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PROPIEDADES DE SEDIMENTOS Y DISTRIBUCION DE GAS EN LA CUENCA CENTRAL, MAR DE MÁRMARA, TURQUÍA.

PRESENTADO POR: CARLOS ALBERTO TRIANA BRIGANTE

DIRECTOR DE TESIS: JEAN-BAPTISTE TARY, PH.D. EN GEOFÍSICA MARINA Y MÁSTER EN

GEOFÍSICA

TESIS PARA CUMPLIR CON LOS REQUERIMIENTOS NECESARIOS DEL

PREGRADO Y OPTAR POR EL TITULO DE GEOCIENTIFICO

UNIVERSIDAD DE LOS ANDES FACULTAD DE CIENCIAS, DEPARTAMENTO DE GEOCIENCIAS

BOGOTA, COLOMBIA

2019

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AGRADECIMIENTOS

Empiezo por agradecerle a mi familia, la cual fuel clave para la culminación de este proceso académico. Gracias por ser motor y fuente de motivación en momentos de dificultad, y ofrecerme su apoyo de manera incesable, este logro es por ustedes y para ustedes.

También quiero agradecer a esas amistades que estuvieron conmigo a lo largo del proceso académico: Carlos Garzón, Carlos Farías, Joan Rodríguez, Marco Rodríguez y Sebastián Suarez por mencionar algunos. Siempre los tendré presentes, no solo por ser grandes personas, sino por brindarme su apoyo en momentos de duda o dificultad.

Por último, quiero agradecer a la facultad de ciencias y en particular al departamento de Geociencias de la universidad de los Andes, a cada uno de los profesores que de una manera u otra dejaron en mi alguna enseñanza, en especial a mi asesor de tesis el profesor Jean-Baptiste Tary quien estuvo siempre atento y con toda la disposición de brindar su conocimiento y experticia para guiarme en la elaboración de mi proyecto de grado.

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Tabla de contenidos

1. Introducción……………………………………………………..…5 2. Geología de la región de estudio……………………………….….6

2.1 Falla del norte de Anatolia (NAFZ)……………………………………...5 2.1.1 Historia evolutiva……………………………………………………6 2.1.2 Sismicidad………………………..……………………………….....7

2.2 Mar de Mármara…………………………………………………………...8 2.2.1 Marco geologico del mar de Mármara……………………………....8 2.2.2 Marco Paleoceanografico del mar de Mármara……………………...9

3. Fluidos en el mar de Mármara……………………………..……10 3.1 Origen de los fluidos………………………………………………...10 3.2 Caracteristicas del gas y composicion isotopica…………………….11 3.3 Distribucion de la emision de gases en el mar de Mármara………….14

3.3.1 Fluidos en la falla principal de Mármara…………………………...14 3.3.2 Fluidos en la cuenca Tekirdağ……………………………………...14 3.3.3 Fluidos en la cuenca Western High………………………………...15 3.3.4 Fluidos en la cuenca Central………………………………………..15 3.3.5 Fluidos en Central High…………………………………………….16 3.3.6 Fluidos en la cuenca Kumburgaz…………………………………..16 3.3.7 Fluidos en la cuenca Çınarcık………………………………………17

4. Distribucion de gas a partir del analisis de perfiles CHIRP en la cuenca Central y Western High………………………………….18 4.1 Perfiles chirp obtenidos por el crucero MARSOMET…………………….18 4.2 Analisis de los perfiles chirp de la cuenca Central y Western High………19 4.3 Mapeo de depósitos analizados a través de perfiles chirp…………………22

5. Metodo de disminución de la amplitud con el tiempo de propagación………………………………………………………24 5.1 Procesamiento de datos …………………………………………………………...24 5.2 Metodo de decaimiento de la amplitud…………………………………………....25

6. Resultados y discusión……………………………………………27 6.1 Mapeo usando perfiles CHIRP……………………………………………………27 6.2 Resultado del metodo de atenuación de la amplitud……………………………...28

7. Conclusiones……………………………………………………....29 8. Referencias………………………………………………………..30 9. Apendice………………………………………………………..…33

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Resumen El mar de Mármara se encuentra en una zona de gran actividad tectónica debido al desplazamiento generado por la MMF y además tiene una variada historia deposicional, estos factores la vuelven una zona de gran interés económico gracias a la presencia de múltiples depósitos de gas, pero también una zona de alto riesgo sísmico debido a la presencia de importantes poblaciones aledañas a un gap sísmico. Esta tesis tiene como objetivo el mapeo y caracterización de los depósitos de gas presentes en la Cuenca Central y el alto topográfico Western High mediante el análisis de la atenuación de ondas acústicas, esto permitirá analizar aspectos como las propiedades y origen de estos depósitos.

1. Introducción

El mar de Mármara es una zona geológica de gran interés, en primer lugar y al igual que la mayoría de los lugares con sedimentos marinos existe una presencia importante de gas; además, al ser intersectado por el NAF (“North Anatolian Fault”), uno de los mayores sistemas de fallas transformantes continentales, separando las placas Anatolia y Eurasia, es una zona de importante actividad sísmica. Esta combinación de factores tiene un numero de implicaciones para el comportamiento de los fluidos, entre ellos, el hecho de que haya una alta actividad sísmica mantiene una alta permeabilidad en el sistema de fallas, permitiendo que los fluidos suban al fondo marino (Tary et al., 2011), debido a esto se generan procesos de desgasificación de los diferentes yacimientos superficiales y profundos presentes en la zona.

Debido a la naturaleza dinámica de los yacimientos de gas presentes en la zona mencionada, se quiere hacer una caracterización del comportamiento de estos usando técnicas de análisis sísmico, en particular el objetivo de esta tesis es determinar la distribución de la presencia de gas en los sedimentos superficiales (entre 0 y ~20 metros de profundidad) y el de usar el método de disminución de la amplitud con el tiempo de propagación y “Frequency shift” o variación de la frecuencia para medir la atenuación de las ondas sísmicas cuando viajan por ese medio. La atenuación de ondas sísmicas es de gran ayuda no solo para caracterizar propiedades de las rocas como la porosidad, la permeabilidad, y la viscosidad (Quan and Harris, 1997), sino que en presencia de grandes yacimientos de gas la ondas sísmicas presentan un cambio muy característico, de un reflector de amplitud alta a una atenuación muy pronunciada, sin embargo la amplitud de las ondas puede verse afectada por distintos factores como efectos de reflexión y transmisión, patrones de radiación, acoplamiento del receptor y la fuente, entre otros (Quan and Harris, 1997).

El objetivo de esta tesis de grado será entonces analizar los perfiles CHIRP (los cuales consisten en mapeo de alta resolución del suelo analizando la reflexión de

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pulsos compuestos de señales a diferentes frecuencias o “chirped pulses”) de la región de la cuenca Central del mar de Mármara, Turquía, para poder caracterizar los distintos depósitos de gas presentes en esta región, esto se hará también usando métodos de análisis de atenuación ondas sísmicas.

