lo disponible como coeficiente de almacenamiento. Lo anterior</p><p>significa que en un régimen no permanente, se tiene que utilizar la zona de almacenamiento de acuerdo al</p><p>Hidrograma unitario para alcanzar la recarga del pozo y lograr una “cuasi estabilización”.</p><p>CURVA DE ABATIMIENTO VS TIEMPO</p><p>Esta curva es obtenida de una prueba de bombeo, donde se muestra la ‘Zona De No Equilibrio’ equivalente al</p><p>régimen no permanente y que está representado por el continuo descenso a lo largo de un tiempo de bombeo</p><p>hasta alcanzar su ‘Zona De Equilibrio y Estabilización’ pasando a un movimiento de régimen permanente (es</p><p>cuando se estabiliza el pozo).</p><p>Existen diferentes condiciones del movimiento de aguas subterráneas las cuales se identifican para el cálculo</p><p>final de los parámetros hidrogeológicos requeridos:</p><p> Caudal máximo de explotación (Q máx.)</p><p> Transmisividad del flujo subterráneo (T)</p><p> Coeficiente de almacenamiento (S)</p><p>Condición de cálculo:</p><p> Para acuíferos libres.</p><p> Para acuífero confinado.</p><p> Para acuífero semiconfinado.</p><p> Para acuífero con recargas verticales (infiltración directa de la precipitación).</p><p> Para acuífero con recarga directa de ríos, lagunas, lagos, embalses.</p><p> Para acuíferos con bordes / fronteras (fallas).</p><p> Para acuíferos en islas.</p><p>CONDICIONES DE BORDE</p><p>En el cálculo hidráulico de las aguas subterráneas se presentan una serie de condiciones isotrópicas y</p><p>homogéneas, y anisotrópicas y limitadas.</p><p>Para cada uno de los diferentes acuíferos identificados, se presentan una serie de condiciones de borde que nos</p><p>indica y definen el tipo de fórmulas a utilizar conociendo sus límites, bordes o fronteras, los cuales pueden ser:</p><p>Límites de borde:</p><p> Recarga directa de un río</p><p> Presencia de fallas</p><p> Radio de influencia de otros pozos</p><p> El mar</p><p> Condiciones petrológicas</p><p> Extensión infinita</p><p>Recarga directa de un río</p><p>En este caso se manifiesta que durante el bombeo se produce una serie de descensos o abatimientos dentro del</p><p>pozo, estando dentro de un régimen no permanente y de no equilibrio, hasta que su cono de abatimiento alcanza</p><p>la recarga directa del nivel el río invirtiendo por lo tanto, el flujo del nivel freático, alcanzando de esta manera</p><p>un estado de equilibrio o de estabilización del nivel de bombeo o del abatimiento dentro del pozo, en el cual el</p><p>caudal de bombeo está equilibrado con el caudal de recarga por la conexión directa del río.</p><p>En este momento la estabilización se convierte en un régimen permanente en el cual se obtiene una</p><p>sostenibilidad del acuífero con un abatimiento estable en un tiempo definido.</p><p>Presencia de fallas</p><p>Las fallas pueden ser:</p><p> abiertas y permeables,</p><p> abiertas y rellenas de materiales impermeables,</p><p> cerradas con baja permeabilidad</p><p> cerradas e impermeables</p><p>Por lo tanto, las fallas pueden tener diferentes influencias o condiciones de borde:</p><p>si son abiertas y permeables, se pueden convertir en tomas de recargas hacia el acuífero, convirtiéndose el</p><p>movimiento del agua subterránea en un régimen permanente y de equilibrio, si la falla es impermeable o casi</p><p>impermeable, la zona de falla será una barrera que interrumpe el avance del cono de influencia, el cual va a</p><p>evitar una estabilización directa del abatimiento dentro del pozo, manteniéndose en este caso, un régimen no</p><p>permanente y por lo tanto de no equilibrio, lo cual se observa e identifica con el análisis de una prueba de</p><p>bombeo, en el cual se observa incidencia si es recarga o si es una barrera.</p><p>Una prueba de bombeo se realiza bajo las variables de abatimiento contra tiempo, donde la mayoría de los</p><p>métodos se utiliza papel similogarítmico, en la cual a la variable del tiempo, tendremos los ciclos logarítmicos,</p><p>y la variable de abatimiento, una ordenada aritmética.</p><p>La curva de estabilización por recarga del río será una curva asintótica con una pendiente horizontal.</p><p>Radio de influencia de otros pozos</p><p>En un campo de pozos donde puede existir por requerimientos de demanda cierta cantidad de pozos cuyo radio</p><p>de influencia durante el bombeo puede interponerse entre sí, realizando así, ciertos efectos en los abatimiento</p><p>de cada pozo, razón por la cual es muy importante calcular inicialmente el radio del cono de abatimiento de</p><p>cada pozo, lo que significa la ejecución de una prueba de bombeo en forma individual de cada pozo, inclusive</p><p>tomando mediciones de cualquier posible descenso o abatimiento en los pazos adyacentes, sirviendo mucho en</p><p>estas casos, los sondeos geotécnicos, que han sido utilizados posteriormente como pozos de observación, pero</p><p>en las lecturas piezométricas de los niveles del agua dentro del pozo de observación, antes, durante y después</p><p>de la prueba de bombeo; finalmente deberán ejecutarse pruebas de bombeo simultaneas en cada pozo para</p><p>verificar así la red influencia de afectación de sus conos de abatimiento y principalmente su nivel dinámico de</p><p>bombeo máximo adentro del pozo hasta alcanzar su estabilización.</p><p>Conexión con el mar</p><p>En los pozos, generalmente en las zonas costeras donde tendremos acuíferos libres, se deberá tener cuidado en</p><p>la ampliación del cono de influencia para evitar el contacto con la intrusión salina que puede producirse por un</p><p>bombeo extra que invierta el cono de abatimiento para introducirse agua salada.</p><p>Condiciones petrológicas</p><p>Pueden existir condiciones petrológicas que consisten en la variación lateral de</p><p>diferentes tipos de rocas, sus</p><p>condiciones geotécnicas de dureza, porosidad o permeabilidad y su composición litológica con respecto a la</p><p>composición del acuífero en cuyos casos la roca impermeable lateralmente afecta, produciéndose un efecto</p><p>barrera troncando la ampliación del cono de abatimiento, cariando así su régimen de movimiento de aguas</p><p>subterráneas dentro de un sistema no permanente</p><p>Extensión infinita</p><p>Esta será una condición homogénea e isotrópica aplicada especialmente para un régimen permanente, de</p><p>equilibrio de flujo laminar y relacionado principalmente con los acuíferos libres o a la tabla de agua.</p><p>La condición de los límites utilizados en los modelos matemáticos de los análisis de las pruebas de bombeo para</p><p>este tipo de acuíferos con una extensión horizontal infinita por lo tanto sus límites serán de cero a infinito.</p><p>Conclusiones de las condiciones de borde</p><p>De inicio, un acuífero se considera homogéneo e isotrópico (iguales condiciones en el entorno principalmente de</p><p>tipo físicas e isotrópicas debido a igualdades en su condición geológica) por lo tanto esta condición nos exige un</p><p>acuífero homogéneo e isotrópico de extensiones infinitas</p><p>Se pueden presentar diferentes condiciones de bordes, limites, fronteras o barreras que pueden ser permeables</p><p>o impermeables.</p><p>Las condiciones de borde pueden ser recargas directas de quebradas, ríos, lagos, lagunas o embalses. En las</p><p>cuales tendremos un abastecimiento subterráneo que nos definirá un régimen de flujo permanente</p><p>Las condiciones de borde o de frontera podrán ser petrológicas. Debido a las condiciones de discontinuidades</p><p>geológicas, ya sea por cambios de tipos de rocas, por la presencia de fracturas abiertas o cerradas o la presencia</p><p>de fallas también cerradas, abiertas o rellenas de sedimentos litificados que presentan una condición</p><p>impermeable. Sin embargo, cuando es abierta podrá tener una condición de alta permeabilidad, condiciones que</p><p>modifican los regímenes de flujos subterráneos manifestando generalmente en estos casos, caudales de flujos no</p><p>permanentes.</p><p>Considerando las diversas condiciones geológicas que se presentan en los acuíferos presentando diferentes</p><p>situaciones del movimiento hidráulico subterráneo y partiendo de la base de un acuífero homogéneo, isotrópico</p><p>y de extensión infinita, por lo tanto el análisis hidráulico de todo este movimiento de las aguas subterráneas es</p><p>tratado de diferentes puntos de vista de acuerdo a sus limitaciones o condiciones de bordes fronteras o barreras</p><p>respectivas, seguidamente presentamos las diferentes condiciones:</p><p>Condiciones de análisis para cada uno de los regímenes de cada acuífero:</p><p> Flujo No Permanente hacia un pozo que penetra completamente un acuífero confinado</p><p> Flujo Permanente hacia un pozo que penetra completamente un acuífero artesiano</p><p> Flujo No Permanente hacia un pozo construido en un acuífero a tabla de agua (acuíferos libres)</p><p> Flujo Permanente hacia un pozo construido en un acuífero libre</p><p> Flujo No Permanente hacia un pozo que penetra completamente un acuífero semi-confinado</p><p> Flujo Permanente hacia un pozo que penetra completamente un acuífero semi-confinado</p><p>Para cada uno de estas diferentes condiciones de diferentes regímenes de flujo se han identificado diferentes</p><p>fórmulas que han variado algunos parámetros para considerar cada una de las condiciones de borde desde un</p><p>acuífero con extensión infinita hasta acuíferos o recargas directas por ríos, lagos, lagunas o embalses, por</p><p>recargas verticales debido a la infiltración directa de la lluvia y también debido a las barreras que se puedan</p><p>presentar por las discontinuidades geológicas (fracturas o fallas) ya sean estas permeables o impermeables.