UNIVERSIDAD SIMON BOLIVAR
Ingeniería Geofísica
LEVANTAMIENTO SISMICO DE REFRACCION SOMERA EN EL AREA
OCCIDENTAL DE EL HATILLO, AL NORTE DEL POBLADO DE
URUMACO, ESTADO FALCON
Por
Gustavo José Guariguata Rojas
Proyecto de Grado
Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar
Como requisito parcial para optar al Título de
Ingeniero Geofísico
Sartenejas, Abril de 2008
UNIVERSIDAD SIMON BOLIVAR
Ingeniería Geofísica
LEVANTAMIENTO SISMICO DE REFRACCION SOMERA EN EL AREA
OCCIDENTAL DE EL HATILLO, AL NORTE DEL POBLADO DE
URUMACO, ESTADO FALCON
Por
Gustavo José Guariguata Rojas
Proyecto de Grado
Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar
Como requisito parcial para optar al Título de
Ingeniero Geofísico
Realizado con la asesoría de
Dra. Milagrosa Aldana
Dr. Andrés Pilloud
Sartenejas, Abril de 2008
i
Levantamiento sísmico de refracción somera y levantamiento geológico en el área
occidental de El Hatillo, al norte del poblado de Urumaco, Estado Falcón.
POR
Gustavo Guariguata Rojas
RESUMEN
El objetivo principal de este estudio es la integración de datos de refracción sísmica,
adquiridos sobre depósitos de edad Pleistoceno, con datos geológicos de superficie, para reconocer en
el subsuelo el contacto de estos depósitos con estratos pertenecientes a la Formación Urumaco, de
edad Mioceno. Mediante la interpretación de los resultados se pretende reconocer en el área de
estudio paleovalles asociados a estructuras geológicas en zonas plenamente cubiertas por los
depósitos de edad Pleistoceno.
El presente estudio incluye la adquisición de datos sísmicos y geológicos en campo, el
procesamiento de los datos sísmicos y su integración con los datos geológicos de superficie. El
levantamiento sísmico consta de 36 tendidos de refracción sísmica de doble tiro, con un
espaciamiento entre geófonos de 6 m, de los cuales 12 corresponden al sector de El Hatillo y 24 al
sector de El Mamón. El reconocimiento geológico en el área de estudio permitió seleccionar la zona
entre El Casino y El Mamón, al oeste de El Hatillo, para su levantamiento geológico. Los datos
recolectados se muestran en un mapa geológico de superficie, a escala 1:1.000.
El procesamiento de los datos sísmicos se realizó con el paquete computacional SeisImager
de Geometrix. Este procesamiento se define como “procesamiento tipo I” y consta de los siguientes
pasos: Selección de las primeras llegadas de forma manual en el módulo Pickwintm; análisis de
dromocronas y asignación de velocidades y número de capas reconocidas en el módulo Plotrefatm
sobre las curvas camino – tiempo; inversión de la data sísmica bajo la modalidad de tomografía
sísmica en el módulo Plotrefatm; conversión de la inversión a un modelo de capas en el módulo
Plotrefatm. Alternativamente, para aquellos registros cuyas curvas camino – tiempo presentan
complejidades se llevó a cabo un “procesamiento tipo II” en el cual no se realiza una asignación de
velocidades ni numero de capas en las curvas camino - tiempo, en el módulo PlotrefaTM, de forma que
el programa realice la inversión de la data sísmica a la data observada de forma automática. Este
procedimiento previene asignaciones erróneas por parte del usuario.
A partir de los modelos de capas individuales del sector de El Mamón se generaron mediante
el programa computacional Surfer 8 mapas isópacos y de velocidades, así como mapas estructurales
para los horizontes reconocidos. Con este programa se generó un perfil de visualización que incluye
los tendidos HA – 98 a HA – 107 para los modelos de capas del sector de El Hatillo.
En la zona de El Casino – El Mamón se distinguen tres bloques tectónicos, separados por las
fallas A y B, las cuales se interpretan como las continuaciones de las fallas Arcas y El Jebe,
respectivamente. En las laderas del río Urumaco y sus afluentes afloran, infrayacente a los depósitos
de edad Pleistoceno, capas pertenecientes al miembro superior de la Formación Urumaco. Estas capas
muestran en el bloque tectónico oriental cambios laterales de facies y de espesor. En este bloque se
presenta además, una base erosiva de gran magnitud.
El análisis de los mapas sísmicos y de los modelos de capas permite interpretar una franja
engrosada de depósitos pleistocenos, en el sector de El Mamón, enmarcada por las fallas A y B. Estos
depósitos describen un paleovalle, que muestra depresiones en el extremo meridional y septentrional.
En el sector de El Hatillo, se interpreta la presencia de un paleovalle relleno con depósitos
pleistocenos entre los tendidos HA – 102 y HA – 103, asociado a la Falla El Muerto, mientras que la
Falla de Urumaco se interpreta a lo largo de un escarpe con rumbo Norte – Sur entre los tendidos HA
– 96 y HA – 97.
ii
INDICE GENERAL
Página
Dedicatoria ………………………………………………………………………… i
Agradecimientos ……………………...…………………………………………... ii
Resumen .................................................................................................................. iii
CAPITULO I
INTRODUCCION ................................................................................................... 1
CAPITULO II
MARCO TEORICO
2.1 El método sísmico .................................................................................... 6
2.2 Principios básicos de la refracción sísmica .............................................. 6
2.3 Refracción sísmica ................................................................................. 11
2.4 Adquisición sísmica................................................................................ 14
2.5 Procesamiento sísmico............................................................................ 18
2.6 Métodos de interpretación de los tendidos de refracción ………........... 24
2.7 Procesamiento mediante el módulo de SeisImager ................................ 26
CAPITULO III
MARCO GEOLOGICO
3.1 Geología regional y la Cuenca de Falcón .................................…….......31
3.2 El Surco de Urumaco .............................................................................. 35
3.3 Formación Urumaco ............................................................................... 37
3.4 Geología del área de El Casino – El Mamón - El Hatillo ………........... 40
iii
CAPITULO IV
METODOLOGIA DE TRABAJO
4.1 Revisión bibliográfica ............................................................................ 51
4.2 Trabajo de campo ................................................................................... 52
4.3 Trabajo de oficina................................................................................... 61
CAPITULO V
RESULTADOS
5.1 Resultados del levantamiento geológico ................................................ 75
5.2 Resultados del levantamiento sísmico de refracción ………...……....... 86
5.3 Resultados del procesamiento sísmico ................................................... 88
5.4 Mapas estructurales, isópacos y mapa de velocidades ......................... 121
CAPITULO VI
ANALISIS DE RESULTADOS
6.1 Interpretación de los resultados geofísicos …………........................... 133
6.2 Interpretación de los resultados geológicos .......................................... 145
6.3 Integración de los resultados geofísicos y geológicos .......................... 147
CAPITULO VII
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
Conclusiones ......................................................................................... 150
Recomendaciones ................................................................................. 152
iv
REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS ................................................................152
APENDICES
A Mapa geológico del área El Casino – El Mamón (1:1.000) ………. 1-18
B Modelos de capas individuales ........................................................ 1- 18
C Mapas estructurales, isópacos y de velocidades
para el sector de El Mamón …….………………………...……….. 1- 24
D Curvas de varianza para los mapas regionales ………….………...... 1- 6
v
INDICE DE FIGURAS
Página
CAPITULO I
INTRODUCCION
Figura 1.1: Mapa de ubicación de la región de Urumaco, comprendida en
la parte septentrional de la Hoja de Cartografía Nacional N0
6149 a escala 1:100.000 (modificado de Bassano, 2007) …….....….. 2
Figura 1.2: Mapa de ubicación del área de estudio (azul), que incluye el
área levantada geológicamente como el área de adquisición
sísmica (modificado de Olbrich, 2007) ……………..……..…..…… 3
CAPITULO II
MARCO TEORICO
Figura 2.1: Generación de frentes de ondas secundarios en una superficie
refractora, basado en el principio de Huygens, para una onda
plana. Nótese que la envolvente de los varios frentes de ondas
secundarios representa un frente de onda principal (tomado de
Wikipedia.com) …..………………………………………................ 8
Figura 2.2: El fenómeno de reflexión y refracción para ondas P y S entre
dos medios de propiedades elásticas diferentes (modificado de
Sheriff y Geldart, 1991) ……….....…………………..….................. 9
Figura 2.3: Fenómeno de refracción crítica (rojo) en dos medios de
velocidades V1 y V2. En azul se presenta la onda directa y en
verde, una onda reflejada ...……….………...………..…................ 11
Figura 2.4: Fenómeno de refracción de un frente de ondas en una interfaz
entre dos medios. Nótese que el medio infrayacente es de
velocidad inferior al medio suprayacente (modificado de
Wikipedia.com) ……...………………..………...…........................ 12
Figura 2.5: Modelo de dos capas. Nótese que la capa infrayacente tiene una
velocidad mayor respecto a la capa superior (Modificado de
Boyd, 1999) ……..……….………………..…................................. 12
Figura 2.6: Modelo de propagación de ondas, referido al modelo estratificado
del subsuelo de la figura 2.5 (modificado de Boyd, 1999) .…......... 13
vi
Figura 2.7: Diagrama de trayectorias para las ondas directas, reflejadas y
refractadas críticamente en un tendido sísmico (tomado de
Olbrich, 2007) ………...………………………..…......................... 14
Figura 2.8: Esquema para un tendido de sísmica de refracción, con un
arreglo de 12 geófonos, con cinco puntos de tiros en el
tendido (tomado de Rosales, 2001) …....………….......................... 17
Figura 2.9: Ejemplo de la selección de las primeras llegadas para el disparo
de un tendido ………………………...………..…........................... 20
Figura 2.10: Ejemplo de la selección de las primeras llegadas para el
contradisparo de un tendido …………...…..…..….......................... 20
Figura 2.11: Esquema de una curva CT para un disparo. Nótese la presencia
de 2 estratos (tomado de Olbrich, 2007 según Muñoz 2003) ......... 21
Figura 2.12: Relación de Redpath (Xc y profundidad en función del contraste
entre V2/V1) (modificado de Redpath, 1973) ................................ 23
Figura 2.13: Esquema planteado para la inversión de la data sísmica.