2. Geología de la región de estudio 2.1 Falla del norte de anatolia

La falla del norte de anatolia (NAFZ para “North Anatolian Fault Zone”) es una zona de falla de deslizamiento de rumbo dextral de 1200 km de longitud (Şengör et al., 2005). La NAF se acomoda hacia el oeste con movimiento antihorario del bloque Anatolia con respecto a la placa Eurasia, la cantidad de movimiento actual en la región de Mármara es de 24 mm/año (Reilinger et al.; 1997; McClusky et al., 2000), el desplazamiento dextral acumulado esta en un rango de 50 a 85 kilómetros. En la parte noroeste de Turquía la NAF se ramifica hacia el oeste en dos secciones principales, que van hacia el norte y el sur del mar de Mármara respectivamente (Armijo et al., 2002; Reilinger et al. ,1997; Straub el al. ,1997; McClusky el al.,2000; Provost et al., 2003).

La rama norte esta sumergida 175 km a lo largo de la extensión del mar de Mármara, desde el golfo de Izmit hasta el este en la montaña Ganos. Mediciones de GPS indican que aproximadamente el 80 % del movimiento relativo de la placa se acomoda por la rama norte (Straub el al., 1997; McClusky el al., 2000) Múltiples reconstrucciones geológicas sugieren que el promedio de las tasas a largo plazo es menor que aquellas tasas obtenidas por GPS, lo que se podría explicar como una partición de la tensión entre las ramas norte y sur (Armijo et al., 1999; Polonia et al., 2004).

Diferentes interpretaciones se le ha dado a que la NAF se encuentre por debajo del mar de Mármara, unos modelos sugieren deslizamiento de rumbo puro sobre una recién formada falla permanente (Le Pichon et al., 2003). Otros modelos interpretan el mar de Mármara como una serie de cuencas en separación con significante subsidencia y segmentos de fallas que combinan movimientos normales y dextrales (Armijo, 2004; Cormier, 2006; Seeber, 2004).

2.1.1 Historia evolutiva

La edad del NAFZ data entre el mioceno tardío y el plioceno temprano aproximadamente hace 11 a 13 Ma, justo después de la colisión continental entre las placas Arabia y Eurasia que tuvo lugar en el este de Anatolia y se fue propagando hacia el oeste (Şengör et al., 2005).

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Posteriormente en el Neógeno-Cuaternario se describen tres etapas de deposición o formación de cuencas en anatolia, las cuales datan del Mioceno temprano, Mioceno tardío y Plioceno. En la primera etapa el mar invade la zona este de Anatolia cuando se genera una conexión entre el mar indico y el mediterráneo, posteriormente a mediados del Mioceno luego de la colisión de Arabia con Anatolia, el este de anatolia sufre un levantamiento, generando así un retroceso marítimo y una serie de cuencas intra-montañosas con una tendencia este-oeste (Barka, 1992), en donde sedimentos lacustres fueron depositados formando los grupos Pontus, los cuales se dividen en las formaciones Pontus inferior y superior, las cuales datan del tortoniano (mioceno superior) y pleistoceno temprano. las unidades Litoestratigráficas de este grupo se correlacionan en gran parte de estas cuencas durante el mioceno-plioceno (Barka, 1992). La formación Pontus inferior consiste en sedimentos lacustres que después se convierten en sedimentos fluviales, de igual manera la formación Pontus superior también se compone de sedimentos lacustres, sin embargo, la formación Pontus inferior presenta mas deformación y existe una inconformidad angular entre las dos unidades (Barka, 1992). Durante el mioceno temprano-medio empieza un régimen tectónico extensional que actúa sobre el este de Anatolia y el Egeo. A lo largo de la zona de falla una serie de nuevas cuencas se empiezan a formar durante el mioceno tardío (Barka, 1992).

Figura 1 Tomada de Herbert & Heidbach (2010). Mapa del marco tectonico de Anatolia, se puede ver como la NAF se divide en multiples ramas hacia el oeste de la ciudad de Bolu. las velocidades derivadas de GPS (flechas azules) con Eurasia como paraco de referencia estable.

2.1.2 Sismicidad

A lo largo de la NAF, la placa de Anatolia se mueve hacia el oeste con respecto a la placa Eurasia a una tasa de ~25 mm al año por el este del mar de Mármara. La NAF es principalmente una única placa vertical que sigue un pequeño circulo de rotación de la placa de Anatolia. La NAF se divide en tres ramas principales hacia el oeste de la ciudad de Bolu, las cuales llevan por nombres: la falla principal de

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Mármara (MMF por sus siglas en ingles), y las ramas media y sur. Debajo de la NAF del mar de Mármara se separa aun mas y se convierte en una compleja red de fallas con numerosas hebras con distintos buzamientos y rumbos. Es de vital importancia conocer como el movimiento relativo de las placas se acomoda a lo largo de la región del mar de Mármara, y si es localizada, dividida o distribuida, para saber cual es la tasa de desplazamiento cerca a sitios de importancia (Hergert & Heidbach, 2010).

Esta área de estudio es una de las zonas sísmicamente mas activas del planeta y produce una gran cantidad de terremotos de gran magnitud de los cuales la mayoría generan un desplazamiento de rumbo (Alpar & Yaltirak, 2002). Dentro de los eventos mas recientes relacionados a la propagación occidental de la zona de falla del norte de Anatolia (NAFZ) están el de Izmit (agosto 17 de 1999) y el de Düzce (Noviembre 12 de 1999) los cuales tuvieron una magnitud de 7.4 Mw y 7.2 Mw respectivamente. Estos eventos generaron la ruptura en tierra al este del mar de Mármara y también en la parte submarina del segmento de Izmit. Estos eventos juntos generaron la ruptura de 160 km del sistema de falla (Ambraseys et al., 2001; Toksöz et al.,1999; Reilinger et al., 2000). En 1912 un terremoto de 7.4 Ms genera una ruptura en el segmento de Ganos al oeste transformante del mar de Mármara a través de la península de Gelibolu y el golfo de Saros (Ambraseys et al. ,2000; Rockwell et al., 2001; Altunel et al., 2004)

El segmento de 175 km del NAF que se encuentra debajo del mar de Mármara tuvo su ultima ruptura en 1766 y es considerado como una brecha sísmica (“seismic gap”). Debido a la gran cantidad de estrés y deslizamiento acumulado que incrementa gracias a la presencia de rupturas cercanas recientes, el segmento de Mármara presenta un gran riesgo para las poblaciones densas cercanas a la costa, incluyendo a la ciudad de Estambul (Toksöz et al. ,1999; Hubert-Ferrari et al., 2000; Parsons et al., 2000; Meade et al., 2002)