</p><p>FUENTE</p><p> PINTO, A (2015) TIPOS DE POZOS PARA EXTRAER AGUA SUBTERRÁNEA. CONSULTADO EL 17 DE NOVIEMBRE DEL 2017, OBTENIDO DE</p><p>HTTPS://INGENIERIAREAL.COM/TIPOS-DE-POZOS-PARA-EXTRAER-AGUA-SUBTERRANEA/</p><p>https://ingenieriareal.com/tipos-de-pozos-para-extraer-agua-subterranea/</p><p>químicos. Ejemplos: oro, plata, azufre, diamante.</p><p>2. Sulfuros: compuestos de diversos minerales combinados con el azufre. Ejemplos: pirita, galena, blenda,</p><p>cinabrio.</p><p>3. Sulfosales: minerales compuestos de plomo, plata y cobre combinados con azufre y algún otro mineral</p><p>como el arsénico, bismuto o antimonio. Ejemplos: pirargirita, proustita.</p><p>4. Óxidos: producto de la combinación del oxígeno con un elemento. Ejemplos: oligisto, corindón,</p><p>casiterita, bauxita.</p><p>5. Haluros: compuestos de un halógeno con otro elemento, como el cloro, flúor, yodo o bromo. Ejemplos:</p><p>sal común, halita.</p><p>6. Carbonatos: sales derivadas de la combinación del ácido carbónico y un metal. Ejemplos: calcita, azurita,</p><p>mármol, malaquita.</p><p>7. Nitratos: sales derivadas del ácido nítrico. Ejemplos: nitrato sódico (o de Chile), salitre o nitrato potásico.</p><p>8. Boratos: constituidos por sales minerales o ésteres del ácido bórico. Ejemplos: bórax, rasorita.</p><p>9. Fosfatos, arseniatos y vanadatos: sales o ésteres del ácido fosfórico, arsénico y vanadio. Ejemplos:</p><p>apatita, turquesa, piromorfita.</p><p>10. Sulfatos: los sulfatos son sales o ésteres del ácido sulfúrico. Ejemplos: yeso, anhidrita, barita.</p><p>11. Cromatos, volframatos y molibdatos: compuestos de cromo, molibdeno o wolframio. Ejemplos:</p><p>wolframita, crocoita.</p><p>12. Silicatos: sales de ácido silícico, los compuestos fundamentales de la litosfera, formando el 95% de la</p><p>corteza terrestre. Ejemplos: sílice, feldespato, mica, cuarzo, piroxeno, talco, arcilla.</p><p>13. Minerales radioactivos: compuestos de elementos emisores de radiación. Ejemplos: uraninita, torianita,</p><p>torita.</p><p>Ejemplos de minerales:</p><p>La Plata Nativa es una rara manifestación del elemento</p><p>'Plata', el cual se encuentra comúnmente mezclado con</p><p>otras substancias formando minerales como la Galena y la</p><p>Pirargirita entre otros, siendo raro encontrarla en estado</p><p>nativo, por lo que es muy buscada entre los coleccionistas.</p><p>La Rosasita es un atractivo mineral de un color azul-</p><p>verdoso formado en las zonas de oxidación de</p><p>oxidación de los depósitos de Cobre y Zinc formando</p><p>costras y nódulos boitroidales o cristales fibrosos</p><p>cubriendo una matriz usualmente de Limonita.</p><p>FUENTE:</p><p> ASTROMÍA (2015) LOS MINERALES, CLASIFICACIÓN, PROPIEDADES Y CARACTERÍSTICAS. CONSULTADO EL 14 DE NOVIEMBRE DEL 2017, OBTENIDO</p><p>DE HTTP://WWW.ASTROMIA.COM/TIERRALUNA/MINERALES.HTML</p><p> CRISTALOGRAFÍA Y BIOLOGÍA ESTRUCTURAL DEL GOBIERNO DE ESPAÑA. (2016) CRISTALOGRAFÍA. OBTENIDO EL 09 DE AGOSTO DEL 2017,</p><p>DE HTTP://WWW.XTAL.IQFR.CSIC.ES/CRISTALOGRAFIA/</p><p>http://www.astromia.com/tierraluna/minerales.html</p><p>http://www.xtal.iqfr.csic.es/Cristalografia/</p><p>b. Sistemas de Cristalización</p><p>Sistema Cristalino</p><p>La cristalización es una operación unitaria de transferencia de materia y energía en la que se produce la</p><p>formación de un sólido (cristal o precipitado) a partir de una fase homogénea (soluto en disolución o en el</p><p>fundido). La fuerza impulsora en ambas etapas es la sobre-saturación y la posible diferencia de temperatura</p><p>entre el cristal y el líquido originada por el cambio</p><p>de fases.</p><p>La cristalización es el proceso por el cual se forma</p><p>un sólido cristalino, ya sea a partir de un gas, un</p><p>líquido o una disolución. La cristalización es un</p><p>proceso que se emplea en química con bastante</p><p>frecuencia para purificar una sustancia sólida.</p><p>La cristalización también es un proceso de</p><p>separación líquido en el que hay transferencia de</p><p>masa de un soluto de la solución líquida a una fase</p><p>cristalina sólida pura. Un ejemplo importante es la producción de sacarosa de azúcar de remolacha, donde la</p><p>sacarosa se cristaliza de una solución acuosa.</p><p>El sistema cristalino puede ser definido como la forma, simetría y número de facetas que un mineral tiende a</p><p>formar en su superficie en el momento de su cristalización, esta propiedad afecta otras características como el</p><p>hábito, clivaje, lustre, dureza y color.</p><p>Dependiendo de la simetría en el arreglo de las facetas, podemos encontrar siete tipos principales de sistemas</p><p>cristalinos</p><p>Sistema cúbico: Las sustancias que cristalizan bajo este sistema</p><p>forman cristales de forma cúbica, los cuales se pueden definir</p><p>como cuerpos en el espacio que manifiestan tres ejes en ángulo</p><p>recto, con “segmentos”, “látices”, o “aristas” de igual magnitud,</p><p>que forman seis caras o lados del cubo.</p><p>Sistema tetragonal: estos cristales forman cuerpos con tres ejes</p><p>en el espacio en ángulo recto, con dos de sus segmentos de igual</p><p>magnitud, hexaedros con cuatro caras iguales, representados por</p><p>los cristales de óxido de estaño.</p><p>Sistema ortorrómbico: Presentan tres ejes en ángulo recto pero</p><p>ninguno de sus lados o segmentos son iguales, formando hexaedros</p><p>con tres pares de caras iguales pero diferentes entre par y par,</p><p>representados por los cristales de azufre, nitrato de potasio,</p><p>sulfato de bario, etc.</p><p>Sistema monoclínico: Presentan tres ejes en el espacio, pero sólo dos en ángulo recto, con ningún segmento</p><p>igual, como es el caso del bórax y de la sacarosa.</p><p>Sistema triclínico: Presentan tres ejes en el espacio, ninguno en ángulo recto, con ningún segmento igual,</p><p>formando cristales ahusados como agujas, como es el caso de la cafeína.</p><p>Sistema hexagonal: Presentan cuatro ejes en el espacio, tres de los cuales son coplanares en ángulo de 60°,</p><p>formando un hexágono bencénico y el cuarto en ángulo recto, como son los cristales de zinc, cuarzo, magnesio,</p><p>cadmio, etc.</p><p>Sistema romboédrico: Presentan tres ejes de similar ángulo entre sí, pero ninguno es recto, y segmentos iguales,</p><p>como son los cristales de arsénico, bismuto y carbonato de calcio y mármol.</p><p>La cristalización es importante como proceso industrial por los diferentes materiales que son y pueden ser</p><p>comercializados en forma de cristales. Su empleo tan difundido se debe probablemente a la gran pureza y la</p><p>forma atractiva del producto químico sólido, que se puede obtener a partir de soluciones relativamente impuras</p><p>en un solo paso de procesamiento. En términos de los requerimientos de energía, la cristalización requiere mucho</p><p>menos para la separación que lo que requiere la destilación y otros métodos de purificación utilizados</p><p>comúnmente. Además se puede realizar a temperaturas relativamente bajas y a una escala que varía desde unos</p><p>cuantos gramos hasta miles de toneladas diarias. La cristalización se puede realizar a partir de un vapor, una</p><p>fusión o una solución. La mayor parte de las aplicaciones industriales de la operación incluyen la cristalización a</p><p>partir de soluciones. Sin embargo, la solidificación cristalina de los metales es básicamente un proceso de</p><p>cristalización y se ha desarrollado gran cantidad de teoría en relación con la cristalización de los metales.</p><p>La cristalización consiste en la formación de partículas sólidas en el seno de una fase homogénea. Las partículas</p><p>se pueden formar en una fase gaseosa como en el caso de la nueve, mediante solidificación a partir de un líquido</p><p>como en la congelación de agua para formar hielo o en la manufactura de monocristales, o bien por cristalización</p><p>de soluciones líquidas.</p><p>FUENTE:</p><p> CRISTALOGRAFÍA Y BIOLOGÍA ESTRUCTURAL DEL GOBIERNO DE ESPAÑA. (2016) CRISTALOGRAFÍA. OBTENIDO EL 09 DE AGOSTO DEL 2017,</p><p>DE HTTP://WWW.XTAL.IQFR.CSIC.ES/CRISTALOGRAFIA/</p><p> GUERRA OLIVER (S.F.) FORMAS DE LOS CRISTALES DE LOS MINERALES. OBTENIDO EL 09 DE AGOSTO DEL 2017, DE</p><p>HTTP://WWW.ACADEMIA.EDU/9468271/FORMAS_DE_LOS_CRISTALES_DE_LOS_MINERALES</p><p> INSTITUTO DE BIOTECNOLOGÍA UNAM (S.F.) CRISTALOGRAFÍA. OBTENIDO EL 09 DE AGOSTO DEL 2017, DE</p><p>HTTP://WWW.IBT.UNAM.MX/COMPUTO/PDFS/MET/CRISTALOGRAFIA.PDF</p><p>http://www.xtal.iqfr.csic.es/Cristalografia/</p><p>http://www.academia.edu/9468271/FORMAS_DE_LOS_CRISTALES_DE_LOS_MINERALES</p><p>http://www.ibt.unam.mx/computo/pdfs/met/Cristalografia.pdf</p><p>c. El Interior de la Tierra</p><p>La Tierra está formada por capas. Como todas las capas son concéntricas tienen la misma forma que la Tierra en</p><p>conjunto,</p><p>por lo que a las capas que forman la Tierra las llamamos también geosferas.</p><p>Si partimos desde la superficie hacia el interior nos</p><p>encontramos con las siguientes capas:</p><p> Corteza: es la parte más superficial (la "piel" de la</p><p>Tierra). Es donde vivimos nosotros, por lo que es la capa</p><p>que mejor conocemos. Suponemos que es la más</p><p>heterogénea a pesar de su escaso grosor. Tiene un grosor</p><p>medio de 30 km, aunque varía entre un mínimo de 5 km y</p><p>un máximo de 70 km.</p><p> Manto: llega desde la Corteza hasta una profundidad de</p><p>2.900 km. Está formado por materiales más densos que los</p><p>de la Corteza (predominio de los minerales con hierro y</p><p>magnesio, como el olivino). Es una capa sólida, aunque</p><p>entre los 200 km y los 800 km presentan cierta plasticidad.</p><p>Esta zona más plástica se conoce como Astenosfera y se la</p><p>considera como el motor interno de la Tierra.