(modificado del manual de usuario del paquete SeisImager) ......... 29
CAPITULO III
MARCO GEOLOGICO
Figura 3.1: Límite meridional y occidental de la Cuenca de Falcón (línea
verde). Nótese que el límite septentrional de la Cuenca de
Falcón abre hacia el norte en la región del Surco de Urumaco
(modificado de Muessig, 1984) ………………....…..…............... 32
Figura 3.2: Esquema evolutivo de una estructura de tracción (Pull apart)
en planta (A y B). Bloque diagrama de una estructura de
tracción (C) …………………...…...……………………............... 36
Figura 3.3: Localización del Surco de Urumaco (azul) y su relación a
estructuras presentes en la región noroccidental de Venezuela.
Las zonas sombreadas definen regiones de alta subsidencia
durante el Oligoceno y Mioceno (modificado de Muessig,
1984) ……….……………………………………………………. 36
Figura 3.4: Tabla estratigráfica de la cuenca de Falcón según Audemard
(1993) (modificado de Audemard, 2001) ………….......…..…...... 38
vii
Figura 3.5: Mapa geológico del área al norte de Urumaco con las
localidades fósiles según Linares (2004) y la identificación
de las fallas según Ducloz (1951, 1952) (tomado de Bassano,
2007) ………..…...…………………………………...………...... 42
Figura 3.6: Columna sedimentológica de la sección parcial El Mamón 2
(EM- 2), con las unidades de descripción 1 a 10. La leyenda
se muestra en las figuras 3.9 y 3.12 (tomado de Bassano, 2007) ... 43
Figura 3.7: Columna sedimentológica de la sección parcial El Mamón 2
(EM- 2), con las unidades de descripción 11 a 15. La leyenda
se muestra en las figuras 3.9 y 3.12 (tomado de Bassano, 2007) ... 44
Figura 3.8: Columna sedimentológica de la sección parcial El Mamón 2
(EM- 2), con la parte superior de la unidad de descripción 15
y la unidad de descripción 16. La leyenda se muestra en las
figuras 3.9 y 3.12 (tomado de Bassano, 2007) ……....….……...... 45
Figura 3.9: Leyenda de litotipos en las columnas de las secciones parciales
EM – 1 y EM – 2 (tomado de Bassano, 2007) …….……….…...... 45
Figura 3.10: Columna sedimentológica de la sección parcial El Mamón 1
(EM- 1), con las unidades de descripción 25 a 34. La leyenda
se muestra en las figuras 3.9 y 3.12 (tomado de Bassano, 2007) .... 46
Figura 3.11: Columna sedimentológica de la sección parcial El Mamón 1
(EM- 1), con las unidades de descripción 34 a 35. La leyenda
se muestra en las figuras 3.9 y 3.12 (tomado de Bassano, 2007) .... 47
Figura 3.12: Leyenda de estratificación, estructuras sedimentarias, estructuras
diagenéticas y fósiles en las columnas de las secciones parciales
EM – 1 y EM – 2 (tomado de Bassano, 2007) …………………... 47
Figura 3.13: Mapa Geológico de Urumaco, según Linares (2004) (tomado
de Linares, 2004) ………………………………………….……... 50
viii
CAPITULO IV
METODOLOGIA DE TRABAJO
Figura 4.1: Mapa de ubicación del área de estudio, que muestra los sectores
de El Mamón (morado) y El Hatillo (verde), con los tendidos
sísmicos procesados en el presente estudio (modificado de
Olbrich, 2007) ……….………….……………………...………... 57
Figura 4.2: Mapa de ubicación del área de estudio, que muestra los puntos
de tiro de los tendidos sísmicos procesados en el presente
estudio, ubicados en los sectores El Mamón y El Hatillo
(modificado de Olbrich, 2007) …………………………………... 58
Figura 4.3: Selección de las primeras llegadas para el registro del disparo
de EM – 16. Longitud total del tendido (línea amarilla),
selección de las primeras llegadas para el disparo (línea
morada) y selección de las primeras llegadas para el
contradisparo, grabadas en la memoria flotante (línea verde) ....... 63
Figura 4.4: Selección de las primeras llegadas para el registro del
contradisparo de EM – 16. Longitud total del tendido (línea
amarilla), selección de las primeras llegadas para el
contradisparo (línea morada) y selección de las primeras
llegadas para el disparo, grabadas en la memoria flotante
(línea verde) …………...……………………………………….... 63
Figura 4.5: Curva CT del tendido EM – 18, con asignación de velocidades
y número de capas ……………..……………………………….... 65
Figura 4.6: Unión de dos curvas CT para la generación de un perfil sintético,
correspondientes al perfil sintético EM – 15/EM – 16 .................. 66
Figura 4.7: Distribución de velocidades resultante de la inversión, en el
tendido EM – 87…………………………………………….......... 67
Figura 4.8: Modelo de capa individual para el tendido EM – 18 ….................. 67
Figura 4.9: Perfil sintético de los tendidos EM – 15/EM – 16 …...................... 68
Figura 4.10: Ejemplo de la superposición de los mapas regionales para los
ordenes simple, bilinear y cuadrático del mapa estructural del
tope del segundo estrato ……...…………………………….......... 70
Figura 4.11: Ejemplo de la superposición de los mapas regionales para
todos los ordenes, hasta n ° 8, del mapa estructural del tope
del segundo estrato …...…………………………………….......... 71
ix
Figura 4.12: Ejemplo de la superposición de los mapas regionales para todos
los ordenes menores al orden cúbico, del mapa estructural del
tope del segundo estrato …………...……………………….......... 71
Figura 4.13: Gráfica de la varianza de los residuales respecto al orden
polinomial para el mapa estructural del tope del segundo
estrato. Nótese, que la estabilización ocurre en el orden n = 4
(orden cúbico) ………...…………...……………………….......... 72
CAPITULO V
RESULTADOS
Figura 5.1.1: Mapa de ubicación, que muestra el área levantada
geológicamente (rojo) (modificado de Olbrich, 2007) ................... 76
Figura 5.1.2: Croquis en corte del sitio con las coordenadas E362.510,
N1.242.115 donde afloran estratos pertenecientes a la unidad
de descripción 12, según Bassano (2007) y una falla inversa ........ 78
Figura 5.1.3: Croquis en corte del sitio con las coordenadas E362.440,
N1.242.055, donde aflora una falla normal con un salto
estratigráfico de 8,10 m que pone en contacto las unidades de
descripción 5 y 6 con las unidades de descripción 8 y 9,
definidas por Bassano (2007). Es de hacer notar, que en esta
localidad, se presentan arenas con laminas de material
orgánico, que describen estratificación cruzada, en la parte
basal de los depósitos de edad Pleistoceno .................................... 79
Figura 5.1.4: Mapa geológico de la zona, ubicada con las coordenadas
E362.700, N1.241.835, en la cual se interpreta una falla
normal con un alto estratigráfico de 2,00 m. Es de hacer notar
que esta falla muestra una importante componente sinestral ......... 80
Figura 5.1.5: Acercamiento del mapa de ubicación sísmica, que muestra los
tendidos sísmicos del sector el Hatillo. Es de hacer notar la
línea de cota presente entre el tendido HA – 96 y HA – 97
(modificado de Olbrich 2007) ……………………………............ 84
Figura 5.1.6: Croquis en corte del escarpe de falla en el sector de El Hatillo,
ubicado entre los tendidos HA – 96 y HA – 97, que muestra la
falla normal a lo largo del escarpe …………………………......... 84
x
Figura 5.1.7: Mapa de ubicación que muestra los tendidos sísmicos del
sector El Hatillo, las fallas presentes en el área de Urumaco y
la falla normal presente entre los tendidos HA – 96 y HA – 97
(modificado de Olbrich, 2007) ………….…………………......... 85
Figura 5.2.1: Mapa de Ubicación que muestra los puntos de tiro para los
sectores de El Mamón y El Hatillo, como la sectorización de
la sísmica de El Mamón (modificado de Olbrich, 2007) ………... 87
Figura 5.3.1: Curva CT, tendido EM – 14 ………………………..………......... 92
Figura 5.3.2: Modelo de capas de EM – 14 ……..………………..………......... 92
Figura 5.3.3: Curva CT, tendido EM – 15 ………………………..………......... 93
Figura 5.3.4: Modelo de capas de EM – 15 ……..………………..………......... 93
Figura 5.3.5: Selección de las primeras llegadas. Disparo EM – 16 ………......... 94
Figura 5.3.6: Selección de las primeras llegadas. Contradisparo EM – 16 ........... 94
Figura 5.3.7: Modelo de capas de EM – 16 ……..………………..………......... 95
Figura 5.3.8: Curva CT para EM – 18 ……………..……………..………......... 96
Figura 5.3.9: Modelo de capas de EM – 18 ……..………………..………......... 96
Figura 5.3.10: Curva CT para EM – 25 …………….……….…..….…….......... 97
Figura 5.3.11: Modelo de capas de EM – 25 ……..…….….……..………......... 98
Figura 5.3.12: Curva CT para EM – 26 …………….…….……..….…….......... 98
Figura 5.3.13: Modelo de capas de EM – 26 ……..……..………..………......... 99
Figura 5.3.14: Selección de las primeras llegadas, disparo EM – 27 ...…............ 99
Figura 5.3.15: Selección de las primeras llegadas, contradisparo EM – 27 ....... 100
Figura 5.3.16: Curva CT para EM – 27. Procesamiento tipo I .…….……......... 100
Figura 5.3.17: Ajuste de la inversión (curva calculada) a la data observada
(curva azul), para EM – 27. Procesamiento tipo II ………......... 101
Figura 5.3.18: Modelo de capas de EM – 27, procesamiento tipo II ………...... 102
Figura 5.3.19: Perfil sintético EM – 15/EM – 16 ……………….…….…........ 103
xi
Figura 5.3.20: Ajuste de la inversión (curva calculada) a la data observada
(curva azul), para la geometría EM – 15/EM – 16.