2.2 Mar de Mármara 2.2.1 Marco geológico del mar de Mármara

El mar de Mármara es un mar epicontinental que se encuentra entre la península de Anatolia y Tracia, en la parte noroeste de Turquía, en donde por medio de los estrechos de Bósforo y Dardanelos, se conecta el mar Negro con el mar Mediterráneo. El área que cubre el mar de Mármara cubre alrededor de 11,110 km2, en donde hay presencia de plataformas, cuencas profundas, topes de presión y bahías. (figura 2) La morfología de su suelo marítimo se caracteriza por la presencia de tres cuencas profundas: Tekirdağ, Central, Çinarcik (orden de oeste a este), las cuales se encuentran separadas por dos estructuras transpresionales de

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compresión: Western High y Central High (Crémière et al.,2012). Además de lo anterior el mar de Mármara se encuentra localizado en la rama norte de la falla de Anatolia (NAF), la cual tiene una tasa de deslizamiento de 20-25 mm/año, esta representa la mayor tasa de movimiento entre las placas Anatolia y Eurasia. (Armijo et al., 2002; Imren et al., 2001). Una serie de emanaciones frías están asociadas a fallas activas (Henry et al., 2002; Trehu et al., 1999), y aunque las emanaciones frecuentemente están asociadas comúnmente a fallas de rumbo compresionales como la NAF, también hay procesos de expulsión de fluidos profundos (Chamot-Rooke et al., 2005; Orange et al., 1999; Zitter et al., 2006, 2008). A medida que la rama norte de la NAF cruza el mar de Mármara se divide en ramas principales y secundarias (Armijo et al., 2002; Bécel et al., 2010; Carton et al., 2007). También se han visto procesos que afectan la tasa de expulsión de burbujas, un aumento en la expulsión de estas en la columna de agua fue observado en el golfo de Izmit después del terremoto de Izmit en 1999 (Alpar, 1999; Kuşçu et al., 2005).

Figura 2 Tomada de Zitter (2008). mapa de la region del mar de Mármara y la zona de falla del norte de Anatolia (NAFZ), se aprecian tambien las cuencas Terdigak (TB), Central(CB), y Çinarcik (ÇB).

2.2.2 Marco evolutivo del mar de Mármara

En la actualidad la hidrología del mar de Mármara se caracteriza por dos masas de agua separadas por una picnoclina permanente. La capa de agua superior que tiene 25 m de ancho corresponde a un flujo saliente de aguas salobres desde el mar negro y que entran por el estrecho de Bósforo, la capa inferior corresponde a aguas que entran desde el mediterráneo a través del estrecho de Dardanelos (Beşiktepe et al., 1994).

Debido a que la profundidad de los dos estrechos que conectan al mar de Mármara con el mar Mediterráneo y el mar negro son muy bajas, las variaciones en el nivel del mar en ciclos glaciares e interglaciares durante el pleistoceno generaron cambios mayores en la hidrología y el ambiente de sedimentación del mar de

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Mármara en el pasado (Aksu et al., 1999; Çağatay et al., 2000; McHugh et al., 2006). Durante el ultimo periodo glaciar la disminución en los niveles del mar generaron el aislamiento del mar de Mármara con el mar Mediterráneo, sin un flujo entrante de agua marina y con constantes descargas de agua por parte de ríos el mar de Mármara se convierte en un lago de agua dulce (Aksu et al., 1999; Çağatay et al., 2000; Stanley and Blanpied, 1980). Durante esta fase lacustre la parte este del golfo de Gelmik estuvo ocupado por un delta progradante (Gasperini et al., 2012). La re-invasión de aguas provenientes del Mediterráneo en la cuenca del Mármara ocurre hacia la cuenca del Mármara ocurre hace 14.7 kilo años cal. BP (fecha calibrada con datación de radiocarbono), pero la conversión a condiciones marinas fue gradual y duro mas de 2000 años (Vidal et al., 2010). En los sedimentos del Western High una capa diseminada de grano fino de calcita autigénica (con un grosor de 18 a 25 centímetros) se encontró en el limite litológico entre los sedimentos lacustres y marinos que se formaron entre 11.5 y 13 kilo años cal. Bp (Reichel and Halbach, 2007). Esta precipitación de carbonatos no mostro ninguna anomalía isotópica en el carbono, es por esto que se sabe que no tiene relación con eventos de liberación en sitios de emanación; sino que probablemente se forma como resultado de la mescla de el agua de mar del mar Mediterráneo con el agua dulce (anoxica) del lago glaciar de Mármara (Reichel and Halbach, 2007).

Por ultimo, en el golfo de Izmit se encontró una paleo línea de costa. la presencia de esta línea de costa abandonada, que esta datada hace 10.2 kilo años B.P. y el canal de un rio desplazado por la NAF en el golfo de Izmit permitió la estimación de la tasa de desplazamiento, la cual fue de 10 mm/año durante el holoceno (Polonia et al., 2004).

3. Fluidos en el mar de Mármara 3.1. Origen de los fluidos

La emisión de gas natural desde el fondo marino es un fenómeno común que ocurre a nivel mundial, este puede ocurrir en zonas de deposición costera, abanicos aluviales, prismas de acreción y cuencas sedimentarias con contenido de hidrocarburos (Judd and Hovland 2007). En cuencas sedimentarias marinas los gases de hidrocarburos, en especial el metano son producto de la descomposición de materia orgánica por medio de procesos bioquímicos y térmicos. Las manifestaciones de expulsión de gases del fondo marino se han observado en plataformas y pendientes a lo largo del globo, a estas se les denomina como “cold seeps” o emanaciones frías (Judd and Hovland, 2007; Juniper and Sibuet, 1987). La presencia de emanaciones frías se asocia comúnmente a varias características de la superficie del fondo marino como los son pockmarks, volcanes de lodo y diapiros de lodo (Le Pichon et al., 1990), o con fallas activas (Trehu et al., 1999),

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estas estructuras permiten la migración ascendente de fluidos ricos en gas a través de los sedimentos.

Como se menciono anteriormente las emanaciones son de fluidos ricos en metano y otros hidrocarburos que se producen por la degradación de materia orgánica producto de procesos microbiales o termogénicos (Whiticar, 1999). La descarga de estos fluidos ricos en metano y sulfuro de hidrogeno provenientes del fondo marino alimentan comunidades bénticas quimiosintéticas (Sassen et al., 1993).

El metano microbial y termogénico se caracteriza por tener bajos valores de 𝛿"#𝐶 con valores que van entre los 100 ‰ a 50 ‰, y los 50 ‰ a 20 ‰ respectivamente (Whiticar, 1999). La mineralización de metano oxidado queda registrada en los carbonatos en la forma de bajos valores de 𝛿"#𝐶 (Paull et al., 2005). La producción de un pool de 𝐶𝑂& rico en 𝐶"# en los sedimentos metanogénicos debido a la fermentación de materia organica o a la reducción de 𝐶𝑂& contribuye a la formación de carbonatos ricos en 𝐶"# (Bourry et al.,2009).