</p><p> Núcleo Externo: desde el límite con el Manto hasta los 5.100 km de profundidad. Es de carácter metálico</p><p>y muy denso. Formado por hierro, níquel y azufre. Debido a las condiciones de presión y temperatura en</p><p>esta zona, el Núcleo Externo se encuentra en estado líquido.</p><p> Núcleo Interno: ocupa la esfera central de la Tierra. Como el Externo, es también metálico, formado por</p><p>hierro y níquel. La presión que soporta es tan grande que, aunque la temperatura puede superar los</p><p>6.000º C, se encuentra en estado sólido. Es la capa más densa de la Tierra</p><p>Cuando se formó la tierra a partir de material procedente del Sol, al igual que el resto de los planetas del Sistema</p><p>Solar, todos los materiales atraídos</p><p>hacia el centro de gravedad terrestre</p><p>estaban mezclados. En estos momentos</p><p>el propio choque de partículas hizo que</p><p>la temperatura fuera tan grande que</p><p>todo se encontraba en estado de fusión.</p><p>En este estado los materiales más</p><p>densos cayeron hacia el interior,</p><p>quedando los más ligeros en la zona</p><p>externa del planeta.</p><p>Al irse enfriando y, por tanto,</p><p>solidificando el material terrestre, se</p><p>había producido una separación de</p><p>materiales en función de su densidad, lo</p><p>que dio como resultado la</p><p>estructuración de la Tierra en las capas</p><p>que ya conocemos.</p><p>Proceso de formación de las rocas</p><p>La Tierra es un planeta rocoso: la mayor parte de su masa se encuentra en forma de rocas. El hombre ha estado</p><p>en contacto con ellas desde siempre; hace milenios se conocen rocas como el mármol, el granito o las calizas,</p><p>pero existe poco conocimiento general sobre su formación.</p><p>Las rocas son agregados de minerales sólidos de origen natural, cuyos componentes son definidos y se encuentran</p><p>ordenados en su interior formando cristales.</p><p>Los minerales y, por lo tanto, las rocas, tienen un origen muy diverso. Según este parámetro, existen tres</p><p>categorías, cuyos procesos de formación son bien distintivos: las rocas pueden ser ígneas, sedimentarias o</p><p>metamórficas.</p><p>Las rocas ígneas (del latín ignius,</p><p>“fuego”) se originan a partir de un</p><p>líquido compuesto principalmente por</p><p>roca fundida, gases disueltos y cristales</p><p>en suspensión, al que llamamos magma.</p><p>Los magmas, a su vez, provienen de</p><p>zonas profundas de la Tierra, donde las</p><p>rocas calientes, pero sólidas del manto</p><p>terrestre pueden derretirse</p><p>parcialmente. El magma se abre camino</p><p>hacia arriba, dado que es más liviano que</p><p>las rocas que lo rodean, y es muy rico en</p><p>elementos pesados, que abundan en las</p><p>capas más internas de la Tierra. Así, a</p><p>medida que asciende por la corteza, se</p><p>va enfriando dando origen a cristales los</p><p>que al ser más pesados que la parte</p><p>líquida, se depositan al fondo. De esta forma, el líquido restante se hace cada vez más liviano y puede seguir</p><p>subiendo.</p><p>Debido a este proceso, la composición del magma cambia y se pueden ir generando diferentes minerales,</p><p>dependiendo de la temperatura y de la profundidad a la que este se encuentre. Las rocas ígneas poseen</p><p>componentes más pesados y suelen ser de color oscuro, mientras que aquellas que poseen minerales más livianos,</p><p>como el cuarzo, suelen ser claras.</p><p>El curso que sigue el magma también permite clasificar las rocas. Cuando este se abre paso a través de algún</p><p>cuerpo de roca da origen a rocas intrusivas, mientras que aquel que sale y se enfría en la superficie produce</p><p>rocas extrusivas. Para que se forme una roca intrusiva, una posibilidad es que el magma se estacione en algún</p><p>lugar profundo de la corteza y se enfríe allí lentamente, lo que facilitará la formación de cristales grandes, pues</p><p>estos tendrán tiempo de crecer y solidificarse completamente, formando una roca plutónica. Otra posibilidad es</p><p>que el magma siga ascendiendo, colándose entre las fracturas de las rocas más superficiales, donde el contacto</p><p>con estas hace que el enfriamiento sea algo más rápido.</p><p>Por su parte, las rocas extrusivas son las que se forman debido a las erupciones volcánicas. Cuando el magma</p><p>asciende y se estaciona en la corteza, eventualmente puede salir a la superficie durante una erupción debido al</p><p>aumento de la presión dentro la cámara que lo alberga. En estos eventos, se generan rocas a partir de lava –</p><p>nombre que recibe el magma al salir a la superficie–una vez que esta ha perdido parte de sus gases. La lava que</p><p>emana de un cráter puede fluir, enfriándose rápidamente al exponerse a la temperatura ambiente formando una</p><p>roca volcánica, compuesta de cristales muy pequeños y de vidrio; o bien puede ser expulsada violentamente</p><p>hacia el aire en columnas que se elevan a veces kilómetros hacia arriba, donde se enfrían extremadamente rápido</p><p>y se llenan de burbujas. Estas se encuentran compuestas principalmente por vidrio y reciben el nombre de rocas</p><p>piroclásticas, un ejemplo es la famosa piedra pómez.</p><p>Otro tipo de roca lo constituyen las rocas sedimentarias. Estas están constituidas por fragmentos de cualquier</p><p>otra roca que se encuentre en la superficie terrestre, ya sea ígnea, sedimentaria o metamórfica, y que por efecto</p><p>del agua, el viento o el hielo, entre otros factores, ha sido partida, molida, desintegrada o disuelta, para ser</p><p>luego transportada por estos agentes.</p><p>Esta acumulación de fragmentos de roca que puede tener tamaños muy variados, recibe el nombre de sedimento.</p><p>Los sedimentos pueden depositarse y con el paso del tiempo ser compactados y pegados por una especie de</p><p>cemento formado por algún mineral que se cristalice entre los granos, originando una roca sedimentaria clástica.</p><p>Los sedimentos también pueden ser solo una precipitación de material disuelto en agua, tal como ocurre cuando</p><p>se tiene agua con mucha sal y esta se deposita en el fondo. Si el agua finalmente se evapora, se obtendrá un</p><p>agregado de cristales unidos entre sí, que dará origen a una roca sedimentaria química.</p><p>Las rocas sedimentarias muchas veces pueden albergar fósiles, restos de organismos del pasado que permiten</p><p>conocer la historia y evolución de la vida y los ambientes de la Tierra.</p><p>Por último, existen las rocas metamórficas (del griego meta, “cambio”, y morph, “forma”), las cuales se forman</p><p>cuando una roca de cualquier tipo es sometida a altas presiones y/o temperaturas. Las rocas metamórficas son</p><p>las más complejas de todas, ya que cualquier roca puede ser sometida a este proceso, por ende sus procesos de</p><p>generación pueden ser muy variados. Estas pueden formarse cuando las rocas se entierran bajo la superficie,</p><p>sufriendo gran presión debido al peso de las rocas sobre ellas, y temperaturas más calientes a medida que se</p><p>ubican a mayor profundidad; pueden originarse cuando un magma que llega calienta la roca, o incluso debido al</p><p>impacto de un meteorito. De todos modos, algo que todas tienen en común es que sus componentes cambian. Se</p><p>generan nuevos minerales y los que existían pueden desaparecer o recristalizarse, es decir, cambiar de forma,</p><p>de tamaño, de orientación o de posición, dependiendo de las condiciones a las que se someta la roca y de cómo</p><p>era esta originalmente. Incluso, cuando el metamorfismo alcanza niveles muy altos, la roca puede ser fundida y</p><p>dar origen a magma, volviendo a comenzar el ciclo.</p><p>Las rocas pueden ser tan variadas como podamos imaginar y el ciclo que lleva a su formación ha estado</p><p>repitiéndose por millones de años, del cual solo podemos observar sus productos: las rocas que existen hoy. La</p><p>máquina de crear rocas que es la Tierra seguirá funcionando, y quizás los geólogos del futuro intentarán descifrar</p><p>cómo se formaron aquellas que verán mañana, mientras el proceso se siga repitiendo bajo sus pies.</p><p>FUENTE:</p><p> MINISTERIO DE EDUCACIÓN (2010) LA CORTEZA TERRESTRE Y SUS MATERIALES. CONSULTADO EL 14 DE NOVIEMBRE DEL 2017, OBTENIDO DE</p><p>HTTP://RECURSOS.CNICE.MEC.ES/BIOSFERA/ALUMNO/1ESO/CORTEZA/CONTENIDOS2.HTM</p><p> TARBUCK, E.J.; LUTGENS F.K Y TASA D. (2005) CIENCIAS DE LA TIERRA: UNA INTRODUCCIÓN A LA GEOLOGÍA FÍSICA. MADRID, PEARSON</p><p>EDUCACIÓN, PRENTICE HALL.</p><p>d. La cuenca de México</p><p>La Cuenca o valle de México se encuentra en la provincia fisiográfica denominada Eje Volcánico, ubicada entre</p><p>los meridianos 90°159 y 99°309 y los paralelos 19°009 y 20°159. Es ligeramente elipsoide y alargada. Su eje</p><p>mayor, de la zona chinampera de Xochimilco a las regiones semiáridas de Pachuca, mide aproximadamente 110</p><p>Km. El eje menor desde los bosques de la Sierra de las Cruces hasta las cimas del Iztaccíhuatl, mide alrededor</p><p>de 80 Km. La superficie de la cuenca es de casi 7500 Km2, más si incluimos las cuencas endorreicas del noreste</p><p>(Apan, Tochac y Tocomulco) que se encuentran unidas a ésta —aunque sea de manera artificial— la superficie se</p><p>incrementa hasta 9600 Km2.</p><p>En el mioceno inferior, cuando aún no se formaban las grandes sierras que hoy nos rodean, la zona estaba abierta</p><p>y el agua tenía salidas al sur y al noreste. Pero durante el mioceno superior la Sierra de Pachuca cerró la salida</p><p>al noroeste, lo que originó que el sur se conviniera en el único desagüe. Hace apenas 700000 años, durante el</p><p>cuaternario superior, al formarse la sierra del Chichinautzin la zona fue transformada en una unidad hidrográfica</p><p>cerrada.</p><p>La cuenca quedó conformada por las subcuencas de Cd. de México, Cuautitlán, Chalco, Churubusco, Teotihuacán,</p><p>Tezonco, Xochimilco y parcialmente Pachuca.