Procesamiento tipo II ……………………………....……......... 104
Figura 5.3.21: Unión de los modelos de capas individuales EM–15 y EM–16 ... 105
Figura 5.3.22: Selección de las primeras llegadas, disparo HA – 96 ...….......... 107
Figura 5.3.23: Selección de las primeras llegadas, contradisparo HA – 96 ........ 108
Figura 5.3.24: Curva CT para HA – 97 …………….…….……..….……......... 109
Figura 5.3.25: Modelo de capas de HA – 97, procesamiento tipo I ………....... 110
Figura 5.3.26: Modelo de capas de HA – 97, procesamiento tipo II …...…....... 111
Figura 5.3.27: Curva CT para HA – 98 …………….…….……..….……......... 112
Figura 5.3.28: Modelo de capas para HA – 98 ……………..….…...……......... 112
Figura 5.3.29: Ajuste de la inversión (curva calculada) a la data observada
(curva azul), para HA – 102. Procesamiento tipo II ………........ 114
Figura 5.3.30: Modelo de capas para HA – 102 ……….….….…....…….......... 114
Figura 5.3.31: Selección de las primeras llegadas, disparo HA – 107 ...…......... 115
Figura 5.3.32: Selección de las primeras llegadas, contradisparo HA – 107 ...... 115
Figura 5.3.33: Ajuste de la inversión (curva en negro) a la data observada
(curva azul), para HA – 107. Procesamiento tipo II ………........ 116
Figura 5.3.34: Modelo de capas de HA – 107, procesamiento tipo II …............ 117
Figura 5.3.35: Perfil de visualización de los modelos de capas del área de
El Hatillo, entre las líneas HA – 98 a HA – 107…. ………........ 118
Figura 5.4.1: Gráfica de la varianza asociada a la residualización para los
distintos ordenes polinomiales. Nótese la estabilización de la
varianza a partir del orden cúbico (n = 4). Mapa estructural de
la segunda capa ……...……………………………....……......... 122
Figura 5.4.2: Acercamiento sobre el mapa isopaco residual del primer
estrato bajo la interpolación kriging …………............................ 123
Figura 5.4.3: Acercamiento sobre el mapa isopaco residual del primer
estrato bajo la interpolación vecino natural …............................. 123
xii
Figura 5.4.4: Distribución de ocurrencia sísmica para 3 estratos (color
verde) y 2 estratos (color morado), para la sísmica del
sector El Mamón. Este mapa muestra 2 fallas interpretadas.
Los puntos verdes corresponden a puntos de tiro ….................... 124
Figura 5.4.5: Mapa estructural regional del segundo estrato.
Regresión polinomial de orden cúbico ...….…............................. 125
Figura 5.4.6: Mapa estructural residual del tope del segundo estrato.
Interpolación Kriging ….....……………….…............................. 126
Figura 5.4.7: Mapa isópaco regional del primer estrato. Regresión
polinomial de orden cúbico ……………….…............................. 127
Figura 5.4.8: Mapa isópaco residual del primer estrato. Interpolación
Kriging …………………...……………….…............................. 128
Figura 5.4.9: Mapa isópaco regional del segundo estrato. Regresión
polinomial de orden cúbico ……………….…............................. 129
Figura 5.4.10: Mapa isópaco residual del segundo estrato. Interpolación
Kriging …………………...……………….…............................. 130
Figura 5.4.11: Mapa regional de velocidad del segundo estrato. Regresión
polinomial de orden cúbico ………...…….…............................. 131
Figura 5.4.12: Mapa residual de velocidad del segundo estrato. Interpolación
Kriging ………...………...……………….…............................. 132
CAPITULO VI
ANALISIS DE RESULTADOS
Figura 6.1: Franja que muestra un engrosamiento de la unidad
pleistocena (en morado) ………….…………..……….....……... 139
Figura 6.2: Mapa de ubicación que muestra los tendidos sísmicos del
sector El Hatillo y el perfil de visualización HA – 98 / HA –
107 (línea negra) y las trazas de las fallas presentes al norte
del poblado de Urumaco (modificado de Olbrich, 2007) ….…... 142
Figura 6.3: Mapa de ubicación con la proyección de la Falla El Muerto
hacia el perfil HA – 98 / HA – 107. (modificado de
Olbrich, 2007) ………….………………….....……….....……... 143
xiii
Figura 6.4: Perfil interpretado de los modelos de capas de El Hatillo,
entre las líneas HA – 98 a HA – 107. La línea roja define la
estructura del paleovalle interpretado ………...................……... 144
Figura 6.5: Mapa que muestra la unidad Pleistocena engrosada y la
interpretación de las Fallas A y B como Fallas Arcas y El
Jebe, respectivamente ………………….……...................……... 148
xiv
INDICE DE TABLAS
Página
CAPITULO IV
METODOLOGIA DE TRABAJO
Tabla 4.1: Geometría de los tendidos sísmicos ……….……………………... 59
CAPITULO V
RESULTADOS
Tabla 5.1: Longitudes de los tendidos de refracción sísmica, las
velocidades del modelo para cada capa y el tipo de
procesamiento utilizado en líneas del sector El Mamón .………... 90
Tabla 5.2: Longitudes de los tendidos de refracción sísmica, las
velocidades del modelo para cada capa y el tipo de
procesamiento utilizado en líneas del sector El Hatillo ...…….... 106
1
CAPITULO I
INTRODUCCION
El método sísmico de refracción constituye una herramienta de apoyo de suma
importancia en el estudio de la constitución interna de la Tierra. Este método ha sido utilizado
para la prospección petrolera y minera así como en la geotecnia, cuando se requiere determinar la
configuración rocosa del subsuelo en un área de interés. Los resultados de la sísmica de
refracción aportó significativamente en la generación de una imagen sobre la estructura interna
terrestre (Bunch, 1980; Jarchow y Thompson, 1989 y Jacoby et al., 2007).
El método sísmico de refracción, históricamente ha sido aplicado intensamente en la
industria petrolera para determinar la geometría de los estratos en el subsuelo o su posible
ausencia, debido a la presencia de rocas ígneo – metamórficas en una región. En tiempos
recientes, el método sísmico de reflexión ha suplantado, en gran parte, al uso de la sísmica de
refracción como método por excelencia en esta industria. Sin embargo, la sísmica de refracción
sigue siendo una herramienta indispensable para determinar los espesores de sedimentos no
consolidados y de rocas meteorizadas, proceso fundamental para generar correcciones sobre la
data sísmica de reflexión (Palmer, 1980; Chun y Jacowitz, 1980).
La sísmica de refracción nos permite determinar, en términos de velocidades y espesores,
la disposición de estratos en el subsuelo. En dicho sentido es posible determinar con un alto grado
de confiabilidad las estructuras geológicas presentes en el subsuelo de un área.
El presente estudio forma parte del proyecto “Levantamiento geológico y sísmico de
refracción en el área de El Mamón – El Hatillo, al norte del poblado de Urumaco, Estado
Falcón”. Este estudio tiene como objetivo la integración de datos geológicos de superficie, en
particular datos geológicos estructurales, con datos sísmicos de refracción adquiridos sobre
2
terrazas pleistocenas, para reconocer en el subsuelo el contacto entre estos depósitos con estratos
pertenecientes a la Formación Urumaco, permitiendo así generar un modelo estructural y
estratigráfico para los sectores de El Mamón, localizado al oeste del río Urumaco, y El Hatillo,
localizado al este del río Urumaco.
La región de Urumaco se encuentra ubicada dentro del Municipio Urumaco, en la parte
noroccidental del Estado Falcón (Hoja de Cartografía Nacional Nº 6149, escala 1:100.000). Esta
región de Urumaco se ubica a lo largo de la carretera Falcón-Zulia, entre las ciudades de Coro y
Maracaibo. La ubicación del poblado de Urumaco, relativa a la región noroccidental de
Venezuela, puede apreciarse en la Figura 1.1
Figura 1.1: Mapa de ubicación de la región de Urumaco, comprendida en la parte septentrional de la Hoja
de Cartografía Nacional N0 6149 a escala 1:100.000 (modificado de Bassano, 2007)
La ubicación del área de estudio se presenta en la figura 1.2. Esta área incluye tanto la
región levantada geológicamente, como la región donde se realizó la adquisición de tendidos
sísmicos. El área de estudio se accesa a lo largo de las vías no pavimentadas Urumaco – EL
Mamón y Urumaco – El Hatillo.
3
Figura 1.2: Mapa de ubicación del área de estudio (azul), que incluye el área levantada
geológicamente como el área de adquisición sísmica (modificado de Olbrich, 2007).
Según Audemard (1999), en la región de Urumaco se presentan fallas que describen un
sistema tipo cola de caballo en planta (horse tail faults). Estas fallas fueron cartografiadas por
Ducloz (1951 y 1952) y por la Compañía Creole Petroleum Corporation en la hoja B – 4 del
Mapa Geológico de Superficie mediante la interpretación de fotos aéreas. Sin embargo, en el área
de El Casino – El Mamón y en el área de El Hatillo se presentan amplias terrazas con depósitos
de edad Pleistoceno, las cuales cubren las estructuras geológicas. Por esta razón se desconoce la
continuidad lateral de las estructuras en el subsuelo en estas dos áreas.
La motivación del estudio es determinar las relaciones estructurales de los estratos
infrayacentes a los depósitos de edad Pleistoceno para señalar la posible ubicación de las fallas
4
presentes en el subsuelo, mediante la integración de datos geológicos de superficie y sísmicos. En
particular, se desea conocer el paleorelieve previo a la depositación de los sedimentos no
consolidados de edad Pleistoceno. Estos sedimentos descansan de forma discordante sobre
estratos plegados y fallados de edad Mioceno. Adicionalmente, mediante el método sísmico de
refracción se desea cartografiar posibles paleovalles, que podrían estar asociados a fallas
presentes en zonas plenamente cubiertas por depósitos pleistocenos.
El levantamiento sísmico de refracción fue realizado durante tres salidas a campo con una
duración de 24 días, realizándose en las terrazas pleistocenas, localizadas tanto en el sector “El
Mamón”, como en el sector “El Hatillo”. Este levantamiento contó con la participación de Javier
Martín, Alfredo Peralta y Christian Olbrich y mi persona, todos tesistas pertenecientes al
proyecto “Levantamiento geológico y sísmico de refracción en el área de El Mamón-El Hatillo,
al norte del poblado de Urumaco, Estado Falcón”, bajo la tutoría en campo del profesor de la
Universidad Simón Bolívar, Eduardo Rodrigues. Adicionalmente se contó con el apoyo del grupo
de estudiantes, pertenecientes a los cursos de geología y geofísica de campo, en los años 2006 y
2007.
El procesamiento de los datos sísmicos adquiridos en campo fue realizado en el
laboratorio de Interpretación Geofísica de la Universidad Simón Bolívar, a partir de marzo del
año 2007, bajo la tutoría de la profesora Milagrosa Aldana y con la asesoría del profesor Carlos
Izarra. El procesamiento de la data sísmica se realizó utilizando el paquete computacional
SeisImager/2D. La generación de los mapas estructurales, isópacos y de velocidad fueron
realizados mediante el programa de computación SURFER 8.