Debido a la gran importancia de este recurso es de vital importancia entender los procesos de su formación y el estudio de los diferentes depósitos. Los hidratos de gas submarinos son considerados con una potencial fuente de energía, el cual podría corresponder a mas del 50% de la reserva recuperable mundial de carbón orgánico (Kvenvolden, 1999). Sin embargo, estos también juegan un papel importante en las dinámicas del cambio climático (Kennett et al., 2000), los riegos geológicos y la estabilidad de las pendientes (M.D. Max & W.P. Dillon. et al., 1999).

3.2. Características del gas y composición isotópica.

La razón isotópica entre el carbón y el hidrogeno en el metano se utiliza para identificar el origen especifico de este (Coleman et al., 1995; Schoell, 1998; Whiticar, 1999). El metano en los gases naturales puede ser de origen biogénico, formado a partir de procesos de reducción de dióxido de carbono (estos procesos suelen ser mas comunes en sedimentos marinos) o vía fermentación de acetatos (Coleman et al., 1995; Whiticar, 1999; Whiticar, 1986). El metano también se puede formar por degradación térmica del querógeno y del petróleo, al cual se le denomina metano termogénico (Schoell, 1998).

De acuerdo con la composición isotópica y molecular de diferentes muestras de hidratos de gas que se tomaron en la cuenca de Western High, se puede ver que tiene las características de fluidos de origen termogénico, esto indica que los hidratos de gas en este sector se formaron por una fuente de gas derivada del petróleo o de una roca que contenía materia orgánica térmicamente madura (Bourry et al., 2009).

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Para el caso de la parte sur de la cuenca Çınarcık, las burbujas de gas analizadas estaban compuestas principalmente por metano (99.63 %), solo con cantidades traza de 𝐶𝑂& (0.1%) y hidrocarbonos mas pesados (< 0.005 %). Las filtraciones de metano en el suelo marino de la parte sur de la cuenca Çınarcık tienen una firma biogénica (Bourry et al., 2009). además de lo anterior los valores enriquecidos en 𝛿"#𝐶- 𝐶𝑂& indican que estas burbujas de metano se produjeron principalmente por reducción microbial de 𝐶𝑂&, y no por fermentación bacteriana de acetatos (Whiticar, 1999). El etano por otra parte, tiene aparentemente un origen termogénico como se puede ver el la figura (b) , esto sugiere que podría haber una mezcla de pequeñas cantidades de gases termogénicos con metano microbial en la cuenca Çınarcık, este tipo de fenómenos se ha observado en diferentes ambientes oceánicos alrededor del mundo (Blinova et al., 2003; Brooks et al., 1991) y se caracteriza por un alto flujo de gas libre (Bourry et al.,2009).

Para el caso de Central High se encuentra una composición con altos contenidos de 𝐶𝐻) con 98.86 % y concentraciones de 𝐶&, 𝐶# y 𝐶𝑂& (0.48 %, 0.24 %, 0.36 respectivamente) relativamente mayores a aquellas presentes en la en la cuenca Çınarcık, esto nos indica que el metano presente en Central High tiene un origen termogénico (Bourry et al.,2009).

Finalmente, muestras tomadas en la vecindad de la zona con hidratos de gas de la cuenca Western High se tienen una composición de gas e isotópica muy parecida al gas contenido en los hidratos de gas, esta asociación sugeriría que los hidratos de gas se han cristalizado en desde este respiradero asociado. Las burbujas presentes en Western High tienen una composición de 90.90 % de 𝐶𝐻) con contenidos relativamente altos de 𝐶&(1.23%),𝐶#(2.50%), 𝑖 − 𝐶)(0.93%), 𝑛 − 𝐶)(0.15%),𝑖 − 𝐶7 (0.31 %) y 𝐶𝑂& (3.90 %).

Figura 3 Tomada de Bourry et al. (2009), la cual fue modificada de (Whiticar,1999; Milkov,2005 ). determinacion del origen de los hidratos de gas y las burbujas de gas. a) relacion entre composicion de istopos de carbono estables (𝜹𝟏𝟑𝑪) y razon 𝑪𝟏/(𝑪𝟐 + 𝑪𝟑). b) relacion entre composicion de isotopos de caborbono estables (𝜹𝟏𝟑𝑪) de 𝑪𝑯𝟒 y 𝑪𝟐 en burbujas e hidratos de gases. La proveniencia de las muestra PG-1659,PG-1664,PG1664 Y MNTKS 27 se pueden ver a su vez en la tabla 1.

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Esta composición del respiradero de gas de la cuenca Western High tiene un gran parecido con la composición del gas natural presente en yacimiento gasífero K.marmara-af el cual se encuentra ubicado en la zona offshore de la plataforma norte de Silivri (Gürgey et al.,2005) como se puede apreciar en la figura 4. Estas similitudes en la composición sugieren de manera contundente que existe una migración de gas natural desde la cuenca Trace, la cual subyace el suelo del mar de Mármara.

Figura 4 Tomada de K. Gürgey (2005) , muestra la cuenca Tracia mostrando elementos tectonicos y mostrando ubicaciones de yacimientos de gas. De esta figura cabe reslatar la precencia del yacimiento gasifero k.marmara-af (8) para tener nocion de la migracion que ocurre con los gases desde la cuenca Tracia a Western High.

La composición de isotopos de carbono estables 𝐶"−𝐶7 en los gases de hidrocarburos presentes en Western High y Central High son consistentes con su origen termogénico, en cambio, el metano empobrecido en 𝐶"# que escapa de la cuenca Çınarcık sugiere un origen microbial (Bourry et al.,2009).

3.3. Distribución de la emisión de gases en el mar de Mármara.

La distribución espacial de la emisión de gases a lo largo del mar de Mármara ha sido ampliamente estudiada, diferentes mapas de fallas basados en datos sísmicos e interpretación estructural se han venido publicando desde 1990, sin embargo, la información publicada por Grall et al. (2011) y Şengör et al. (2014) sintetiza la información respectiva a los sistemas de falla a la escala del mar de Mármara. La superposición de emanaciones de gas encimas de los sistemas de falla provee un panorama general de la distribución de gas con relación a las fallas, activas o inactivas, además de otras características geológicas (Dupré et al., 2015).