</p><p>http://recursos.cnice.mec.es/biosfera/alumno/1ESO/corteza/contenidos2.htm</p><p>Aunque la cuenca se caracteriza de manera natural como una unidad endorreica presenta numerosas</p><p>infiltraciones y escurrimientos. Es en la sierra del Chichinautzin, cubierta por malpaíses jóvenes en donde éstas</p><p>se presentan en mayores cantidades, como se puede observar en los caudales de aguas que afloran en el sur</p><p>hacia Cuautla y Cuernavaca.</p><p>Debido a las enormes inundaciones que ocurrían en la ciudad se pensó en dar salida a las aguas haciendo diversas</p><p>aperturas a la cuenca. En la época colonial se construyó el Túnel y posteriormente el Tajo de Nochistongo.</p><p>Después de la Independencia se creó el Gran Canal del desagüe. A mediados del presente siglo se confeccionó el</p><p>interceptor del poniente, y a partir de la de los setentas, el Sistema de Drenaje Profundo.</p><p>En las cuencas se recogen los escurrimientos que se generan en las sierras de Las Cruces y Nevada, sus aguas son</p><p>vertidas artificialmente a través del canal del desagüe y la cuenca del río Tula. De ahí pasan a las del sistema</p><p>Moctezuma-Pánuco.</p><p>Desde épocas remotas esta zona ha sido denominada Valle de México, sin embargo la caracterización adecuada</p><p>es la de cuenca. Algunas personas sugieren que debido a las aperturas artificiales que se le han hecho, ésta ha</p><p>perdido dicho carácter. A decir verdad, lo que ha dejado de ser es una unidad hidrográfica cerrada, una cuenca</p><p>endorreica, pero sigue siendo una cuenca, a la que todos conocemos como valle.</p><p>Esta cuenca o valle presenta tres tipos de relieve: una región plana, una faja de lomeríos y una zona montañosa.</p><p>Desde el punto de vista fisiográfico se divide en tres zonas:</p><p>a) La meridional, que empieza en el este, en las Sierras Nevada y de Rio Frío y termina en la Sierra de las Cruces,</p><p>al oeste; al sur el Chichinautzin y las elevaciones de la Sierra de Guadalupe, el cerro de Chiconautla y la Sierra</p><p>de Patlachique, al norte. En esta zona las lluvias son más abundantes que en las demás, por lo que presenta una</p><p>vegetación abundante.</p><p>b) La septentrional, que se encuentra unida a la anterior a través del Estrecho de San Cristóbal, ubicado entre</p><p>el cerro de Chiconautla y la Sierra de Guadalupe. Se extiende hacia el norte, hasta las faldas de la Sierra de</p><p>Pachuca. Elevaciones como las sierra de Tepoztlán, Monte Alto y otras prominencias menores la delimitan al</p><p>oeste y noroeste. Esta zona puede ser considerada una extensión de la planicie meridional.</p><p>c) La zona meridional ocupa una superficie menor que las otras, está representada por una multitud de</p><p>elevaciones de tipo volcánico y se extiende hacia el este entre las cumbres de Pachuca y de la sierra de Río</p><p>Frío.</p><p>La precipitación en forma de granizo ocurre entre 4 y 6 veces al</p><p>año, y es más frecuente al sur y al oeste. Las nevadas en la planicie</p><p>ocurren 2 o 4 veces por siglo y a los 3000 m de altitud se presentan</p><p>cada 2 o 3 años.</p><p>Valles que lo forman</p><p>La Cuenca de México se compone de cuatro valles, al sur se ubica</p><p>el Valle de México, al norteoeste el Valle de Cuautitlán, al</p><p>nororiente el Valle de Apan y al norte el valle de Tizayuca.</p><p>Características Geológicas</p><p>La compleja geología de la antigua Cuenca de México ha</p><p>proporcionado a lo largo de la historia abundantes recursos de</p><p>agua a sus habitantes desde la última Edad de Hielo, a pesar de la</p><p>escasez de agua superficial, ya que si bien el área se hallaba</p><p>cubierta de lagos, su profundidad era increíblemente baja, a grado</p><p>de que para construir sobre ellos solo eran necesarios pilotes o</p><p>basamentos de menos de 2 metros de altura en algunas regiones</p><p>del sistema, hecho que se refleja en el proceso de construcción y</p><p>cimentación de las chinampas de Xochimilco.</p><p>Las características físicas y la hidrogeología de la cuenca han cambiado drásticamente, especialmente en la</p><p>porción sur, donde la presencia humana ha sido un factor importante desde los tiempos de la capital azteca de</p><p>Tenochtitlán. La historia de la explotación del acuífero de la Ciudad de México y los problemas de hundimiento</p><p>asociados a él se examinan brevemente, asimismo se examina la disponibilidad de agua en el acuífero.</p><p>FUENTE</p><p> CONAGUA (2004). COMPENDIO DEL AGUA, 2004, REGIÓN XII. MÉXICO</p><p> MIREYA (1989). HISTORIA NATURAL DEL VALLE DE MÉXICO. CONSULTADO EL 16 DE NOVIEMBRE DEL 2017, OBTENIDO DE</p><p>HTTP://WWW.REVISTACIENCIAS.UNAM.MX/ES/160-REVISTAS/REVISTA-CIENCIAS-15/1392-HISTORIA-NATURAL-DEL-VALLE-DE-</p><p>M%C3%A9XICO.HTML</p><p>e. Relaciones Volumétricas y Gravimétricas en Suelos</p><p>En un suelo se distinguen tres fases constituyentes: la sólida, la líquida y la gaseosa. La fase sólida son las</p><p>partículas minerales del suelo (incluyendo la capa sólida adsorbida); la líquida por el agua (libre), aunque en el</p><p>suelo pueden existir otros líquidos de menor significación; la fase gaseosa comprende sobre todo el aire, pero</p><p>pueden estar presentes otros gases (vapores sulfurosos, anhídrido carbónico, etc.).</p><p>Las fases líquida y gaseosa del suelo suelen</p><p>comprenderse en el volumen de vacíos (Vv),</p><p>mientras que la fase solida constituye el volumen</p><p>de sólidos (Vs).</p><p>Se dice que un suelo está totalmente saturado</p><p>cuando todos sus vacíos están ocupados por agua.</p><p>Un suelo en tal circunstancia consta, como caso</p><p>particular de solo dos fases, la sólida y la líquida.</p><p>Es importante considerar las características</p><p>morfológicas de un conjunto de partículas sólidas,</p><p>en un medio fluido: eso es el suelo.</p><p>http://www.revistaciencias.unam.mx/es/160-revistas/revista-ciencias-15/1392-historia-natural-del-valle-de-m%C3%A9xico.html</p><p>http://www.revistaciencias.unam.mx/es/160-revistas/revista-ciencias-15/1392-historia-natural-del-valle-de-m%C3%A9xico.html</p><p>Las relaciones entre las diferentes fases constitutivas del suelo (fases sólida,</p><p>líquida y gaseosa), permiten avanzar</p><p>sobre el análisis de la distribución de las partículas por tamaños y sobre el grado de plasticidad del conjunto. En</p><p>los laboratorios de mecánica de suelos se determina fácilmente el peso de la muestra húmeda, el peso de la</p><p>muestra secada al horno, el volumen de la muestra y la gravedad específica de las partículas que conforman el</p><p>suelo, entre otras.</p><p>Las relaciones entre las fases del suelo tienen una amplia aplicación en la Mecánica de Suelos para determinar</p><p>la masa de un suelo, la magnitud de los esfuerzos aplicados al suelo por un cimiento y los empujes sobre</p><p>estructuras de contención. La relación entre las fases, la granulometría y los límites de Atterberg se utilizan para</p><p>clasificar los suelos, permitiendo, además estimar su comportamiento.</p><p>Modelar el suelo es colocar fronteras que no existen. El suelo</p><p>es un modelo discreto, y eso entra en la modelación con dos</p><p>parámetros, e y  (relación de vacíos y porosidad), y con la</p><p>relación de fases. El agua adherida a la superficie de las</p><p>partículas o “agua adsorbida” se considera como de la fase</p><p>sólida. En la fase líquida se considera el agua libre que se</p><p>puede extraer por calentamiento a temperatura de 105 °C</p><p>cuando, después de 18 o 24 horas, el peso del suelo no</p><p>disminuye más y permanece constante.</p><p>Fases, volúmenes y pesos</p><p>En el modelo de fases, se separan volúmenes (V) y pesos (W)</p><p>así: Volumen total (VT), volumen de vacíos (VV), que corresponde al espacio no ocupado por los sólidos; volumen</p><p>de sólidos (VS), volumen de aire (VA) y volumen de agua (VW). Luego</p><p>En los pesos (que son diferentes a las masas), el peso del aire se desprecia, por lo que WA = 0. El peso total del</p><p>espécimen o de la muestra (WT) es igual a la suma del peso de los sólidos (WS) más el peso del agua (WW); esto</p><p>es:</p><p>Porosidad: Es una relación, expresada como un porcentaje, entre: a) el volumen de espacios vacíos de un suelo,</p><p>y b) el volumen total de la muestra. O sea es la probabilidad de encontrar vacíos en el volumen total. Por eso 0</p><p><  < 100% (se expresa en %). En un sólido perfecto  = 0; en el suelo   0 y   100%.</p><p>Relación de vacíos e: Es una relación entre: a) el</p><p>volumen de espacios vacíos, y b) el volumen de las</p><p>partículas sólidas en una masa de suelo. Su valor puede</p><p>ser menor a 1, y puede alcanzar valores muy altos:</p><p>Con la práctica, para suelos granulares, los valores típicos son:</p><p>Arena bien gradada e = 0,43 – 0,67  = 30 – 40%</p><p>Arena uniforme e = 0,51 – 0,85  = 34 – 46%</p><p>Densidad relativa DR. (Compacidad relativa): Es la medida de la compactación de un</p><p>suelo dada por la relación porcentual entre: a) la diferencia de la relación de vacíos de</p><p>un suelo no cohesivo en su estado más suelto y cualquier relación de vacíos del suelo</p><p>compactado, y b) la diferencia entre relaciones de vacíos en su estado más suelto y más</p><p>denso. Este parámetro permite determinar si un suelo está cerca o lejos de los valores máximo y mínimo de</p><p>densidad que se puede alcanzar.</p><p>Además 0  DR  1, siendo más resistente el suelo cuando DR  0 y menor cuando DR</p><p> 1. Algunos textos expresan DR en función de d.