El reconocimiento geológico y vial, así como al levantamiento geológico fueron
realizados durante tres salidas a campo entre diciembre del año 2006 y septiembre del año 2007.
5
El levantamiento geológico se realizó a lo largo del curso del río Urumaco y sus afluentes, entre
El Casino y la quebrada El Mamón, integrando datos provenientes de Bassano (2007). Esta parte
del estudio contó con la participación de los tesistas pertenecientes al proyecto “Levantamiento
geológico y sísmico de refracción en el área de El Mamón-El Hatillo, al norte del poblado de
Urumaco, estado Falcón”, mencionados anteriormente, como de la ingeniero Carelis Herrera y
Joan Marie Blanco, bajo la tutoría del profesor de la universidad Simón Bolívar, Andrés Pilloud.
6
CAPITULO II
MARCO TEORICO
2.1 El método sísmico
El método sísmico, tanto de reflexión como de refracción, es utilizado de forma intensiva
en gran parte de las ramas de las geociencias. Esto ocurre tanto en la prospección petrolera y
minera, en la geofísica ambiental como en la geotécnica. La finalidad del método es crear una
imagen veraz de la geometría de las rocas en el subsuelo, como también permite discernir ciertas
propiedades físicas de dichas rocas.
La obtención de la data sísmica esta determinada por la configuración del subsuelo. La
existencia de una interfaz entre medios de propiedades elásticas distintas genera una partición de
las componentes de una onda al encontrarse con dicha interfaz. Una parte de la energía de la onda
es transmitida al medio infrayacente, denominado como fenómeno de refracción, mientras que
otra porción de la onda es reflejada hacia la superficie terrestre, denominado como fenómeno de
reflexión.
El método sísmico se basa en la observación del tiempo de propagación de ondas
elásticas, a través de un medio elástico, entre un punto fuente y un punto de medición a distancia.
La diferencia entre la sísmica de reflexión y la de refracción consiste en: La geometría de los
tendidos utilizados, el esquema de adquisición de datos y el tipo de onda que es grabada, para su
posterior procesamiento e interpretación de la data.
2.2 Principios básicos de la refracción sísmica
El método de refracción sísmica nos permite determinar la geometría de estratos rocosos
en el subsuelo, como las velocidades de los medios presentes. Estas propiedades pueden
7
relacionarse tanto a litologías como al grado de competencia litológica y exposición a la
meteorización. De esta forma, dicho método permite, hasta cierto punto, interpretar estructuras
geológicas presentes en un área de estudio. El proceso de obtención de información sobre
unidades rocosas presentes en el subsuelo es de gran utilidad para caracterizar un área donde no
es posible determinar las relaciones estructurales y la configuración estratigráfica mediante la
observación directa de dichas unidades.
La refracción sísmica capta la componente refractada de una onda, entre dos medios con
propiedades elásticas diferentes, a lo largo de una serie de geófonos dispuestos en el terreno.
Adicionalmente, se requiere de una fuente impulsiva para generar la onda en el subsuelo por
impactos directos al suelo o mediante explosivos.
A continuación se presentan los principios y leyes que rigen la propagación de ondas en
medios elásticos, asociados a la refracción sísmica. Adicionalmente, se presentaran algunas
consideraciones relativas al diseño en campo de tendidos sísmicos.
• Principio de Huygens
El principio de Huygens es utilizado para analizar la propagación de frentes de ondas en
un medio. Este principio propone que cualquier punto en dicho frente de onda genera una nueva
perturbación que se extiende en todas las direcciones, cuyo origen se encuentra centrado en el
punto en sí. Por tanto, un frente de ondas, en un tiempo determinado, puede considerarse como la
suma de todos los frentes de ondas secundarios generados puntualmente, que avanza en la misma
dirección que él que la generó. Cada nuevo frente de onda es susceptible a su vez de ser núcleo
de un nuevo frente de ondas.
8
Figura 2.1. Generación de frentes de ondas secundarios en una superficie refractora, basado en el principio de
Huygens, para una onda plana. Nótese que la envolvente de los varios frentes de ondas secundarios representa un
frente de onda principal (tomado de Wikipedia.com)
En base al principio enunciado, es posible determinar la posición del frente de onda en
cualquier instante de tiempo, siempre que se conozca al menos una posición del frente de ondas
para un tiempo determinado.
• Ley de Snell
Cuando una onda, propagada en un medio, se encuentra con una interfaz entre dicho
medio y otro, pueden ocurrir los siguientes fenómenos:
1) Parte de la onda es reflejada en la interfaz mientras que otra parte de la onda es
refractada durante la transmisión al siguiente medio.
2) Existe una reflexión total de la onda en la interfaz. Este fenómeno se conoce como
reflexión total interna.
3) En el caso de metamateriales, puede ocurrir una refracción total de la onda, debido a
un índice de refracción negativo en uno de los medios.
9
Figura 2.2 El fenómeno de reflexión y refracción para ondas P y S entre dos medios de propiedades elásticas
diferentes (modificado de Sheriff y Geldart, 1991).
La Ley de Snell caracteriza las relaciones angulares de una onda (acústica, óptica, etc.)
durante los procesos de reflexión y refracción en la interfaz de dos medios isotrópicos, cuyas
propiedades son distintas. En el caso de la refracción sísmica, son de interés las propiedades
elásticas de los medios. Dado un primer medio con 1, 1, 1; y un segundo medio con 2, 2, 2
(Figura 2.2), el ángulo de incidencia del rayo de ondas P sobre la interfase de los dos medios es
1, el ángulo de refracción de la onda P en el segundo medio es 2, el ángulo de reflexión de la
onda S es 1, y el ángulo de transmisión de la onda de cizalla en el segundo medio es 2. Snell
demostró que el ángulo incidente de la onda P es igual al ángulo de reflexión de esa onda en el
primer medio. Entonces se cumple la siguiente condición:
p====2
2
2
2
1
1
1
1 sinsinsinsin (1)
10
Siendo p el parámetro de rayo. Esta expresión exige que el número de onda, que puede
ser visto como la velocidad aparente a lo largo de la interfase entre los dos medios, sean iguales.
Teniendo como fundamento tanto al principio de Huygens como al principio de Fermat,
se puede determinar el principio conocido como la ley de Snell. Esta dicta que la relación entre
los senos de los ángulos de incidencia y refracción equivalen a la relación entre las velocidades
de ambos medios, o equivalente al inverso de la relación entre los índices de refracción de los
medios.
sin1
sin2
=V
1
V2
=n2
n1
(2)
La ley de Snell también es conocida como la ley de refracción.
• Fenómeno de refracción crítica
La refracción crítica es un fenómeno donde la porción refractada de una onda viaja a lo
largo de la interfaz entre dos medios, cuyos índices de refracción son distintos. Partiendo de la
ley de Snell, en termino de velocidades:
sin1
V2
= sin2
V1 (3)
si
2
= 90o
(4)
se cumple entonces
sin1
=V
1
V2
(5)
Donde 1
define el ángulo de incidencia para que se cumpla la condición de refracción
critica.
11
Figura 2.3 Fenómeno de refracción critica (rojo) en dos medios de velocidades V1 y V2. En azul se presenta la onda
directa y en verde, una onda reflejada.
En la figura 2.3 la onda refractada críticamente describe un ángulo de 900
respecto a la
normal, con Ic = 1
(5). En verde se presenta la porción reflejada de la onda, y en azul la onda
directa. En la refracción critica se debe tomar en cuenta, que cuando una onda viaja a través de la
interfaz entre dos medios, la velocidad de fase de la onda corresponde a la velocidad del medio
infrayacente (V2). Es de hacer notar, que a partir de la refracción critica se generan nuevos
frentes de ondas, de forma continua, que emergen hacia la superficie. Estos frentes son
designados como ondas de cabecera (ondas emergentes de la figura 2.3)
2.3 Refracción Sísmica
El interés de la refracción sísmica es resolver la secuencia de estratos presentes en el
subsuelo. Este método esta basado en la adquisición de las perturbaciones, en un registro sísmico,
correspondientes a la refracción que toma lugar en estratos infrayacentes a la superficie terrestre.
El fenómeno de refracción puede observarse en las figuras 2.3 y 2.4
12
Figura 2.4 Fenómeno de refracción de un frente de ondas en una interfaz entre dos medios. Nótese que el medio
infrayacente es de velocidad inferior al medio suprayacente (modificado de Wikipedia.com).
El método de la refracción se fundamenta en la determinación de las primeras llegadas en
un registro sísmico mediante detectores en superficie. Dichas primeras llegadas pueden
corresponder a:
1) La onda directa, que viaja a lo largo de la superficie con la velocidad del primer medio.
2) Las ondas refractadas críticamente, las cuales viajan en la interfaz entre medios infrayacentes.
La evolución de un frente de onda propagado en un subsuelo estratificado confirma la
existencia de estos dos tipos de señales como primeras llegadas. A continuación se presenta un
modelo estratificado como también un modelo de la propagación de un frente de ondas.
Figura 2.5 Modelo de dos capas. Nótese que la capa infrayacente tiene una velocidad mayor respecto a la capa
superior (Modificado de Boyd, 1999).
13
Figura 2.6. Modelo de propagación de ondas, referido al modelo estratificado del subsuelo de la figura 2.5
(modificado de Boyd, 1999).
En la figura 2.6 se puede observar una imagen de cuatro instantes de tiempo, que muestra
la evolución de un frente de ondas propagado, basado en el modelo referido en la figura 2.5.
1) En el recuadro “a” de la figura 2.6 se puede observar el inicio de la propagación de una
perturbación en superficie. Nótese, que en dicho instante de tiempo el frente de ondas no ha
penetrado al medio inferior, y en superficie, solo se puede registrar la onda directa.
2) En el recuadro “b” como en el recuadro “c”, una parte del frente de ondas ha sido refractado
hacia el medio inferior, visible como la deformación del frente de ondas en su parte más
profunda. Sin embargo, para estos instantes de tiempo, solo es posible registrar en superficie la
onda directa.
3) En el recuadro “d” es posible distinguir la porción de la onda refractada bajo la condición de
ángulo critico en la primera interfaz, la cual llegara a los receptores en superficie de forma previa
a la onda directa. Adicionalmente, se puede observar la onda reflejada en la primera interfaz, la
cual será captada en tiempos aun mayores a los tiempos necesarios para captar tanto a la onda
directa como la onda refractada con ángulo crítico.