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3.3.1 Fluidos en falla principal de Mármara

A lo largo de la falla principal del mar de Mármara (MMF), las emanaciones de gas fueron detectadas desde el golfo de Izmit del borde occidental al oriental de la cuenca de Tekirdağ, en donde la falla del norte de Anatolia (NAF) entra en el ismo de Gallilopi, sin embargo, las emisiones de gas no parecen ser homogéneas, ya que la densidad de puntos que emiten gas varia ampliamente a lo largo de la traza de la falla, las emisiones pueden ser particularmente numerosas en algunos segmentos de la falla, en el valle por ejemplo, cuando el segmento de rumbo que atraviesa Western high; otros segmentos de la NAF tienen un tasa relativamente baja de filtración, como por ejemplo el trazo de Kumburgaz, además de otros segmentos pequeños (menores a 5km) sin ninguna emanación , como es el caso del segmento que conecta la cuenca Kumburgaz con la cuenca Central, así como el borde nororiental de la cuenca Çinarcik a lo largo de los ejes de la cuenca Tekirdağ (Dupré et al.,2015).

3.3.2 Fluidos en la cuenca Tekirdağ

Gran cantidad de anomalías acústicas han sido observadas hacia los bordes de la cuenca Tekirdağ, las emisiones son densas y espaciadas de manera cercana, la cuales están ubicadas en partes características de la base de los escarpes occidentales y de la parte norte, y, además, en la parte este del limite de la cuenca Tekirdağ que limita con Western High. Las emisiones de gas parecen estar distribuidas de manera irregular al lo largo del segmento de rumbo de la falla principal de Mármara hacia el sur de la cuenca y a lo largo del flanco norte (Dupré et al., 2015).

3.3.3 Fluidos en el Western High

La cuenca Western High esta delimitada por el trazado principal de la MMF en el sur y en las fallas que van de este a oeste en el norte. En la rama sur del valle de la falla principal de Mármara, a través de toda la cuenca de Western High, desde la cuenca Tekirdağ hacia los bordes de la cuenca central, se presenta una alta emisión caracterizada en su mayoría por puntos de emisión que están espaciados de manera cercana y con emisiones de gas vigorosas. La rama norte de la MMF que se orienta de este a oeste tiene relativamente menor actividad tectónica, no tiene tantos puntos de emisión de gas como el segmento sur. En la parte este de la rama norte no se registraron ningún tipo de eventos, sin embargo, numerosas emisiones de gas se encontraron en Western High en el área en medios entre dos ramas de la falla, asociadas a una variedad de estructuras topográficas (Dupré et al., 2015).

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En la parte norte de la actual MMF, a unos 8 kilómetros de la traza de la falla se pueden evidenciar anomalías acústicas que están distribuidas a lo largo de todo Western High en relieves de pequeña escala orientados en dirección SSW-NNE y WSW-ENE a lo largo de la tendencia de los pliegues y cabalgamientos, los cuales deforman a Western High (İmren et al., 2001). Uno de los enjambres relacionados con filtración que esta conectado a la MMF corresponde a un complejo de volcanes de lodo (Grall et al., 2013; Thomas et al., 2012). Este complejo de volcanes de lodo este compuesto de tres estructuras principales que presentan un alto nivel de actividad en términos de expulsión de gases, con escapes ocurriendo en la superficie de tres volcanes de lodo principales al igual que en sus alrededores cercanos. (Dupré et al., 2015).

3.3.4 Fluidos en la cuenca Central

La cuenca central es una cuenca compuesta (Grall et al., 2011) la cual esta formada por fallas normales en escalón con dirección NW-SE conectadas a segmentos de rumbo en gran parte inactivos, posiblemente cizallamiento de Riedel que habría sido parte de una zona mas antigua de cizallamiento del norte de Anatolia (Rangin et al., 2004; Şengör et al., 2005, 2014). Dentro de ella, se encuentra una estructura de flor negativa con forma de huso contorneando una cuenca mas pequeña, por lo tanto, la cuenca interna (Dupré et al., 2015).

La densidad máxima de las anomalías acústicas se encontró en la parte oeste de la cuenca a lo largo de la MMF a lo largo de un segmento de 9 kilómetros que conecta Western High con la cuenca Central. Dentro de la misma cuenca las anomalías acústicas estaban distribuidas de manera desigual, en donde la mayor densidad se encuentra en los bordes norte de la estructura externa y a lo largo de los bordes sur, en cuencas con forma de huso. En algunos casos las anomalías parecen estar ubicadas en valles submarinos (Dupré et al.,2015).

Figura 5 Tomado de Dupré et al. (2015). Distribucion de anomalis de gas en la cuenca Central y Western High usando ecosonda multihaz. En el mapa se pueden observar anomalidas medidas en diferentes años, anomalias medidas en 2009 (en rojo) ,anomilas medidas en 2007 (en naranja) y finalmente anomalias medidas en el 2000 (en blanco).

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3.3.5 Fluidos en Central High

Central High es una estructura topográfica con forma de “coma” que separa la cuenca Central con la cuenca Cinarcik. A lo largo de 9 kilómetros de la MMF que conectan la cuenca Kumburgaz con Central High, los escapes de gas fueron relativamente escasos y además estuvieron ausentes por un segmento de 3 kilómetros que se encuentra en la parte oeste de Central High (a una longitud aproximada de 28°34.8′E) (Dupré et al., 2015). La mas alta densidad en termino de emisión de gases se encuentra en el tope de forma circular de la estructura anticlinal conocida como el “Central Mármara Ridge” (İmren et al., 2001). Los escapes de gas ocurrieron por fuera de la traza del MMF en puntos hacia el norte pero sobretodo hacia el sur, en donde la mayor densidad de emisión de gas se registro 3 kilómetros al sur de la traza del MMF.

Figura 6 Tomada de Dupré et al. (2015).Distribucion de anomalias de gas en la cuencas Kumburgaz y Central High usando ecosonar multihaz. En el mapa se pueden observar anomalidas medidas en diferentes años, anomalias medidas en 2009 (en rojo) ,anomilas medidas en 2007 (en naranja) y finalmente anomalias medidas en el 2000 (en blanco).

3.3.6 Fluidos en la cuenca Kumburgaz

La cuenca Kumburgaz es un sinclinal alongado en dirección SSW-NNE, el cual bordea Central High al sur y al este, además de bordear segmentos en escalón de la MMF por el norte (figura 7). La MMF define una estructura en flor negativa en algunos lugares en cuanto llega a la superficie. Entre la cuenca Kumburgaz y la parte oeste cuenca Central, la MMF se parte en al menos tres ramas, formando una estructura de flor positiva, encima de la cual hay ocurrencia de emisión de gas (Dupré et al., 2015).

Emisiones de gas fueron encontradas a lo largo de los bordes de la cuenca de Kumburgaz, pero con actividad relativamente moderada. A lo largo del borde norte las emisiones solo ocurrieron a lo largo del trazo que compone la falla de rumbo activa MMF. La mayoría de las emanaciones están entonces localizadas en

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la base del escarpe alrededor de la cuenca desde el noreste hacia la parte oeste, sin descartar tampoco la presencia de posibles emisiones de gas a lo largo de la parte sur de la falla. Lineaciones de emisiones de gas de dirección este-oeste también están presentes hacia la parte oeste de la Central High (Dupré et al.,2015).