</p><p>Grado de saturación (S): Se define como el grado o la proporción en que los espacios</p><p>vacíos de un suelo o una roca contienen fluido (agua, petróleo). Se expresa como un</p><p>porcentaje en relación con el volumen total de vacíos. Es la relación porcentual entre el</p><p>volumen de agua en una masa de suelo o roca, y el volumen total de espacios vacíos.</p><p>Por lo que 0  S  100%. Físicamente en la naturaleza S  0%, pero admitiendo tal extremo, S = 0%  suelo seco</p><p>y S = 100%  suelo saturado.</p><p>Contenido de humedad: Es la cantidad relativa de agua que se encuentra en un suelo</p><p>respecto a la masa de sólidos o al volumen del suelo analizado. Se expresa en</p><p>porcentaje (%), y es la relación entre el peso del agua del espécimen, y el peso de los</p><p>sólidos. El problema es ¿cuál es el peso del agua? Para tal efecto se debe señalar que existen varias formas de</p><p>agua en el suelo. Unas requieren más temperatura y tiempo de secado que otras, para ser eliminada. En</p><p>consecuencia, el concepto “suelo seco” también es arbitrario, como lo es el agua que se pesa en el suelo de la</p><p>muestra. El suelo seco es el que se ha secado al horno, a temperatura de 105°C – 110°C, durante 18 o 24 horas,</p><p>hasta lograr un peso constante.</p><p>El valor teórico del contenido de humedad varía entre: 0    . En la práctica, las humedades varían de 0</p><p>(cero) hasta valores del 100%, e incluso de 500% o 600%, en suelos del valle de México.</p><p>Relaciones Gravimétricas: Una masa de 1 Kg pesa distinto en la luna que en la tierra. El peso es fuerza, la masa</p><p>no. La densidad relaciona masa y volumen, el peso unitario relaciona peso y volumen y la presión, fuerza y área.</p><p> El valor de la gravedad en la tierra es g = 9,81 m/sg2 = 32,2 ft/seg2</p><p> El peso unitario del agua es 62,5 lb/ft3 = 9,81 KN/m3 = 1 gr/cm3 (si g = 1)</p><p> En presión 1 lb/ft2 = 47,85 N/m2 = 47,85 Pa. 1 lb/m2 = 6,90 KPa y 1 ft de agua  2,99 KPa</p><p>Peso unitario de referencia (0): El peso unitario de referencia 0 es el del agua destilada y a 4 °C. 0 = 9,81</p><p>KN/m³  1,00 Ton/m3 = 62,4 lb/ft³ = 1,0 gr/cc (para g = 1m/seg²). Este es el resultado de multiplicar la densidad</p><p>del agua por la gravedad, dado que densidad es masa sobre volumen y que peso es el producto de la masa por la</p><p>gravedad.</p><p>Peso unitario del suelo. Es el producto de su densidad por la gravedad. El valor</p><p>depende, entre otros, del contenido de agua del suelo. Este puede variar desde</p><p>el estado seco d, hasta el saturado sat, y el estadio intermedio supone valores</p><p>de S (grado de saturación) entre 0 y 1,0, dependiendo del mayor o menor</p><p>contenido de humedad del suelo. Queda establecido entonces que el concepto</p><p>difiere del de densidad y también que:</p><p>Peso unitario sumergido ’: Esto supone considerar el suelo</p><p>saturado y sumergido. Al sumergirse, según Arquímedes, el suelo</p><p>experimenta un empuje hacia arriba, igual al peso del agua</p><p>desalojada. Es la situación de la masa de suelo bajo el nivel de agua freática (NAF) del terreno.</p><p>Gravedad específica. La gravedad específica es la relación del peso unitario de un cuerpo referida a la densidad</p><p>del agua en condiciones de laboratorio y por lo tanto a su peso unitario γ0. Se puede considerar para este</p><p>parámetro, la muestra total (GT) pero el valor no tiene ninguna utilidad, la fase sólida (GS) que es de vital</p><p>importancia por describir el suelo y la fase líquida (GW), que se asume igual a 1,00, por ser la W  la misma del</p><p>agua en condiciones de laboratorio. En cualquier caso, el valor de referencia es 0, pero 0  W. En geotecnia</p><p>sólo interesa la gravedad específica de la fase sólida del suelo, dada por GS = s  / W  pero referida al peso</p><p>unitario de la fase líquida del suelo W , para efectos prácticos.</p><p>Los valores típicos de la gravedad específica, están asociados a los valores de los minerales constituyentes de la</p><p>fase sólida del suelo, son: Gravas 2.65 a 2.68; Arenas 2.65 a 2.68; Limos 2.66 a 2.70 y arcillas 2.68 a 2.80. En</p><p>general los suelos presentan valores de GS comprendidos entre 2,5 y 3,1 (adimensional).</p><p>Fuente</p><p> Escobar, D. (2016) GEOMECÁNICA. Consultado el 15 de noviembre del 017, obtenido de</p><p>http://www.bdigital.unal.edu.co/53252/11/relacionesgravimetricasyvolumetricasdelsuelo.pdf</p><p> Duque Escobar, Gonzalo (2003) Manual de geología para ingenieros. Consultado el 14 de noviembre del 2017,</p><p>obtenido de http://www.bdigital.unal.edu.co/1572/</p><p>d. Sistema unificado de clasificación de suelos (SUCS)</p><p>Clasificación de suelos</p><p>La determinación y cuantificación de las diferentes propiedades de un suelo, efectuadas mediante diferentes</p><p>ensayos, tienen como objetivo último el establecimiento de una división sistemática de los diferentes tipos de</p><p>suelos existentes atendiendo a la similitud de sus caracteres físicos y sus propiedades geomecánicas. Una</p><p>adecuada y rigurosa clasificación permite al ingeniero tener una primera idea</p><p>acerca del comportamiento que</p><p>cabe esperar en de un suelo, a partir de propiedades como la granulometría y plasticidad, para predecir el</p><p>comportamiento mecánico.</p><p>En 1942, Arturo Casagrande fue quien ideó el sistema genérico de clasificación de suelos. Posteriormente, dada</p><p>su utilidad en Ingeniería Civil, fue ligeramente modificado, naciendo el Sistema Unificado de Clasificación de</p><p>Suelos. Se vale de unos símbolos de grupo, consistentes en un prefijo que designa la composición del suelo y un</p><p>sufijo que matiza sus propiedades, a continuación:</p><p>http://www.bdigital.unal.edu.co/1572/</p><p>Existe una clara distinción entre tres grupos de suelos:</p><p> Suelos de grano grueso (G y S): formados por gravas y arenas con menos de 50% de contenido en finos,</p><p>empleando el tamiz 0.080 UNE (#200 ASTM).</p><p> Suelo de grano (M y C): formados por suelos con al menos un 50% de contenido en limo y arcillas.</p><p> Suelos orgánicos (O, Pt): constituidos fundamentalmente por materia orgánica. Son inservibles como</p><p>terreno de cimentación.</p><p>Asimismo, dentro de la tipología expuesta pueden existir casos intermedios, empleándose una doble</p><p>nomenclatura; por ejemplo, una grava bien graduada que contenga entre un 5 y un 12% de finos se clasificará</p><p>como GW-GM. Tras un estudio experimental de diferentes muestras de suelos de grano fino, Casagrande consigue</p><p>ubicarlos en un diagrama que relaciona el límite Líquido (LL) con el índice de plasticidad (IP). En este diagrama,</p><p>conocido como la Carta de</p><p>Casagrande de los suelos</p><p>cohesivos, destacan dos grandes</p><p>líneas que actúan a modo de</p><p>límites:</p><p> Línea A: IP=0.73· (LL-20)</p><p> Línea B: LL=50</p><p>FUENTE  BAÑÓN, L. (S.F.) CLASIFICACIÓN DE SUELOS. CONSULTADO EL 18 DE SEPTIEMBRE DEL 2017, OBTENIDO DE</p><p>HTTPS://SIRIO.UA.ES/PROYECTOS/MANUAL_%20CARRETERAS/02010103.PDF</p><p>f. Ensayo de Penetración Estándar</p><p>Las pruebas de campo adquieren una gran importancia en los suelos muy susceptibles a la perturbación y cuando</p><p>las condiciones del terreno varían en sentido horizontal y vertical. El método de prueba in situ más ampliamente</p><p>utilizado es el de penetración.</p><p>El SPT (standard penetration test) o ensayo de penetración estándar, es un tipo de prueba de penetración</p><p>dinámica, que es empleado para realizar ensayos en terrenos que se requiere realizar un reconocimiento</p><p>geotécnico.</p><p>OBJETIVOS DEL ENSAYO SPT:</p><p> Determinar la Compacidad y la Capacidad de Soporte del suelo no cohesivo</p><p> Tomar muestras representativas del suelo-</p><p> Hallar correlación entre:</p><p> El número de golpes, N, medido y la compacidad</p><p> y la resistencia a la compresión simple por medio de tablas o ábacos ya existentes</p><p>PRINCIPIO DEL ENSAYO:</p><p>El ensayo SPT se realiza en el interior de sondeos durante la perforación, consiste básicamente en contar el</p><p>número de golpes (N) que se necesitan para introducir dentro de un estrato de suelo, un toma muestras (cuchara</p><p>partida hueca y cilíndrica) de 30 cm de largo, diámetro exterior de 51mm e interior 35mm, que permite realizar</p><p>tomas de muestra naturalmente alterada en su interior, a diferentes profundidades (generalmente con variación</p><p>https://sirio.ua.es/proyectos/manual_%20carreteras/02010103.pdf</p><p>de metro en metro). El peso de la masa esta normalizado, así como la altura de caída libre, siendo éstos</p><p>respectivamente 63.5 kg y 76.2 cm.</p><p>Este ensayo se realiza en depósitos de suelo arenoso y de arcilla blanda; no es recomendable llevarlo a cabo en</p><p>depósitos de grava, roca o arcilla consolidada, debido a los daños que podría sufrir el equipo de perforación al</p><p>introducirlo dentro de dichos estratos.</p><p>EQUIPO:</p><p> Pesa 63.5 kg con una altura de caída de 76.2</p><p>Cm</p><p> Barras y brazos de perforación</p><p> Toma muestra o tubo partido con las</p><p>siguientes dimensiones:</p><p>o Largo: 50 cm-</p><p>o Diámetro exterior: 51 mm-</p><p>o Diámetro interior: 35 mm-</p><p> Peso total 70N (16 lb.)</p><p> Trípode de carga</p><p> Flexómetro</p><p> Fundas de plástico</p><p> Tarjetas de identificación</p><p>PROCEDIMIENTO:</p><p>El método de Penetración Estándar es el más ampliamente usado para la exploración de suelos, y comprende dos</p><p>etapas:</p><p>EL SONDEO: Consiste en hacer una perforación con barreno, inyección de agua o sondeo rotatorio usando</p><p>un taladro con movimientos de rotación de alta velocidad y circulando agua para extraer los detritos. En los</p><p>suelos firmes el sondaje se mantiene abierto por la acción del arco del suelo; en las arcillas blandas y en las</p><p>arenas situadas debajo del nivel freático, el sondaje se mantiene abierto hincando un tubo de acero (tubo de</p><p>entibado o camisa).