14
Figura 2.7 Diagrama de trayectorias para las ondas directas, reflejadas y refractadas críticamente en un tendido
sísmico (tomado de Olbrich, 2007).
Se debe hacer notar que la refracción crítica a lo largo de una interfaz ocurre de un modo
continuo, siempre cuando haya transcurrido el tiempo necesario para que el frente de ondas haga
contacto con la superficie refractora (figuras 2.3 y 2.7). Sin embargo, el tiempo necesario para
detectarla como primera llegada siempre habrá de ser mayor a este tiempo, debido a que esta
onda debe transitar el espesor de la capa inmediatamente superior antes de poder ser detectada.
Este análisis conlleva a postular una limitación del método sísmico de refracción. En este
postulado, físicamente no es posible captar en superficie como primeras llegadas a un tren de
ondas refractadas, cuando la velocidad del medio infrayacente es inferior a la del medio
suprayacente, como lo es el caso expuesto en la figura 2.4.
2.4 Adquisición sísmica
Para realizar una adquisición sísmica se requieren de 4 componentes principales. Estos
componentes son la disposición en superficie de geófonos, un equipo de grabación y
decodificación de la data sísmica, una fuente impulsiva y un disparador (trigger) para iniciar la
grabación. Previo a la adquisición se debe considerar la geometría del tendido sísmico a ser
adquirido.
15
• Geófonos
El geófono es el detector de los trenes de ondas que viajan por la superficie o emergen a
la superficie terrestre. Estos constan de una bovina y de un elemento magnético soportado por un
resorte. Al registrarse una vibración, se genera un impulso eléctrico, el cual es enviado al equipo
de adquisición y almacenamiento.
La norma en la sísmica de refracción es el uso de geófonos de una componente. Estos
geófonos son sensibles a desplazamientos verticales asociados a las llegadas de las ondas
compresionales.
Existen dos factores que determinan la geometría del tendido sísmico a adquirir, el
número de geófonos y su espaciamiento. El número de geófonos determina la densidad de datos
adquiridos por cada tendido sísmico, y típicamente constan de 12, 24 o 48 geófonos. El
espaciamiento de los geófonos determina la resolución vertical del tendido, y está dictada por la
profundidad del objetivo que se desee resolver.
El número de geófonos y su espaciamiento deben ser determinados por la geología del
área, la profundidad requerida a resolver, así como por los rasgos morfológicos del área donde se
realiza la adquisición sísmica.
• Equipo de adquisición y almacenamiento
Es el equipo encargado de decodificar los impulsos eléctricos provenientes de los
geófonos a una señal sísmica, como el almacenaje de dicha data para usos posteriores.
En la actualidad, los equipos de adquisición y almacenamiento cuentan con la arquitectura
de un computador portátil, encajonado en una cubierta sellada y protegida del medio ambiente.
Este equipo incorpora puertos de entradas para los cables sísmicos y para el disparador, así como
cuenta con un puerto de salida para la extracción de la data sísmica.
16
El equipo de adquisición y almacenamiento es a su vez conectado a la serie de geófonos
mediante un cable sísmico. Este cable puede tener múltiples configuraciones, en términos de
espaciamiento de geófonos y numero de geófonos.
Algunos equipos modernos permiten al usuario realizar un “preprocesamiento” de la data.
Esta función es de utilidad si se desea tener una idea de la posible configuración de los refractores
presentes en el subsuelo.
• Fuente impulsiva
La fuente sísmica, o fuente impulsiva, es la responsable de la inyección de la energía a ser
transmitida por el subsuelo en la forma de ondas compresionales. La fuente sísmica es,
típicamente, una carga de explosivos detonados en la superficie, como puede ser un impacto
generado por una mandarria, en el punto de tiro.
El tipo de fuente a utilizar está determinada por la longitud total del tendido. Mientras
mayor sea la longitud del tendido, mayor cantidad de energía debe suministrarse al subsuelo para
poder asegurar una señal con una baja relación de señal - ruido en los geófonos mas distantes.
Otro factor a considerar es el grado de compactación del suelo, dado que suelos muy poco
compactados tienden a presentar una mayor pérdida de energía por atenuación, notable en la
calidad de la señal de los geófonos más distantes en el tendido.
La locación de la fuente sísmica relativo al tendido sísmico se denomina punto de tiro.
• Disparador sísmico
Es un dispositivo similar a un geófono que abre el sistema de grabación y
almacenamiento al detectar la vibración asociada a la fuente impulsiva. Para que no exista un
retardo entre el instante cuando se genera la señal y cuando se abre el sistema, este disparador
debe localizarse muy cercano al punto de tiro.
17
• Geometría del tendido sísmico
La geometría de un tendido sísmico se denomina arreglo (Spread). Este arreglo se refiere
a la disposición, el número y el espaciamiento de los geófonos en el terreno, relativo a los puntos
de tiro. El número de tiros (shots) realizados en un tendido pueden ser dos, tres o cinco tiros,
siendo dos tiros el tipo de arreglo más común.
Figura 2.8 Esquema para un tendido de sísmica de refracción, con un arreglo de 12 geófonos, con cinco puntos de
tiros en el tendido. (Tomado de Rosales, 2001)
En el caso de un arreglo que consta de dos puntos de tiro, estos son localizados en los
extremos del tendido sísmico, a una distancia determinada del primer y ultimo geófono, definidos
como “extremo en tiro delantero” y “extremo en tiro de reversa” en la figura 2.10. Este arreglo se
denomina tiro sobre extremos. Para este tipo de arreglo, es común referirse al “extremo en tiro
delantero” como disparo y “extremo de tiro en reversa” como contradisparo.
La ubicación de los puntos de tiro se determina en función de la cobertura requerida, en
términos de la superficie del refractor a ser caracterizada. El beneficio de realizar tres o más tiros
en un mismo tendido sísmico es la adquisición de datos adicionales sobre un mismo refractor, lo
que permite caracterizar dicha superficie a mayor detalle.
18
Como la geometría de un tendido sísmico es definida a priori, la distancia entre cualquier
geófono relativo al primer geófono es conocida. Este punto es de vital importancia para la
generación de las curvas camino – tiempo, que serán discutidas en el capítulo 2.5.
En este estudio, la longitud del tendido sísmico se define como la adición de los intervalos
entre los geófonos de un tendido y la suma de las distancias entre los puntos de tiro y tiro en
reversa, relativo al primer y ultimo geófono, respectivamente.
2.5 Procesamiento sísmico
El procesamiento sísmico incluye todos los pasos a efectuarse sobre la data, previamente
adquirida, hasta la interpretación de la misma, de forma tal que se genere un modelo consistente y
representativo del subsuelo.
La data sísmica de refracción nos permite caracterizar los refractores resueltos por medio
de velocidades y espesores. Estos parámetros son indicativos de las propiedades litológicas de los
refractores resueltos y de las relaciones geométricas de estos. Mediante una interpretación
consistente, es posible generar un modelo representativo y veraz de las unidades presentes en el
subsuelo.
El procesamiento de la data sísmica de refracción consiste de los siguientes pasos:
1- Selección de las primeras llegadas.
2- Generación de curvas camino – tiempo (Curvas CT).
3- Asignación de velocidades para cada dromocrona presente y numero de capas.
4- Inversión de la data sísmica.
5- Generación de un modelo estratificado del subsuelo.
En este estudio, la data sísmica de refracción fue sometida a un proceso de inversión, a
partir de la asignación de líneas de velocidad sobre las curvas CT. Con este proceso se determinó
19
la geometría de las superficies refractoras, en términos de velocidades. Posteriormente, este
modelo de velocidades fue convertido a un modelo de espesores.
2.5.1 Selección de primeras llegadas
Es el primer paso a realizar sobre la data sísmica cruda. Esta selección se basa en la
determinación de la primera perturbación registrada, asociada a la señal sísmica, para cada canal,
en el registro sísmico. Esta perturbación se reconoce como la primera alza y descenso en la
amplitud de la señal sísmica. Este patrón se repite en todos los canales del registro sísmico, y
siempre debe ocurrir en tiempos mayores, mientras más alejado se encuentre el canal de la fuente
sísmica.
La selección de las primeras llegadas puede realizarse de forma manual o automática,
dependiendo de la calidad de la data disponible como por su relación de señal – ruido. Sin
embargo, los procesos de selección automática deben ser monitoreados por el intérprete, dado
que este proceso puede realizar selecciones anómalas.
La selección de primeras llegadas debe considerarse como la selección de un par de
coordenadas tiempo-distancia, pares (x,t), representativa del instante de tiempo donde ocurre la
primera perturbación, para un canal determinado (localizado en una distancia definida). La
selección de las primeras llegadas de un registro sísmico son entonces, pares de coordenadas de
tiempo – distancia, para todos los canales presentes en el tendido sísmico. La selección de
primeras llegadas debe realizarse de forma individual para cada disparo asociado al tendido
sísmico.
20
Figura 2.9 Ejemplo de la selección de las primeras llegadas para el disparo de un tendido.
Figura 2.10 Ejemplo de la selección de las primeras llegadas para el contradisparo de un tendido.
2.5.2 Curvas Camino – Tiempo (Curvas CT)
La generación y el análisis de las curvas CT es el paso posterior a la selección de las
primeras llegadas. Este paso consta de la gráfica de los pares de coordenadas de tiempo –
distancia, resultantes de la selección de las primeras llegadas, para todos los disparos de un
mismo tendido sísmico. Sin embargo, estas gráficas pudiesen realizarse de forma individual.
21
Las gráficas de las curvas CT muestran los pares de coordenadas (x,t), y estos pares
pueden agruparse bajo líneas rectas. Estas líneas rectas son llamadas dromocronas
(Muños, 2003 en Olbrich, 2007). Cada dromocrona representa una medio de propiedades
elásticas distintas en el subsuelo. En este sentido, una curva CT que presenta un número n de
dromocronas representa a un número n de estratos, de propiedades distintas, en el subsuelo. En la
figura 2.11 se muestra una curva CT esquemática para un disparo en el tendido.
Figura 2.11 Esquema de una curva CT para un disparo. Notese la presencia de 2 estratos
(Tomado de Olbrich, 2007 Según Muñoz 2003).
En la figura 2.11 se puede apreciar los pares de puntos de coordenadas (x,t), que a su vez
definen a cada dromocrona presente en el registro. Estos puntos representan la información
proveniente de la primera llegada para cada canal en el tendido. El esquema representado en esta
figura consta de 12 geófonos.