3.3.7 Fluidos en la cuenca Çınarcık

En la parte noroccidental de la cuenca Çınarcık las emisiones de gas se definen como lineaciones de dirección este-oeste, las cuales conectan el escarpe del norte de la cuenca Çınarcık (figura 8). Estas lineaciones siguen la traza de la MMF hacia el oeste y se pliegan cerca de la longitud 28°53′. En el borde noreste de la cuenca Çınarcık las emisiones de gas ocurren de manera preferente a lo largo de un banco topográfico, el cual esta cubierto por sedimentos recientes los cuales se ubican en la base del acantilado, en donde el basamento del paleozoico y la cicatriz de la principal falla activa afloran (Grall, 2013).

A medida que el ancho del banco disminuye en dirección noreste, el cual empieza con un ancho de 1.8 kilómetros hasta llegar a ser totalmente estrecho, las emisiones de gas empiezan a ser menos densas (Dupré et al., 2015). Al noreste en inmediaciones a las coordenadas 40°50.3′N–28°56.8′E y a lo largo de un segmento de 5 kilómetros que no presenta bancos, ningún tipo de emisiones de gas fueron halladas, Las emisiones de gas solo fueron halladas en el pie (zona del banco donde hay una acumulación de material desecho), estas emisiones se ubican en el borde sur de la cuenca Çınarcık (Zitter et al., 2012).

Figura 7 Tomada de Dupré et al.(2015). Distribucion de anomalias de gas en la cuenca Çınarcık usando ecosonar multihaz. En el mapa se pueden observar anomalidas medidas en diferentes años, anomalias medidas en 2009 (en rojo) ,anomilas medidas en 2007 (en naranja) y finalmente anomalias medidas en el 2000 (en blanco).

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En el borde sur de la cuenca hay presencia de emanaciones asociadas con emisiones de metano biogénico (Bourry et al., 2009) y que ocurren en fallas normales en forma de escalón que van en dirección noroeste (N 25° W) espaciadas entre 2 a 4 kilómetros, lo que algunos autores llaman como la “Inner Boundary Fault” o Falla del borde interno (Carton et al., 2007; Le Pichon et al., 2001), y la cual esta ubicada en el segmento oeste del golfo de Izmit.

4. Distribución de gas a partir del analísis de perfiles CHIRP en la cuenca Central y Western High

4.1 Perfiles chirp obtenidos por el crucero MARMESONET

En el año 2009 el crucero MARMESONET realizó una expedición en el mar de Mármara para obtener información del suelo marino y entender los procesos con fluidos que allí acontecen. Durante dicha expedición se obtuvieron un total de 304 perfiles chirp los cuales cubrieron una extensión de aproximadamente 2300 kilómetros. Esta expedición se dividió en dos recorridos, Leg 1 (Nov. 4 – Nov. 25, 2009) y Leg 2 ((Nov. 29 – Dec. 10, 2009). La calidad de la información obtenida durante esta expedición es buena, sobretodo en las cuencas donde la penetración fue de 69-90 ms (Tary, 2011).

Los objetivos del crucero MARMESONET fueron de estudiar la relación entre los fluidos presentes en el mar de Mármara y la sismicidad, realizar un reconocimiento de la zona antes de implementar observatorios permanentes de suelo marino en el mar de Mármara por medio de MARMESONET (Géli, Henry & Çagatay, 2019).

4.2 Analisis de los perfiles chirp de la cuenca Central y Western High

Como se a mencionado anteriormente la presencia de gas en sedimentos marinos es muy común, y ciertamente es un elemento recurrente en cada una de las cuencas del mar de Mármara. Para identificar los depósitos de gas presentes en la cuenca Central y en Western High se catalogo de manera rigurosa la existencia de estos depósitos mediante un análisis cualitativo de los perfiles sísmicos correspondientes a las rutas realizadas en las zonas mencionadas anteriormente.

La identificación de depósitos en los perfiles sísmicos se identifica principalmente por blanqueamiento acústico, el cual se define como un dominio transparente en el perfil sísmico, y la presencia de un reflector de alta amplitud. El blanqueamiento

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acústico vertical se interpreta principalmente como el resultado de la atenuación de la señal acústica la cual se debe a la presencia de gases dentro de los sedimentos (Zitter et al.,2008). Sin embargo, este blanqueamiento no se puede confundir con el blanqueamiento que se genera debido a capas acústicamente transparentes, las cuales comúnmente se asocian a flujos de escombros o a sedimentos ricos en arcilla (Papatheodorou et al., 1993; Bouriak et al., 2000). Otro de los elementos que pueden ser indicativos a la hora de analizar la presencia de gas es la presencia de reflectores fuertes, los cuales significan una interfaz en el cambio de propiedades acústicas entre dos capas litológicas, por ejemplo, el que se daría en la transición de sedimentos anoxicos (probablemente de origen lacustre) a sedimentos ricos en gas. La presencia de un reflector de alta amplitud seguido de un fuerte blanqueamiento acústico es un fuerte indicador de presencia de gas en sedimentos (Tary et al., 2011).

Figura 8 Perfil sísmico tomado durante crucero MARMESOMET en 2009, se puede apreciar el efecto que tiene la batimetría en la dispersión de las señales acústicas.

El análisis cualitativo de estos perfiles también se dificulta en buena parte de los perfiles, ya que estos se encuentran en zonas de turbidez acústica, estas zonas se caracterizan por una alta perturbación en el registro sísmico, reflexiones discontinuas y con mucho ruido. Esta cualidad se puede atribuir a la presencia de burbujas de gas en los sedimentos o una estructura sedimentaria perturbada como lo serian sedimentos de tamaño grueso con mala selección que generan una alta dispersión en la señal acústica (Judd & Hovland, 1992). Además también se generan perturbaciones en presencia de diferentes condiciones batimétricas que también generan dispersión, estas condiciones pueden ser pendientes muy altas o variaciones entre superficies planas y pendientes. Finalmente se observo que en

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los ejes de muchos perfiles había altas perturbaciones la cuales serian causadas por el efecto de cambio de dirección.

Conociendo el comportamiento de las señales acústicas en los sedimentos con presencia de gas, se catalogó de manera cualitativa la posibilidad de la ocurrencia de este fenómeno, para esto se dividieron los depósitos en dos grupos:

1) Probable: que serian aquellos depositos que presentan un blanquemiento leve, pero no el suficiente para decir categoricamente que es un deposito de gas, ya que el blanquemiento podria darse por interferencias destructivas, condiciones de la batimetria (por ejemplo hiperbolas debido a pendientes), o simplemente condisiones de los sedimentos que generen dispersion. No hay presencia de reflector o si la hay no esta acompañado de un blanqueamiento categorico que permita definirla zona como un deposito de gas.