</p><p>EL MUESTREO: Se realiza el sondeo hasta la profundidad establecida, y a continuación se lleva al fondo</p><p>de dicha perforación una cuchara normalizada que se hinca 15 cm (6’’) en la capa a reconocer, a fin de eliminar</p><p>la zona superficial parcialmente alterada, por efectos del procedimiento utilizado durante la ejecución del</p><p>sondaje.</p><p>Se hace una señal sobre el varillaje y se cuenta el número de golpes (N) necesarios para hincar de nuevo</p><p>la cuchara, la profundidad de 30 cm (12’’). Utilizando la pesa de 63.5 kg con una altura de caída de 76.2 cm.</p><p>Entonces el parámetro medido será: N=N1+N2, donde:</p><p> N1: Es el número de golpes necesarios para hundir el toma muestras 15cm.</p><p> N2: Es el número de golpes que se necesita para hundir los 15 cm restantes del toma muestras.</p><p>Si por algún motivo el número de golpes necesarios para hincar cualquier intervalo de 15 cm es superior a 50,</p><p>entonces el resultado del ensayo deja de ser la suma que se indica anteriormente para convertirse en RECHAZO,</p><p>teniéndose que anotar la longitud hincada en el tramo en el cuál se han alcanzado los 50 golpes. El ensayo se da</p><p>por finalizado cuando se alcanza este valor.</p><p>Finalmente se abre la cuchara partida y se toma la muestra de su interior, para realizar los ensayos</p><p>correspondientes, (contenido de humedad, granulometría, límites de consistencia, peso específico).Las muestras</p><p>recuperadas en el penetrómetro que mantienen su forma cilíndrica pueden ser usadas para pruebas de</p><p>compresión sin confinamiento. Se recomienda que las muestras recuperadas del suelo se introduzcan en unos</p><p>recipientes herméticos, en los que se fijaran unas etiquetas donde mencionen: localización, denominación del</p><p>sondeo, fecha, numero de muestra, profundidad de ensayo, resistencia a la compresión del terreno.</p><p>FUENTE:</p><p> RODRÍGUEZ, H. (2015) CIMENTACION DE UNA PANTALLA PUBLICITARIA EN ZONA DEL LAGO DEL D.F. CONSULTADO EL 16 DE</p><p>SEPTIEMBRE DEL 2017, OBTENIDO DE</p><p>HTTP://WWW.PTOLOMEO.UNAM.MX:8080/XMLUI/BITSTREAM/HANDLE/132.248.52.100/8951/TESIS.PDF?SEQUENCE=1</p><p>http://www.ptolomeo.unam.mx:8080/xmlui/bitstream/handle/132.248.52.100/8951/Tesis.pdf?sequence=1</p><p>g. Estudios Geofísicos en Suelos</p><p>Los métodos geofísicos no son destructivos y se pueden utilizar en terrenos escarpados o de difícil acceso en los</p><p>que la geotecnia no tiene cabida para utilizarlos conjuntamente con los sondeos geotécnicos o bien en solitario.</p><p>Los métodos geofísicos pueden ser: eléctricos, sísmicos, magnéticos y electromagnéticos.</p><p>Es posible determinar la estratificación de suelos y rocas por métodos de exploración geofísicos, los cuales miden</p><p>los cambios en ciertas características físicas de estos materiales, por ejemplo, magnetismo, densidad, capacidad</p><p>resistiva eléctrica, elasticidad o una combinación de estas propiedades. Sin embargo, el valor de estos métodos</p><p>para la ingeniería de cimentaciones es limitado ya que sólo registran cambios en la estratificación cuando las</p><p>capas tienen propiedades geofísicas apreciablemente diferentes, y la única información útil que proporcionan es</p><p>el nivel de las interfaces entre los varios estratos. En general se carece de información vital sobre las condiciones</p><p>de las aguas subterráneas.</p><p>Los métodos geofísicos, en su estado actual de desarrollo, no proporcionan datos cuantitativos sobre la fuerza</p><p>cortante, compresibilidad o distribución de las partículas, pero las mediciones de la velocidad sísmica pueden</p><p>ayudar a calcular el efecto de las discontinuidades</p><p>sobre la compresibilidad de las masas rocosas. En el mejor de</p><p>los casos, los sondeos geofísicos son un medio para obtener datos sobre los cambios en los estratos entre</p><p>perforaciones muy espaciadas. En terrenos muy grandes, el empleo de métodos geofísicos puede representar un</p><p>gran ahorro dada la rapidez con que permiten cubrir grandes áreas. Generalmente, los métodos geofísicos</p><p>de exploración resultan más adecuados para investigaciones de presas o túneles, en donde se requiere la</p><p>estratificación de la roca a gran profundidad y para investigación de suelos que contengan muchos guijarros o</p><p>pedregones en los cuales es imposible sondear o realizar pruebas de penetración de cono. Los métodos de uso</p><p>general son:</p><p>a. Método Gravimétrico</p><p>b. Método Magnético</p><p>c. Método Sísmico</p><p>d. Método Eléctrico</p><p>Método gravimétrico:</p><p>El método está basado en el estudio la variación del componente vertical</p><p>del campo gravitatorio terrestre. Se realiza mediciones relativas o es decir</p><p>se mide las variaciones laterales de la atracción gravitatoria de un lugar al</p><p>otro puesto que en estas mediciones se pueden lograr una precisión</p><p>satisfactoria más fácilmente en comparación con las mediciones del campo</p><p>gravitatorio absoluto.</p><p>El método gravimétrico se emplea como un</p><p>método de reconocimiento general en</p><p>hidrología subterránea para definir los límites</p><p>de los acuíferos (profundidad de las</p><p>formaciones impermeables, extensión de la</p><p>formación acuífera, naturaleza y estructura</p><p>de las formaciones del subsuelo).</p><p>Detección de cavidades mediante</p><p>gravimetría en las ilustraciones.</p><p>Los colores azules representan zonas</p><p>de menor gravedad desvelando la forma y la localización de la cavidad.</p><p>Método magnético:</p><p>La tierra es un imán natural que da lugar al campo magnético terrestre. Las pequeñas variaciones de este campo,</p><p>pueden indicar la presencia en profundidad de sustancias magnéticas. El método magnético sirve para dar</p><p>información sobre el basamento y su profundidad particularmente para entornos cristalinos y metamórficos. De</p><p>igual manera ayudará a estudiar la geología regional y estructural.</p><p>Método electromagnético:</p><p>Se aplica una corriente alterna sobre la bobina trasmisora creando un campo magnético alterno llamado campo</p><p>primario, que a su vez se transmite por todas partes incluido al subsuelo. Este campo magnético alternativo</p><p>induce una corriente alterna a través del conductor creando un nuevo campo magnético llamado campo</p><p>secundario. Lo que la bonina receptora recibe es la combinación del campo primario y secundario. Ambos campos</p><p>magnéticos a su vez inducen una corriente alterna a través de la bobina receptora. Esta corriente es medida la</p><p>cual es usada para determinar la intensidad del campo magnético combinado y la conductividad eléctrica en el</p><p>punto donde se a producido la medición.</p><p>Los dos métodos mas utilizados en estudios hidrogeológicos son:</p><p> Very Low Frequency (VLF): Medidas electromagnéticas que permiten delimitar las fracturas o fallas de</p><p>un acuífero. Particularmente útil en caso de estudio de acuíferos fracturados como los sistemas karticos.</p><p> Sondeos Electromagnéticos en el dominio temporal (SEDT o TDEM en ingles): El método tienen aventajas</p><p>sobre métodos electromagnéticos entre otras por su capacidad de mayor poder de penetración que</p><p>permite obtener información hasta profundidad más altas y a través de recubrimientos conductores.</p><p>MÉTODO ELECTROMAGNÉTICO UTILIZANDO UN EM-31</p><p>Las alineaciones de color rojo representan la localización</p><p>de cables eléctricos (mayor conductividad) que se dirigían</p><p>desde la torre de control hasta el radar de la base.</p><p>Tiene las siguientes aplicaciones:</p><p> Localización de servicios conductores metálicos</p><p> Localización de servicios magnéticos</p><p> Detección de cavidades y fisuras del terreno</p><p> Control de mallazo metálico</p><p> Localización de bidones y/o depósitos enterrados</p><p> Detección de plumas de contaminación</p><p> Localización de servicos enterrados</p><p> Delemitación de vertederos</p><p>Método sísmico:</p><p>Produciendo artificialmente un pequeño terremoto y detectando los tiempos de llegada de las ondas producidas,</p><p>una vez reflejadas o refractadas en las distintas formaciones geológicas, se puede obtener una imagen muy</p><p>aproximada de las discontinuidades sísmicas. Estas discontinuidades coinciden generalmente con las</p><p>discontinuidades estratigráficas.</p><p>Los métodos sísmicos se dividen en dos clases:</p><p>1. El método sísmico de reflexión es el más empleado en prospección petrolífera ya que permite obtener</p><p>información de capas muy profundas. Permite definir los límites del acuífero hasta una profundidad de</p><p>100 metros, su saturación (contenido de agua), su porosidad. Permite también la localización de los</p><p>saltos de falla.</p><p>2. El método sísmico de refracción es un método de reconocimiento general especialmente adaptados para</p><p>trabajos de ingeniería civil, prospección petrolera, y estudio hidrogeológicos. Permite la localización de</p><p>los acuíferos (profundidad del sustrato) y la posición y potencia del acuífero bajo ciertas condiciones.</p><p>Método eléctrico:</p><p>Estos métodos utilizan las</p><p>variaciones de las propiedades</p><p>eléctricas, de las rocas y minerales,</p><p>y más especialmente su</p><p>resistividad. Generalmente,</p><p>emplean un campo artificial</p><p>eléctrico creado en la superficie</p><p>por el paso de una corriente en el</p><p>subsuelo.</p><p>Se emplean como métodos de</p><p>reconocimiento y de detalle, sobre</p><p>todo en prospección de aguas</p><p>subterráneas. Los mapas de</p><p>isoresistividad permiten definir los</p><p>límites del acuífero, el nivel del</p><p>agua en los acuíferos, la presencia</p><p>de agua salada y permite la</p><p>cartografía de las unidades</p><p>litológicas.