22
2.5.3 Calculo de velocidad y espesores para cada dromocrona
El cálculo de la velocidad de cada superficie refractora se desprende de la curva CT. En
particular, la velocidad de cada refractor es el inverso de cada pendiente presente en la curva CT.
Para calcular la profundidad de ocurrencia de una superficie refractora, se tiene la
siguiente expresión:
[ ] 2/1
12121 )/()(*)2/( VVVVXcZ += (6)
Donde 1Z es la profundidad de la primera superficie refractora. Esta superficie permite
determinar el espesor de la primera capa. Xc es la distancia crítica. V1 y V2, son las velocidades
de la capa uno y de la capa dos, respectivamente, siendo V1<V2.
La distancia crítica (Xc) es de suma importancia, ya que representa el punto donde el
frente de onda refractado se convierte en la primera llegada, dado que rebasa al frente de onda
directo. Esto se cumple únicamente, si la velocidad del medio suprayacente es inferior que la del
medio infrayacente. Es de hacer notar, que esta distancia debe ser considerada en el momento del
diseño del tendido sísmico, en términos de la profundidad del objetivo a resolver. Este problema
fue abordado por Redpath (1973), el cual determinó una relación entre la distancia crítica y la
profundidad de la interfaz refractora a ser resuelta en términos del contraste de velocidades entre
el medio superficial y el medio infrayacente, V1 y V2, respectivamente.
La longitud total de un tendido debe ser por lo menos tres veces mayor a la profundidad a
la cual se presume que se encuentra el objetivo a resolver. Dicha longitud debe ser aun mayor si
se desea resolver unidades más profundas al objetivo. Este argumento se desprende de la relación
de Redpath, para un contraste de velocidad en relación 2:1.
23
Figura 2.12 Relación de Redpath (Xc y profundidad en función del contraste entre V2/V1)
(Modificado de Redpath, 1973).
Dado que la refracción crítica ocurre en la interfaz entre dos medios, la presencia de un
número n de dromocronas en una curva CT se asocia con un número n-1 de puntos de cruce en la
curva (Figura 2.11). Los puntos de cruce son necesarios para calcular los espesores de las
unidades presentes; estos también limitan, en tiempo, la ocurrencia de la base de la unidad
suprayacente. Por ello, solo es posible realizar el cálculo de espesores para n-1 unidades
presentes.
Realizando el cálculo de velocidades y espesores mencionado anteriormente, es posible
generar un modelo estratificado del subsuelo, en el área donde se encuentra el tendido sísmico.
Dependiendo de la calidad de la data y su relación de ruido, las curvas camino – tiempo
pueden describir pendientes muy bien definidas. Si al contrario, la data es muy ruidosa, las
dromocronas pueden presentar heterogeneidades en su tendencia. Sin embargo, nótese que si se
presentan heterogeneidades en la tendencia que define a una dromocrona, esto no implica que se
deba a una señal ruidosa, sino que pueden existir heterogeneidades en la superficie refractora que
da lugar a dicho fenómeno.
24
Una limitación del método adicional a la condición en la cual la velocidad del medio
suprayacente ha de ser menor a la del medio infrayacente para poder registrar la refracción
critica, se encuentra el fenómeno de capas delgadas. Si una capa es muy delgada, a pesar de
cumplir con la condición de velocidades mayores a mayor profundidad esta no puede ser resuelta,
debido a que no alcanza a producir primeras llegadas por el mismo hecho de ser muy delgada
(Sheriff & Geldart, 1991:p 283).
2.6 Métodos de interpretación de los tendidos de refracción
La generación de modelos a partir de una inversión de la data sísmica permite encontrar
una aproximación en términos de la distribución de velocidades y profundidades, del tendido
sísmico en cuestión. Estos modelos son generados, tipicamente mediante el apoyo de un
programa computacional.
Los distintos métodos en los que se basan las inversiones de la data sísmica se diferencian
en las suposiciones bajo las cuales están diseñados. Dichos métodos permiten aproximar de una
forma consistente tanto la geometría de los refractores presentes en el subsuelo, como su perfil de
velocidades.
2.6.1 Tiempos de intercepto
El método de tiempos de interceptos es el más simple para la interpretación de las
superficies refractoras presentes en el subsuelo. La selección de las primeras llegadas y la curva
camino – tiempo permiten visualizar las distintas superficies refractoras presentes. Este método
se basa en el calculo de las velocidades a partir del inverso de la pendiente de cada dromocrona, y
el calculo de espesores esta basado en los tiempos de intercepto de cada dromocrona con el eje
del tiempo. Este método es comúnmente utilizado como una primera aproximación al proceso de
25
interpretación de la data de refracción. Sin embargo, la limitación de este método es que asume
una geometría de estratos planares horizontales que es poco común en la naturaleza.
2.6.2 Velocidades aparentes
El método de velocidades aparentes aborda la limitación del método de tiempos de
intercepto, donde la geometría de los estratos es asumida como horizontal. Al inferir que los
estratos presentes en el subsuelo pudiesen están rotados, se aumenta las probabilidades de que el
modelo generado sea más representativo de la configuración geométrica del subsuelo.
Este método permite identificar las velocidades y profundidades para un escenario de
estratos inclinados. Para ello se requiere de la información de un disparo y de un contradisparo,
como mínimo. Este método asume que el buzamiento a lo largo del tendido es constante.
Las velocidades registradas en un disparo y en un contradisparo, para una misma
superficie refractora, serán distintas si dicha interfaz se encuentra inclinada. Es posible,
determinar a partir de un análisis de las velocidades aparentes para un mismo medio hacia donde
buza dicha interfaz, dado que la velocidad de buzamiento arriba siempre tendrá una velocidad
aparente mayor a la velocidad de buzamiento abajo. Para resolver dicho problema, se recurre a la
ley de las velocidades aparentes. Esta ley postula que la velocidad con que aparenta transmitirse
una onda en un cierto punto de la superficie del suelo (Va) es igual al cociente entre la velocidad
superficial (V0) y el seno del ángulo de emergencia, tomados ambos en dicho punto, donde el
ángulo de emergencia es aquel formado por la onda emergente con la superficie (Cantos, 1973)
( )0
0
sen
VVa = con Va> V0 (7)
26
2.6.3 Tiempos de Retardo
El método de tiempos de retardo, al igual que el método de las velocidades aparentes,
permite generar un modelo donde las superficies refractoras pueden estar inclinadas. Sin
embargo, dada la estructura de este método se debe asumir que dicha inclinación no es mayor a
100
y que existe un alto contraste de velocidades entre los medios presentes. Estas condiciones
limitan, en parte al método. Sin embargo, este método es de gran ayuda cuando las superficies
refractoras presentan irregularidades en su inclinación. Para la interpretación, el método utiliza
los tiempos de intersección y de retraso para el cálculo de la profundidad a la cual ocurre la
interfaz entre los medios.
2.6.4 Método de reciprocidad generalizada (GRM)
El método de reciprocidad generalizada (GRM) permite utilizar los tiempos de recorrido
de un disparo y contradisparo para determinar la geometría de los refractores en el subsuelo
mediante una solución grafica. Dicha solución emplea la migración de las refracciones para
caracterizar la geometría de una o varias interfaces y la posible variación lateral de dicha
superficie refractora. El proceso de la migración de las refracciones está basado en la distancia de
desfase, la cual es la separación a lo largo de la horizontal entre el punto donde ocurre la
refracción crítica relativo a un punto donde la onda refractada emerge en superficie.
Este método es una técnica común, aplicada durante la inversión de la data sísmica con la
cual se puede aproximar la estructura de la superficie refractora a gran detalle.
2.7 Procesamiento mediante el módulo de SeisImager
El paquete computacional de SeisImager está diseñado para el procesamiento completo de
la data sísmica adquirida mediante los equipos de adquisición y almacenamiento de la compañía
27
Geometrix. Estos equipos, en su mayoría, están diseñados para la adquisición de sísmica de
refracción. Este paquete computacional consta de cuatro módulos para llevar a cabo el
procesamiento y el análisis de la data. Los módulos de SeisImager son PickwinTM
, PlotrefaTM
,
WaveEqTM
y GeoplotTM
. A continuación se explican los módulos utilizados en el presente estudio.
• Modulo PickwinTM
El módulo PickwinTM
está diseñado para la visualización y edición de la data de un
registro sísmico y para llevar a cabo la selección de las primeras llegadas. Los archivos utilizados
en este módulo corresponden a los archivos generados por el equipo de adquisición y
almacenamiento, los cuales se encuentran en un formato SEG-2. Este módulo permite realizar
modificaciones en la geometría de un tendido sísmico posterior a su adquisición. Estas
modificaciones pueden ser útiles cuando la geometría definida en el equipo de almacenamiento
durante la adquisición está errada. En el caso que sea necesario, también se puede aplicar un
filtraje sobre la data sísmica adquirida.
• PlotrefaTM
El módulo PlotrefaTM
está diseñado para la visualización de las curvas CT, asociadas a la
selección de las primeras llegadas definidas en el módulo de Pickwin. Sobre estas curvas, este
módulo permite definir las dromocronas presentes en la curva CT, así como también, realizar
asignaciones de velocidades para cada dromocrona presente. Los procesos de inversión de la data
sísmica, también son llevados a cabo en este módulo.
A partir de la inversión de la data, el módulo PlotrefaTM
permite al usuario generar los
modelos, tanto de velocidades como de espesores, asociados a la data particular de cada tendido
sísmico.
28
2.7.1 Tomografía de refracción sísmica
Uno de los métodos mediante el cual se lleva a cabo la inversión de la data sísmica es la
tomografía sísmica. Este método se basa en la generación de un modelo de velocidad inicial,
mediante el cual el programa genera una distribución de rayos (refracciones sísmicas críticas), la
cual es comparada de forma simultánea con la data observada. De esta forma, el programa va
refinando mediante múltiples iteraciones un patrón de trazado de rayos representativo de la
configuración del subsuelo. La inversión se considera exitosa, si los tiempos calculados para el
trazado de rayos de la inversión son consistentes con los tiempos de viaje de las refracciones de la
data observada.
Es de hacer notar, que aun cuando los tiempos de viajes calculados son consistentes con
los tiempos de viaje observados, esto no implica que el modelo generado sea representativo de la
configuración actual del subsuelo donde se realizó la adquisición. Sin embargo, dicha
aproximación es, en la gran parte de los casos, la mejor aproximación posible.