Figura 9 Perfil tomado durante el crucero MARMESOMET en 2009, se muestra un ejemplo de las características que constituyen un deposito de gas probable.

2) Seguro: serian aquellos depositos que presentan blanquemiento muy notorio, y el

cual no esta relacionado a condiciones batimetricas o de reflexion de la onda, presencia de reflector de alta amplitud.

Como este método de catalogación se pudieron identificar múltiples depósitos de sedimentos con presencia de gas, caracterización que se utilizo para su posterior mapeo. Como ventaja de la implementación de los perfiles chirp para identificar este tipo de depósitos es que cuando hay certeza de su presencia también se pueden conocer datos como su profundidad en tiempo, lo que es de gran utilidad a la hora de su extracción.

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Figura 10 Perfil tomado durante el crucero MARMESOMET en 2009, se muestra un ejemplo de las características que constituyen un deposito de gas seguro.

Sin embargo, este método también posee algunas desventajas con otros métodos, como por ejemplo el análisis de anomalías acústicas en columna de agua, ya que este método goza de mayor certeza a la hora de determinar plumas de gas. 4.3 Mapeo de depósitos analizados a través de perfiles

chirp

Figura 11 Mapa de los dos recorridos realizados por el crucero MARMESOMET en 2009. Se puede apreciar el Leg 1 (rojo) y el Leg 2 (Blanco). El mapeo de la zona de estudio empieza por trazar los recorridos hechos por el crucero MARMESOMET en la cuenca Central y Western High (figura 11), para

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esto se utilizaron datos GPS de la navegación del barco que estaban relacionados con los perfiles, además de esto se hizo un filtro en donde se desecharon rutas de perfiles que no pertenecieran a ninguna de estas dos locaciones. Para lo anterior se define un cuadrante y se descarta latitudes y longitudes que este por fuera del cuadrante delimitado para la zona de estudio.

Figura 12 Mapeo de zonas con sedimentos con depósitos de gas, se pueden ver aquellos puntos donde hay una presencia segura (verde) y otros donde existe alguna probabilidad de su ocurrencia (naranja).

Posteriormente se catalogan los distintos depósitos en los perfiles según posible o seguro, usando los parámetros de calificación cualitativa que se explicaron anteriormente. Hecha la catalogación se procede a mapear los distintos puntos en Arcmap. Luego de su mapeo se puede observar una clara tendencia en la ubicación de los puntos con presencia de gas. Poe ejemplo, se puede observar que la mayor densidad de puntos verdes (presencia segura de gas) se encuentran en zonas de bajos contrastes en batimetria, donde el suelo marino es plano, esto ocurre en la parte sur de la cuenca central y en la base sureste de Western High (figuras 11 y 12), esto seria un indicador de sensibilidad de los perfiles CHIRP en zonas de alto contraste batimétrico.

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5. Metodo de atenuación de la amplitud con el tiempo de propagación

5.1 Procesamiento de datos El primer paso para el análisis de los perfiles CHIRP implicó el procesamiento de datos .SU (Seismic Unix). Para esto se usa un código que procesa los datos .SU en MATLAB y posteriormente calcula la atenuación sísmica usando el método de “Amplitude Decay”, para esto es necesario delimitar en el programa la ubicación del fondo marino para que este empiece a calcular la atenuación desde este punto y el calculo de la atenuación no se vea afectado por datos ajenos a la atenuación como lo pudieran ser la columna de agua o dispersiones de la señal, esto ayudara a tener un resultado mucho mas preciso.

Figura 13 Selección del fondo marino en Matlab para el procesamiento de los datos del perfil sismico referente a la traza P188 para el calculo de la atenuación sisimica usando el metodo de “Amplitude Decay”.

5.2 Metodo de decaimiento de la amplitud

Posteriormente se utiliza un método que calcula la atenuación sísmica basado en la disminución de la amplitud de las ondas. Este método aplica el principió de la relación que tiene la disminución de las ondas acusticas con las propiedades

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físicas del medio en el cual hacen su trayectoria, por ejemplo, la velocidad de atenuación estará directamente ligada a propiedades como densidad del material, porosidad y tamaño de grano en sedimentos marinos (Hottman,1976).

Debido a la baja densidad del gas, cuando este se encuentra presente en sedimentos generará altos niveles de atenuación con respecto a esos de los sedimentos normales, es aquí donde el método de decaimiento de la amplitud se vuelve de gran utilidad no solo para la identificación de depósitos de gas, sino para su análisis en términos de propiedades físicas.

Para la aplicación de este método se escogen los datos de amplitud vs. Profundidad de la traza elegida, es de vital importancia que los datos de amplitud sean tomados desde el suelo marino y no desde la columna de agua, ya que las bajas amplitudes de la columna de agua afectarían el resultado de la regresión como se menciono anteriormente.

Para la calibración de la amplitud, que se hace para obtener datos de atenuación de las ondas acusticas, se aplica la relación ((20*log10(A2))-(20*log10(A1))/(TA2-TA1)), lo que nos permite caracterizar la atenuación generada en unidades de dB/s (Mitchel,2019), esto permitirá tener un estándar de medición y poder comparar con mayor facilidad estos datos.

Figura 14 Regresión realizada a traza individual para el calculo de la tasa de atenuación

El procedimiento consiste en analizar traza por traza de cada perfil la taza de atenuación, en donde se realiza el ajuste logarítmico anteriormente mencionado y se hace una regresión lineal que permitirá saber la taza de atenuación para una traza determinada, este procedimiento se repetirá de manera automática analizando todas las trazas de un determinado perfil.

Finalmente, el programa arroja un perfil de atenuaciones con la información para cada segmento del perfil, esto nos permite no solo estudiar la atenuación generada

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por los distintos depósitos de gas que se encuentran en el perfil, sino, la incidencia de las pendientes en los cambios de amplitud de las ondas y el comportamiento de la amplitud dependiendo de las distintas secuencias sedimentarias.

Figura 15 Selección de limite temporal para medición de decaimiento de la amplitud (verde), con un limite superior (verde continuo) y un limite inferior (verde segmentado). En la parte superior se puede ver el perfil de atenuación correspondiente al perfil P1. se puede apreciar también que este perfil esta dividido por una zona con notable pendiente (naranja) y la secuencia sedimentaria sin mayores alteraciones (azul), además podemos ver zonas de alta atenuación que coinciden con los depósitos de gas (puntos rojos).