</p><p>Los métodos geoeléctricos pueden clasificarse en dos grandes grupos:</p><p>1. En los métodos inductivos se trabajan con corrientes inducidas en el subsuelo a partir de frecuencias</p><p>relativamente altas (entre 100 Hz y 1 MHz).</p><p>2. En el caso de los métodos conductivos, se introduce en el subsuelo una corriente continua o de baja</p><p>frecuencia (hasta unos 15 Hz), mediante electrodos.</p><p>Los métodos eléctricos de prospección geofísica comprenden variedad de técnicas que emplean tanto fuentes</p><p>naturales como artificiales, de las cuales son de aplicación más amplia.</p><p>APLICACIÓN DE TOMOGRAFÍAS GEOELÉCTRICAS PARA EXPLOTACIÓN DE ÁRIDOS.</p><p>Los colores azules</p><p>representan zonas de</p><p>menor resistividad</p><p>eléctrica mientras que</p><p>los colores rojos</p><p>representan zonas de</p><p>mayor resistividad</p><p>eléctrica.</p><p>Cuadro Comparativo de los Métodos Geofísicos</p><p>FUENTE:</p><p> CUEVA DEL INGENIERO CIVIL (2009) MÉTODOS GEOFÍSICOS DE EXPLORACIÓN DE SUELOS. CONSULTADO EL 17 DE NOVIEMBRE DEL 2017, OBTENIDO</p><p>DE HTTP://WWW.CUEVADELCIVIL.COM/2009/12/EXPLORACION-EN-SUELOS-METODOS.HTML</p><p> CASTRO, F. J. (2015) MÉTODOS GEOFÍSICOS. CONSULTADO EL 17 DE NOVIEMBRE DEL 2017, OBTENIDO DE</p><p>HTTPS://ES.SCRIBD.COM/DOC/96043915/METODOS-GEOFISICOS-PARA-LA-EXPLORACION-DE-SUELOS</p><p>http://www.cuevadelcivil.com/2009/12/exploracion-en-suelos-metodos.html</p><p>https://es.scribd.com/doc/96043915/Metodos-Geofisicos-Para-La-Exploracion-de-Suelos</p><p>h. La Fotogeología</p><p>Se puede considerar la Fotogeología como aquella rama de la fotointerpretación encargada de estudiar los</p><p>sucesos geológicos a través de las fotografías aéreas. Objeto de la Fotogeología: el objeto de la fotogeología es</p><p>el estudio de la superficie terrestre, de los diversos materiales que la integran y de las huellas dejadas sobre</p><p>ellos por la serie de procesos a los que han estado sometidos a lo largo de los tiempos geológicos. El estudio de</p><p>la fotogeología abarca la estratigrafía, litología, geología estructural, geomorfología, tectónica, hidrogeología,</p><p>y, en resumen, todas las ramas de la geología que admitan para su estudio una escala macroscópica. Hay ramas</p><p>que se salen de su campo, como pueden ser la paleontología, paleobotánica, mineralogía, y en general, cualquier</p><p>técnica que necesite una escala reducida de trabajo, aunque modernos métodos de estudio por sensores remotos</p><p>permiten determinar la presencia</p><p>de minerales por sus curvas de reflectancia.</p><p>Además, de los trabajos puramente geológicos, el uso de la fotogeología se hace cada vez más imprescindible en</p><p>obras públicas, localización de materiales de construcción, trazado de carreteras y canales, estudios de</p><p>embalses, búsqueda de minerales, etc. El fotogeólogo reúne e interpreta datos igual que lo puede hacer el</p><p>geólogo de campo, la única diferencia estriba en la distinta escala a la que trabajan uno y otro. La gran</p><p>perspectiva que ofrecen las fotos aéreas y la exageración del relieve que se logra en la visión estereoscópica</p><p>permite un claro enfoque de los problemas y una gran precisión de dibujo.</p><p>Utilidad y tipos de fotografías aéreas e imágenes de radar:</p><p>El desarrollo de los satélites, sensores remotos y ordenadores ha originado un gran auge de la teledetección,</p><p>principalmente en los años setenta, y siguientes, auge que no solo no ha relegado el uso de las fotografías aéreas</p><p>sino que lo ha incrementado, ya que por su bajo coste, fácil adquisición, gran escala y visión en relieve, son las</p><p>fotografías aéreas la herramienta primaria del fotogeólogo y son imprescindibles en los estudios realizados con</p><p>imágenes de satélite.</p><p>Y es que ningún ordenador ni técnica espectral puede sustituir por completo al cerebro humano en ese</p><p>complicado proceso de apreciar los datos útiles, suprimir los superfluos, saber cuándo dos texturas son distintas</p><p>a ambos lados de una línea recta corresponden a diferentes cultivos o a un contacto por falla o reconocer de un</p><p>vistazo si una estructura es sinclinal o anticlinal. Se da por descontado que las imágenes tomadas con sensores</p><p>óptico-electrónicos ofrecen posibilidades extraordinarias, y en muchos aspectos únicas, aquí sólo se trata de</p><p>insistir de que el fotointérprete debe ante todo saber qué le puede pedir a cada técnica y alcanzar los mayores</p><p>rendimientos con el menor coste posible de energía y material; es decir, saber interpretar visualmente una</p><p>imagen antes de someterla a complicados tratamientos digitales.</p><p>Para interpretar geológicamente una fotografía o imagen, sea cual sea su escala y registro espectral, es necesario</p><p>poseer unas nociones claras de fotogeología, interpretación de estructuras, análisis geomorfológico y cómo se</p><p>presentan las diversas litologías y demás rasgos del terreno. Las fotografías convencionales siguen siendo la base</p><p>principal del estudio fotogeológico, por diversas razones:</p><p> Existen vuelos fotográficos, fácilmente adquiribles, de la mayor parte del mundo. - Su bajo coste, en</p><p>comparación de las otras técnicas.</p><p> Las fotos aéreas convencionales proporcionan información sobre los materiales de la superficie terrestre</p><p>bastante acorde con la percepción que de ellos tiene el ojo humano.</p><p> En fotogeología no se analizan rasgos individuales, sino una serie de detalles como textura, drenaje,</p><p>disposición de los materiales, fracturación, etc., en cuyo conjunto se basa el fotointérprete para su</p><p>análisis del terreno y conclusiones. Por tanto, su familiarización con las fotos en blanco y negro le sirve</p><p>de base para el posterior reconocimiento de los rasgos geológicos cuando utiliza otro tipo de fotografías</p><p>e imágenes.</p><p>Tipos de fotografías aéreas:</p><p> Fotografías en blanco y negro (pancromáticas): están tomadas con película pancromática muy rápida,</p><p>sensible a todas las longitudes de onda del espectro visible (es decir entre 0,4 y 0, 7 µ) y aún más sensibles</p><p>en los extremos de la escala cromática que el ojo humano, por lo que registran una serie de detalles que</p><p>a simple vista pasarían desapercibidos. Son películas de grano fino, gran sensibilidad y poder de</p><p>resolución, que permiten un buen contraste, su gama de grises es reducida.</p><p> Fotografías en color: son sensibles a las longitudes de onda del espectro visible (entre 0,4 y 0,7 µ), están</p><p>formadas por tres capas amarillas, magenta y cian, sensibles a las longitudes de onda correspondientes</p><p>a los colores azul, verde y rojo, respectivamente. Estos tres colores básicos permiten la obtención de</p><p>toda la gama del espectro visible, aunque con una linealidad distinta a la del ojo humano (los colores</p><p>obtenidos fotográficamente no coinciden exactamente con los visuales), lo que no ofrece ningún</p><p>inconveniente para la fotointerpretación fotogeológica, siempre que se tenga en cuenta.</p><p>Las fotografías en color ofrecen todas las ventajas de las fotografías pancromáticas, además de una mayor</p><p>facilidad para la identificación de materiales, al aportar los cambios de matiz y el matiz característico, dato que</p><p>falta en las fotografías en blanco y negro, en las que el único elemento de juicio sobre el color de una roca es el</p><p>cambio de intensidad del negro dentro de una gama reducida de grises. Son aconsejables en:</p><p> La separación entre verdes y rojos, que en la fotografía pancromática aparecen en el mismo tono de gris</p><p> Estudios fluviales y marinos, por la mejor sensibilidad de la película en la zona azul-violeta del espectro,</p><p>que en las pancromáticas queda prácticamente eliminada por el empleo de filtros. Esto permite una</p><p>visión por transparencia de los volúmenes de agua, lo que la hace recomendable para: estudios de bajos</p><p>fondos fluviales y marinos, diferenciar masas de agua de distinta composición y temperatura, salidas de</p><p>agua dulce al mar (deltas sumergidos, corrientes costeras, contaminación de aguas, mareas, estudios de</p><p>puertos, transporte de sedimentos), diferenciación de grupos litológicos muy próximos entre sí, que no</p><p>han podido separarse por sus características morfológicas ni topográficas (granitos, sienitas, etc.).</p><p> Estudios de estructuras arrasadas (sinclinales y anticlinales erosionados)</p><p> Estudios de afloramientos dispersos, por el contraste que ofrece el color de las rocas con el del</p><p>recubrimiento - estudios de zonas de montañas (facilitan el estudio de partes sombreadas)</p><p> Estudio de zonas mineralizadas, por ejemplo, en la prospección de minerales radiactivos en terrenos</p><p>sedimentarios, al facilitar la localización y seguimiento de niveles de areniscas reductoras grises, bien</p><p>directamente o previa localización de niveles ocres de alteración epigenética, ya que los yacimientos de</p><p>uranio van íntimamente asociados con estos niveles reductores grises.</p><p>Los inconvenientes de las fotografías en color son los costos (muy superiores a las pancromáticas) y, su extensión</p><p>y comercialización está limitada a vuelos especiales efectuados por encargo.</p><p> Fotografía Infrarroja en blanco y negro: son sensibles a la zona del espectro comprendida entre las 0,25</p><p>y 0,92 µ, pero se filtra la zona inferior para eliminar las zonas ultravioleta, azul y verde, por lo que la</p><p>sensibilidad efectiva queda situada entre las 0,57 y 0,92 µ. Las fotografías infrarrojas no son sensibles a</p><p>la luz difusa o polarizada, no influyendo la dirección de los rayos solares en el momento de la exposición.