La tomografía realizada por el modulo de PlotrefaTM
realiza la minimización de la
diferencia entre los tiempos de viaje observados y los tiempos de viaje calculados para cada par
fuente – geófono. El procedimiento se basa en la búsqueda de una ecuación que caracterice
dichos tiempos de viaje.
29
Fuente
Receptor
Fuente
Receptor
Figura 2.13 Esquema planteado para la inversión de la data sismica
(modificado del manual de usuario del paquete SeisImager)
Considerando el parámetro de rayo (l) y la lentitud de dicho rayo en un medio particular
(s), como en la figura 2.13, se puede definir entonces:
v
ls = (8)
s = lentitud
l = parámetro de rayo
v = velocidad
Se puede expresar el tiempo en términos de la siguiente integral:
(9)
Discretizando la expresión (9), se obtiene:
(10)
Expresándolo en términos de una sumatoria, resulta:
30
(11)
Si se separa en M ecuaciones simultáneas con N incógnitas, se obtiene:
(12)
Reescribiendo dicho sistema de forma matricial resulta:
(13)
El sistema matricial expresado en (13) aproxima el cálculo de los tiempos de viaje. El
primer término está representado por el parámetro de rayo, el cual multiplica al modelo iterante.
El resultado es la matriz unidimensional de los tiempos.
31
CAPITULO III
MARCO GEOLOGICO
3.1 Geología Regional y la Cuenca de Falcón
La Cuenca de Falcón se presenta en la región noroccidental de Venezuela y se encuentra
limitada por el Alto del Cerro Misión (Alto de Barquisimeto), en su extremo sur, y el Alto de
Paraguaná, en su extremo norte. Esta cuenca se someriza hacia la plataforma de Maracaibo, en su
extremo occidental, y se extiende hacia la Cuenca de Bonaire en su extremo oriental (Muessig,
1984).
La evolución geológica del norte de Venezuela durante el Cenozoico está determinada en
gran parte por la interacción entre la Placa del Caribe con las unidades autóctonas presentes en la
zona meridional de la placa Suramericana. Durante dicha interacción, se generaron una serie de
cuencas, de las cuales la Cuenca de Falcón es parte (González de Juana et al, 1980; Muessig,
1984; Boesi & Goddard, 1986; Audemard, 1995a, 1995b, 1997, 1998, 1999; Audemard &
Giraldo, 1997; Macellari, 1995 y Ghosh et al, 1997). Sin embargo, aun cuando la génesis de esta
serie de cuencas está relacionada a la interacción de la Placa del Caribe con el norte de
Venezuela, se debe considerar que cada una de las cuencas del norte de Venezuela presentan
fenómenos particulares.
El borde de las placas Caribe – Suramérica, en tiempos Cenozoicos, ha sido interpretado
como un borde transcurrente dextral, donde la Falla de Oca y la Falla de San Sebastián son
interpretadas como una misma falla, continua a lo largo del margen norte de Venezuela (Según
Stainforth, 1969; Molnar y Sykes, 1969; y Silver 1975, en Muessig 1984). Sin embargo, en la
zona de la Cuenca de Falcón no existe evidencia geológica que soporte dicha interpretación, si no
32
que se presentan una serie de estructuras de cizalla, no transcurrentes, dispuestas en forma de
echelon (Muessig 1984).
Según Muessig (1984), la Cuenca de Falcón es el resultado de la tectónica extensional,
durante el Oligoceno al Mioceno, que ocurrió en el área noroccidental de Venezuela. El proceso
de extensión ocurrió tanto a lo largo de la serie de fallas transcurrentes, de rumbo E-W, como de
fallas normales, presentes en la región noroccidental de Venezuela. El efecto de ambos tipos de
falla bajo el régimen tectónico presente generaron cuencas de tracción (pull – apart); entre ellas
se presenta el Surco de Urumaco (Figura 3.1).
Figura 3.1 Límite meridional y occidental de la Cuenca de Falcón (línea verde). Nótese que el límite septentrional
de la Cuenca de Falcón abre hacia el norte en la región del Surco de Urumaco (modificado de Muessig, 1984).
Es de hacer notar, que Audemard (1995b) en Bezada (2005) señala que es difícil concebir
una cuenca de tracción con las dimensiones de la Cuenca de Falcón – Bonaire, así como el hecho
de que ésta se haya formado gracias a movimientos transcurrentes a lo largo del sistema de fallas
33
Oca – San Sebastián – El Pilar, debido a que estas fallas no presentan evidencias de haber
acomodado desplazamientos del orden de los 1.000 km, como es el caso de la Garganta Caimán.
Como alternativa, Audemard (1995a) en Bezada (2005) propone un modelo, en el cual la Cuenca
de Falcón – Bonaire se abre gracias al mismo régimen extensivo que abre la Cuenca de Grenada.
Según este modelo, al colisionar el Arco Mesozoico Caribe postulado por Bouysse (1988) en
Bezada (2005) con la esquina noroccidental de la Placa Suramericana frena considerablemente la
velocidad de desplazamiento hacia el este de la Placa Caribe, generando la formación de la
Cuenca de Granada como cuenca de retroarco. En este modelo, la transcurrencia no comenzaría
sino hasta el límite entre el Mioceno medio y el Mioceno tardío, luego de acabada la subsidencia
en la Cuenca de Falcón. El estudio sísmico de Bezada (2005) valida en gran parte el modelo
propuesto por Audemard (1995a).
3.1.1 Evolución Tectónica de la Cuenca de Falcón.
En el área noroccidental de Venezuela, infrayaciendo los depósitos de la Cuenca de
Falcón, se presentan rocas coevales a las rocas presentes en los depósitos del Flysch de Guárico,
en un sentido tectónico, cuyas edades son Paleoceno y Eoceno (Muessig, 1984).
Según Muessig (1984), durante el Eoceno medio, la convergencia y el emplazamiento de
las unidades alóctonas sobre la Placa Suramericana cesan, debido a un cambio en la tectónica
noroccidental. Bell (1972), en Muessig (1984), propone que el cambio tectónico sea
probablemente asociado al vector de desplazamiento de la Placa Caribe relativo al norte de
Venezuela. La generación de fallas transcurrentes dextrales ocurre durante el Eoceno medio.
La Cuenca de Falcón, al igual que el Surco de Urumaco, es creada durante el Eoceno
tardío al Oligoceno debido a una zona de tracción (pull apart), causada por el desplazamiento
transcurrente entre la Placa Caribe y la Placa Suramericana (Muessig, 1984). Durante este tiempo
34
ocurre la incursión marina hacia la cuenca, alcanzando su mayor profundidad durante el
Oligoceno. Este fenómeno se debe al adelgazamiento de la corteza en el Oligoceno, asociado a la
actividad magmática en la región. Dicho magmatismo es preservado en la parte central de la
Cuenca de Falcón, donde afloran intrusiones hipabasales y volcánicas, típicas de una suite
continental de tectonosecuencia de apertura (Brueren, 1949; Coronel, 1970; y Muessig, 1978, en
Muessig, 1984). Según Bezada (2005), este adelgazamiento cortical reduce la profundidad del
Moho hasta por 27 Km en la región del poblado de Aracua, localizado en la zona central de la
Cuenca de Falcón, adelgazándose aun más hacia el extremo oriental de la cuenca.
Adicionalmente, Bezada (2005) interpreta un engrosamiento de las unidades sedimentarias de la
cuenca de Falcón, como respuesta al adelgazamiento cortical presente. Estos espesores
sedimentarios aumentan hacia el este de la Cuenca de Falcón.
Según Muessig (1984), desde el Mioceno tardío hasta el Holoceno, la Cuenca de Falcón,
incluyendo el Surco de Urumaco, sufre un pulso compresivo, el cual genera un sistema de fallas
inversas y un sistema de pliegues en toda la región, como ocurre en el anticlinorio de Falcón. En
ciertos casos, las fallas normales preexistentes son invertidas debido al nuevo campo de
esfuerzos. Esta inversión tectónica es la responsable del levantamiento de las unidades presentes
en la cuenca, y puede deberse a un cambio en el vector de desplazamiento entre las placas Caribe
y Suramericana.
Audemard (1997) presenta un modelo más completo para la evolución de la cuenca, en
términos de su fase compresiva, relativo al modelo de Muessig. El modelo de este autor propone
tres etapas para el cierre de la cuenca:
Primera fase: Durante el Mioceno tardío, ocurre una inversión tectónica debido a la
configuración del campo de esfuerzos, bajo un esfuerzo máximo con orientación de 1550; siendo
éste, el pulso que generó el anticlinorio de Falcón.
35
Segunda Fase: Compresión Miocena – Pliocena, la cual probablemente genera la
inversión de los depósitos del Surco de Urumaco. Esta compresión se asocia a la transcurrencia
en el sistema de fallas de Oca – Ancon, debido al campo de esfuerzos existentes en el momento.
Adicionalmente, este pulso compresivo propició la formación de una discordancia de intensidad
variable durante el Mioceno tardío. Esta discordancia no tiene un carácter regional.
Tercera Fase: Compresión Pleistocena – Holocena, la cual sigue actuando en la
actualidad sobre el sistema de cuencas de la región de Falcón. Esta compresión es la responsable
de la actividad cuaternaria en las fallas de la región.
3.2 El Surco de Urumaco
Para comprender la estructura que describe el Surco de Urumaco, primero se debe
considerar al proceso de tracción (pull apart) responsable de su generación. Dicho proceso de
tracción ocurre debido a un doblez en el rumbo de una falla transcurrente, si el vector de
desplazamiento es divergente en la zona del pliegue, generándose así fallamientos normales
orientados de forma sub – paralela al doblez (Crowell, 1974 en Muessig, 1984). En la figura 3.2
se muestra la evolución de un proceso de tracción, desde la generación inicial de la falla (A)
como su configuración posterior al desplazamiento (B). En “C” se muestra un bloque diagrama
de la estructura de tracción posterior al desplazamiento.
El área de estudio se encuentra localizada, en términos tectónicos, en el Surco de
Urumaco. Este surco es una extensión de la Cuenca de Falcón en su extremo septentrional
(Figura 3.3). Este Surco es un depocentro que se generó durante la fase de apertura de la Cuenca
de Falcón, y está delimitado por el Alto de Paraguaná, en su extremo oriental, y por el Alto de
Dabajuro, hacia el oeste.