Por ejemplo, se puede ver que en la zona de alta pendiente se ven contrastes de atenuación altos y bajos, esto podría ser causa de las interferencias constructivas y destructivas que se generan gracias al contraste de pendientes y que afectan la amplitud de la señal (figura 15). Además, también se puede ver una variación en los niveles de atenuación dependiendo de la secuencia sedimentaria, en el caso de este perfil se puede ver como los niveles de atenuación varían para en distintas partes del perfil, seguramente esto asociado a propiedades físicas de los sedimentos, por último niveles de atenuación altos que probablemente estén asociados a distintos depósitos de gas.

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Figura 16 Trazas a lo largo de la cuenca Central y Western High, con respectivos valores de atenuación.

6. Resultados y discusión

6.1 Mapeo usando perfiles Chirp

Se puede apreciar que gran cantidad de los depósitos de gas están asociados a la bifurcación de la NAF a la altura de la cuenca Central y que esta aproximadamente a una latitud de 40´50´´N, lo que nos muestra como este sistema de falla de normales presente en esta zona actúa como un mecanismo de filtración para las emanaciones de gas en todo el mar de Mármara como lo mencionan Le Pichon et al. (2001) y Şengör et al. (2004), y concuerda con los resultados obtenidos con multibeam echosounder por Dupré et al. (2015), en donde menciona que una alta densidad de punto en el borde sur de la cuenca, sin embargo sorprende que no haya presencia de puntos en el borde norte de la cuenca en donde se encuentra la otra parte de la bifurcación de las fallas, que otros autores mencionas como una forma de huso, y que según los resultados de Dupré et al. (2015) también presentan una alta cantidad de anomalías acusticas relacionadas a depósitos de gas (figura 12) . El anterior resultado podría ser efecto de las características batimétricas del borde norte de la cuenca, o de la composición de los sedimentos que no permiten una obtención clara de datos. También podría deberse a la falta de una barrera permeable, lo que generaría que la acumulación de gases en los sedimentos no sea superficial, y por lo tanto difícil de detectar por medio de anomalías en los perfiles CHIRP.

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Además de lo anterior se puede ver una alta cantidad de puntos en la base sur de Western High en la ubicación 40´46´´N - 27´47´´E, sin embargo, la densidad de depósitos de gas no es tan grande como en los resultados obtenidos por Dupré et al. (2015), en donde ella lo describe como un segmento de 9 kilómetros donde se encuentra la densidad máxima de anomalías, esto probablemente también se debe a el hecho de que estos puntos se encuentran colindando el escarpe hacia el sur y la falda sur de Western High al norte (figura 12). De igual manera se encontraron depósitos de gas que no estaban relacionados con el sistema de fallas, y que se encontraban entre Western High y la cuenca central ubicados aproximadamente en 40´40´´ N - 27´50´E y que probablemente están asociados a estructuras de volcanes de lodo o depresiones de fondo marino.

6.2 Resultados del metodo de atenuacion de la

amplitud

A primera vista la relación mas clara que se puede encontrar es el hecho que los depósitos de gas ubicados en Western High tienen menores valores de atenuación que aquellos que se pueden observar en la Cuenca Central, por ejemplo, los puntos con presencia de gas en Western High tienen valores de 140 y 112 dB/s respectivamente, mientras que en la Cuenca Central son de 228 y 151 dB/s (figura 16). Estas firmas de atenuación distintivas tanto diferenciarían el origen de gas para las dos locaciones, que, para el caso de Western High, en diferentes estudios se han hecho estudios de las burbujas que emanan desde las fumarolas y las cuales tendrían una firma muy parecida a aquella de el campo K-marmara-af (C1/C2+C3 ratio of 24.4, δ13CCH4 of −44.4‰ PDB) en donde el origen de estos gases es de carácter termogénico. Por lo anterior se puede inferir que debido a la diferencia en las firmas de atenuación entre Western High y la Cuenca Central, esta segunda tendría un origen biogénico o seria una combinación de gases de los dos orígenes debido a la migración de estos. Sin embargo, también se puede observar una diferencia entre los valores de atenuación que se encuentran en el medio de la cuenca y el alto topográfico, y los valores que se encuentran a las afueras de estos, bordeando la MMF. Si bien no es un muestreo de gran significancia se puede observar de manera consistente que los valores centrales de atenuación (228 dB/s – Cuenca Central, 140 dB/s – Western High), son mayores a aquellos situados cerca a las zonas de falla (151 dB/s – Cuenca Central, 112 dB/s – Western High)(figura 16). Lo anterior puedes se causa del enriquecimiento del gas en sedimentos y materiales mas pesados a medida que se filtra por el sistema de falla, también podría ser causado por la oxidación anaeróbica del metano el cual produce una

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reacción que genera hierro (Fe) y manganeso (Mn). Este tipo de reacción esta asociada a fallas activas en donde se forman cortezas de carbonato, parches negros y tapetes de bacterias (Armijo et al., 2005).

Cabe aclarar que este método también posee puntos débiles, por ejemplo Quan y Harris (1997) mencionan que las amplitudes se contaminan fácilmente por factores como la dispersión, esparcimiento geométrico, sincronización entre receptor y fuente, patrones de radiación y efectos en la transmisión y reflexión de las ondas. Es por lo anterior surge también la necesidad de usar métodos complementarios que ayuden a medir también la atenuación y que permitan la disminución de la magnitud del error a la hora de usar este tipo de métodos para la caracterización de depósitos de gas o sedimentos.

7. Conclusiones

El mapeo usando perfiles CHIRP usando cambios de impedancia para detectar blanqueamientos en depósitos de gas demostró ser una técnica efectiva, ya que tiene amplias similitudes con mapeos de depósitos de gas que se han hecho en el pasado, como el de Dupré et al. (2015) realizado con la técnica de multibeam echosounder. Sin embargo, este método de mapeo también muestra claras falencias para detectar depósitos que se encuentren en zonas batimétricas irregulares o a depósitos profundos en donde la onda acústica no alcanza a penetrar.

Por el lado del análisis de atenuación se puede decir que la muestra no es representativa para describir el comportamiento de los depósitos de gas, es necesario de una mayor cantidad de trazas para así hacer una mejor modelación de los depósitos en la cuenca Central y en Western High. Sin embargo, se pueden apreciar patrones claros, como por ejemplo el hecho que los depósitos asociados a fallas tienen menores coeficientes de atenuación.

Es necesario también hacer una comparación entre las diferentes cuencas para poder caracterizar de mejor manera la composición de los gases, por ejemplo, la diferencia de atenuaciones entre un gas de origen termogénico y uno de origen biogenico. Además de lo anterior también surge la necesitad de complementar el método de atenuación de la amplitud con otros métodos para disminuir el margen de error, métodos por ejemplo como el de “frecuency shift” descrito por Quan y Harris (1997), que usa desplazamientos en la frecuencia para calcular la atenuación y que permite complementar el método de atenuación de la frecuencia ya que las fuentes de error son distintas.

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