</p><p>En la actualidad están siendo desplazadas por las películas de infrarrojo color o falso color, y sobre todo</p><p>por las imágenes obtenidas por sensores remotos.</p><p> Fotografías en Infrarrojo color: son sensibles a las radiaciones comprendidas entre las 0,40 y 0,9 µ.</p><p>También se llaman falso color por la falta de correspondencia que existe entre los colores registrados en</p><p>la película y los que el ojo humano percibe en los objetos fotografiados. Así, los colores originalmente</p><p>verdes en las fotografías en falso color aparecen azules; los rojos aparecen verdes, y los infrarrojos rojos.</p><p>Son aconsejables para trabajar en:</p><p>o Zonas de baja visibilidad (nieblas, brumas, calina, polvo) por la claridad de detalle obtenida por</p><p>la mayor difusión de los tonos rojos e infrarrojos en las partículas atmosféricas.</p><p>o Estudios forestales y agrícolas, debido a que la clorofila refleja la mayor parte de la radiación</p><p>infrarroja, una planta aparecerá en las fotos con tonos rojos tanto más brillantes cuanto mayor</p><p>sea la concentración de clorofila, esto permite: hacer inventario de plantaciones (diferenciando</p><p>unas especies de</p><p>otras), detectar plagas y enfermedades (la concentración de clorofila disminuye</p><p>en las plantas atacadas).</p><p>o Estudios relacionados con el agua, al ser ésta absorbente de los rayos infrarrojos su superficie</p><p>aparece totalmente negra, destacando con claridad sobre la roca o vegetación que la circunda.</p><p>Fotografías Aéreas Verticales</p><p>Según el ángulo de toma, las fotografías aéreas pueden ser verticales, cuando el eje óptico de la cámara coincide</p><p>con la vertical de lugar del campo fotografiado, y oblicuas, cuando la toma se realiza con un ángulo respecto a</p><p>esta vertical, que normalmente oscila entre los 10 y 30 grados, pudiendo ser mayor en las fotografías tomadas</p><p>desde satélites artificiales. En fotogeología se trabaja casi exclusivamente con fotografías verticales por</p><p>suministrar una información más completa para los fines perseguidos. Las más empleadas son las fotografías en</p><p>blanco y negro tomadas con película pancromática sensible entre 4.000 y 7.000 A, por ser las ondas comprendidas</p><p>en el espectro visible. Con el fin de intensificar el contraste, es frecuente el empleo de filtros con tonos azulados.</p><p>Orientación.</p><p>Las fotografías aéreas se orientan según el criterio adoptado para los mapas, es decir, con el Norte situado hacia</p><p>arriba. El método más rápido y seguro para saber cuál es el Norte es mirando hacia donde están proyectadas las</p><p>sombras, si se está en el hemisferio norte, desde que el sol sale hasta que se oculte la sombra de un objeto</p><p>describe un semicírculo proyectado hacia el Norte; por eso las laderas de las montañas reciben el nombre popular</p><p>de “solana” o “umbría”, según estén o no orientadas al Sur. Basta entonces mirar en la fotografía cuáles son las</p><p>laderas sombreadas para saber cuál es el Norte. Esta orientación es la correcta siempre que las fotografías se</p><p>consulten como un mapa o se usen en visión estereoscópica.</p><p>Toma de una fotografía vertical.</p><p>Como se dijo anteriormente, en las fotografías verticales el eje óptico de la cámara coincide con la vertical del</p><p>lugar del campo fotografiado, si dicha coincidencia no es absoluta, la desviación puede ser atribuida a dos causas:</p><p>cabeceo del avión en el momento de la exposición, o, inclinación de las alas, o alabeo. Actualmente, los</p><p>modernos métodos de navegación aérea permiten obtener fotografías con una desviación mínima de la vertical,</p><p>error despreciable frente a otros introducidos por diversas causas, como distorsiones de los bordes, terreno</p><p>accidentado, etc.</p><p>La calidad de la fotografía tendrá una influencia decisiva en su posterior interpretación, la toma se efectúa en</p><p>días de buena transparencia y luminosidad, por lo que se suele elegir la época que corresponda al final de la</p><p>primavera y principio de verano, salvo en zonas donde la intensidad forestal pueda enmascarar el terreno,</p><p>eligiéndose entonces el principio de primavera o final de verano, cuando el ciclo vegetativo de las plantas está</p><p>en su comienzo o ha concluido.</p><p>Estudio y terminología de las fotografías verticales.</p><p> Altura de vuelo: es la altura de vuelo en el momento de la toma, referida al nivel del mar, se puede leer</p><p>en el altímetro fotografiado en el margen de la fotografía.</p><p> Altura de vuelo sobre el terreno (Ho): distancia existente entre el centro de la cámara y el terreno en el</p><p>momento de la exposición, se halla restando la lectura del altímetro de la cota del Punto Central de la</p><p>fotografía.</p><p> Distancia Focal (f): es la distancia que existe entre el foco de la lente y el negativo de la película.</p><p> Eje óptico: línea ideal que, pasando por el centro de la cámara, es perpendicular a la película expuesta</p><p>en su punto medio.</p><p> Punto Central (PC): se llama punto central a la intersección del eje óptico y la película, corresponde al</p><p>centro geométrico de la fotografía.</p><p> Nadir (N): es la proyección vertical del centro de la cámara sobre el terreno en el momento de la</p><p>exposición. Cuando la fotografía es absolutamente vertical, el nadir coincide con el punto central, es</p><p>decir, con la proyección del eje óptico.</p><p>En cuanto a la tonalidad típica de rocas, pueden hacerse las siguientes generalizaciones:</p><p> De tono blanco a gris claro: nieve, agua reflejando luz, nubes, olas, evaporitas, caliche, barreal, ciertas</p><p>arenas y gravas, dunas, ciertas tobas, algunos rasgos de alteración hidrotermal (talco, amianto), corales,</p><p>cuerpos cuarzo-feldespáticos, diques ácidos, pegmatitas, ciertas cuarcitas y calizas.</p><p> De tono gris mediano: yeso, rocas calcáreas y dolomíticas, areniscas claras, arcillitas, lutitas, limolitas,</p><p>margas, intrusivas y efusivas leucocráticas y básicas.</p><p> De tono gris oscuro a negro: sombra de lagos y cursos de agua, césped, carbón, areniscas y lutitas rojas,</p><p>grauvacas oscuras, areniscas con contenido orgánico, rocas intrusivas, efusivas, básicas y ultra básicas.</p><p>Dejando a un lado los efectos que la bruma, el filtro, y el revelado producen sobre la tonalidad, el tono está</p><p>determinado en muchos casos por el contenido de agua, humedad y permeabilidad de la roca, y</p><p>consecuentemente, por la vegetación. La selección del filtro puede en algunos casos separar efectivamente dos</p><p>rocas de diferente litología, aunque aparentemente similares en fotos tomadas sin filtro.</p><p>Limitaciones y ventajas de la fotogeología:</p><p>Se tiene la creencia de que la fotogeología es una disciplina que necesita una continua contrastación de campo,</p><p>esto es verdad pero solo hasta cierto punto. En la formación básica de un fotogeólogo debe estar presente una</p><p>buena formación de trabajos prácticos de campo, pero ésta misma formación la necesita el minerálogo, el</p><p>petroquímico y, en general, cualquier geólogo sea cual sea su especialidad. Desde luego la fotogeología tiene</p><p>una serie de limitaciones para las cuales resulta de gran ayuda, y en muchos casos imprescindible, confrontar el</p><p>trabajo fotogeológico en el campo, bien lo haga el propio fotogeólogo o su equipo, sin embargo, la fotogeología</p><p>es una técnica independiente que puede mantenerse por sí sola. Cuanto más se aísle del campo el fotogeólogo</p><p>más correrá el riesgo de convertirse en un “geólogo de laboratorio”, pero, insistimos, igual les ocurre a los</p><p>minerólogos, geoquímicos, etc.</p><p>Un mapa geológico exclusivamente realizado con fotografías aéreas ofrece una serie de aciertos y errores</p><p>característicos, diferentes a la de los mapas realizados “pie a tierra”. Entre los aciertos podrían contabilizarse</p><p>la precisión de los contactos, estructuras, fallamientos y aquellas características derivadas de una visión de</p><p>conjunto, y en los defectos la pobreza del estudio litológico, ya que solo se pueden clasificar sin grandes errores</p><p>los materiales más simples (granitos, gneises, yesos, pizarras, etc.). En el estudio sistemático de un área</p><p>realizado con las fotografías aéreas puede localizarse cualquier afloramiento que en el campo pasaría</p><p>desapercibido. Por eso es conveniente hacer estudios fotogeológicos previos al trabajo de campo donde quedan</p><p>esbozados y planteados los problemas fundamentales y localizados las zonas idóneas donde se pueden resolver.</p><p>FUENTE:</p><p> PROF. JULIÁN A. GUTIÉRREZ (2005) GUÍA TEÓRICA DE FOTOGEOLOGÍA. CONSULTADO EL 17 DE NOVIEMBRE DEL 2017, OBTENIDO DE</p><p>HTTP://WEBDELPROFESOR.ULA.VE/INGENIERIA/JGUTIE/MATERIAS/FOTOGEOLOGIA/FOTOGEOLOG%EDAGU%EDA.PDF</p><p>http://webdelprofesor.ula.ve/ingenieria/jgutie/materias/Fotogeologia/Fotogeolog%EDaGu%EDa.pdf</p><p>i. Clasificación Geomecánica de los Macizos Rocosos</p><p>El método Rock Mass Rainting (RMR) para la clasificación de macizos rocosos fue desarrollado por Bieniawski</p><p>(1972). Este método permite, de forma sencilla, estimar la calidad del macizo rocoso, mediante la cuantificación</p><p>de parámetros de fácil medición, los cuales se establecen en el campo de manera rápida y con costos económicos</p><p>mínimos. El método RMR incluye los siguientes parámetros: resistencia a la compresión uniaxial de la roca, Rock</p><p>Quality Designation (RQD), espaciamiento de discontinuidades, condición de las discontinuidades, condición</p>