36
Figura 3.2 Esquema evolutivo de una estructura de tracción (Pull apart) en planta (A y B). Bloque diagrama de una
estructura de tracción (C).
Figura 3.3 Localización del Surco de Urumaco (azul) y su relación a estructuras presentes en la región noroccidental
de Venezuela. Las zonas sombreadas definen regiones de alta subsidencia durante el Oligoceno y Mioceno
(modificado de Muessig, 1984).
37
El Surco de Urumaco ocurre bajo un proceso de tracción debido a la transferencia del
desplazamiento dextral de la Falla Cuiza hacia el sur, a lo largo de una falla de orientación SE -
NW, hacia la falla de Oca (Muessig, 1984). De acuerdo con Audemard (1993, 1999 y 2000), este
surco presenta un sistema de fallas transcurrentes de orientación SE - NW a E-W. La mayoría de
estas fallas exhiben un comportamiento lateral dextral.
La Falla de Urumaco es parte del sistema de fallas presentes en el Surco de Urumaco.
Según Audemard (1993, 1999 y 2000), esta falla tiene una longitud de 30 km con orientación
SE – NW, y es del tipo lateral dextral. La Falla de Urumaco describe una traza compleja (en
èchelon), la cual puede ser dividida en dos segmentos principales, cada uno con una longitud de
10 km aproximados. Estos segmentos son unidos por una falla inversa de orientación
ENE – WSW. Esta falla aflora a 3 km al norte del poblado de Urumaco y deforma de manera
considerable las secuencias de estratos pertenecientes a la Formación Urumaco (Audemard,
2000).
3.3. Formación Urumaco.
Las descripciones vigentes de la Formación Urumaco se encuentran en el Tercer Léxico
Estratigráfico de Venezuela (1997). Esta formación se presenta en el Surco de Urumaco, y los
afloramientos de su localidad tipo se encuentran en los cañones del Río Urumaco. Las capas de
esta unidad litoestratigráfica forman una serie de largas filas y depresiones longitudinales,
dependiendo de su competencia. La Formación Urumaco se reconoce entre los ríos Zazárida y
Lagarto, en su extremo occidental, y el río Mitare, en su extremo oriental (Díaz de Gamero y
Linares, 1989). En la figura 3.4 se muestra la ubicación estratigráfica de la Formación Urumaco
con respecto a unidades litoestratigráficas adyacentes. En el Surco de Urumaco, la Formación
Socorro infrayace y la Formación Codore suprayace la Formación Urumaco.
38
Figura 3.4 Tabla estratigráfica de la cuenca de Falcón según Audemard (1993) (modificado de Audemard, 2001).
Según el Tercer Léxico Estratigráfico (1997), la referencia original de la Formación
Urumaco se encuentra en Garner (1926), el cual asigna una edad de Mioceno Tardío a Plioceno a
esta unidad. Estudios posteriores de Willinston y Nichols (1928) subdividen a la formación en
sus tres miembros informales, inferior, medio y superior.
La Formación Urumaco descansa concordantemente y de forma transicional sobre la
Formación Socorro. Este contacto está definido en el tope de una arenisca potente, portadora de
Ophiomorpha Nodosa que infrayace a la primera caliza coquinoide, típica de la Formación
Urumaco. El contacto superior de la Formación Urumaco es con la Formación Codore, también
de forma transicional y concordante. (Díaz de Gamero y Linares, 1989).
La Formación Urumaco es reconocida por su alto contenido de restos fósiles,
particularmente en su miembro superior. Entre estos fósiles se presentan vertebrados reptiles y
mamíferos. Esta variedad de contenido fósil ha propiciado estudios geológicos y paleontológicos
en el área, entre los cuales resaltan, según el Tercer Léxico Estratigráfico de Venezuela (1997)
39
los trabajos de Díaz de Gamero (1969 y 1971), Patterson (1973), Linares y Díaz de Gamero
(1989) y Linares (2004). Díaz de Gamero y Linares (1989) tratan la estratigrafía, sedimentología
y la paleontología de la Formación Urumaco, según el Tercer Léxico Estratigráfico de Venezuela
(1997).
El espesor de la Formación Urumaco en su localidad tipo varía de 1.700 m a 2.000 m.
Según Díaz de Gomero y Linares (1989), la edad de esta formación es Mioceno tardío, Zona de
Neogloboquadrina humerosa. Los mamíferos presentes indican una edad continental
comprendida entre los pisos Chasiquense y Huayqueriense, también del Mioceno tardío.
La depositación de la Formación Urumaco, según Díaz de Gamero y Linares (1989),
ocurre dentro de un complejo de ambientes marginales y próximos costeros, con desarrollo de
lagunas y bahías protegidas por barreras litorales, en un régimen transgresivo, con un bajo aporte
de sedimentos provenientes de un sistema fluvial y de sistemas de tormentas, sin invasión marina
en el área.
Según Díaz de Gamero y Linares (1989), los tres miembros de la Formación Urumaco
tienen litotipos distintivos.
El miembro inferior es lutítico limoso. Su litotipo principal es la lutita, la cual se presenta
en dos formas. La más común es la lutita de color gris, la cual describe paquetes espesos, y la
menos común es la lutita de color marrón, laminada y delgada, rica en materia vegetal y en parte,
portadora de madera fósil. Ambos tipos de lutitas presentan estructuras diagenéticas. Estas rocas
son las principales portadoras de fósiles vertebrados. Las limolitas son muy bioturbadas y forman
paquetes, que están intercalados con areniscas, que presentan estratificación paralela y cruzada
planar, así como con lutitas. La presencia de estratos calcáreos es escasa.
El miembro medio es lutítico, arenoso y calcáreo. Este miembro presenta lutitas
semejantes a las del miembro inferior. Sin embargo, las lutitas del miembro medio presentan un
40
mayor contenido de material carbonoso y describen paquetes muy delgados a lenticulares, los
cuales son portadores de fósiles de reptiles, mamíferos y peces. El miembro medio se caracteriza
por presentar abundantes estratos calcáreos, con espesores excepcionales de hasta 6 m, los cuales
pueden presentar arena, son frecuentemente bioturbados y presentan estructuras diagenéticas.
Estas calizas contienen abundantes moluscos en matriz arenosa, de tamaños diversos. Hacia la
parte superior del miembro medio, estos estratos son más arenosos y delgados. Las capas de
caliza pueden servir como capas guías en el Surco de Urumaco. Las areniscas del miembro medio
son masivas, friables, presentan bases erosivas y en parte, conglomeráticas. La laminación y la
estratificación interna de las areniscas describen estratificación cruzada planar y festoneada a
gran escala, estratificación paralela, lentes y flaseres, así como rizaduras de crecimiento.
El miembro superior es lutítico y arenoso. El litotipo principal es la lutita de color gris,
con niveles carbonosos. En menor proporción se presentan lutitas marrones, delgadas, portadoras
de vertebrados. Las areniscas del miembro superior son friables, masivas en la parte inferior, o
laminares, con estratificación cruzada festoneada a pequeña escala. Estas rocas también pueden
estar bioturbadas y pueden presentar estructuras diagenéticas. La distribución lateral variable de
las areniscas en la región sugiere su depositación en canales. El miembro superior presenta
niveles fósiles portadores de vertebrados, hacia el tope de la formación y no presenta estratos
calcáreos.
3.4 Geología del área de El Casino – El Mamón y del Domo de Agua Blanca.
Según Rodríguez (2005), Herrera (2005) y Quijano (2005), la Falla de Urumaco, con un
rumbo aproximado norte sur, delimita dos bloques tectónicos en el área comprendida entre el
pueblo de Urumaco y el área de estudio. Estos autores nombran el bloque tectónico occidental El
Mamón y el bloque tectónico oriental Domo de Agua Blanca.
41
Rodríguez (2005), Quijano (2005), Bassano (2007), Peralta (2008) y Martín (2008)
presentan mapas geológicos de superficie, cortes estructurales y columnas estratigráficas del
bloque tectónico El Mamón. Según Linares (2004), Rodríguez (2005) y Quijano (2005), la
secuencia de estratos en el área de estudio y al oeste de la Falla de Urumaco pertenece al
miembro medio de la Formación Urumaco (Figura 3.5). Sin embargo, según Bassano (2007) y
Peralta (2008), la secuencia de estratos que aflora entre El Casino y El Mamón pertenecen al
miembro superior de la Formación Urumaco. Según Martín (2008), el contacto entre el miembro
medio y superior de la Formación Urumaco aflora en una localidad al sur del área de estudio, en
la quebrada El Paso – 1, 670 m en dirección 1530 de El Casino. En esta localidad se presenta la
primera caliza en una sección levantada de moderno a antiguo.
Quijano (2005) describe las capas que afloran cercano a las orillas del río Urumaco en la
sección parcial El Mamón – 1 (EM – 1), distinguiendo 35 unidades de descripción. Esta sección
se levantó al sur del área de estudio. Bassano (2007) describe la secuencia de estratos que
suprayace la sección El Mamón – 1, distinguiendo 16 unidades de descripción, pertenecientes a la
sección parcial El Mamón – 2 (figuras 3.6, 3.7 y 3.8). Adicionalmente, este autor realizó cambios
en los espesores y en la descripción de las unidades superiores de la sección El Mamón – 1,
definidas por Quijano (2005), desde la unidad 25 hasta la unidad 35 (figuras 3.10 y 3.11).
A partir del estudio paleomagnético, Bassano (2007) reconoce cuatro revertimientos en la
sección de El Mamón (EM – 1 y EM – 2). Estos revertimientos delimitan los subcrones C3Br2n,
C3Br2r, C3Br1n, C3Br1r y C3Bn, pertenecientes al Tortoniano más tardío y al Messiniano más
temprano o a la parte media de la edad mamífero continental Huayqueriense.
42
Q
Ui
Us
Cej
Um
Ss
Q
Q
Q
Q
Q Q
Ui Q
Um
Um
Um
Um
Us
Us
Us
Us
Us
Us
Us
Cej
Cej
El Mamón
Domo deAgua Blanca
0 1 2
km
75
Fallas
Contacto
Localidades
fósiles
Curvas de
nivel100
N
LEYENDA
Cuaternario
Fm. Codore
Fm . Urum aco
Fm. Socorro
M b ro. E l Je be
M bro . sup erio r
M bro . m ed io
M bro . sup erio r
M bro . in fe rio r
Um
Ss
Q
Ui
Us
Cej
ElPaso
El Hati llo
Figura 3.5: Mapa geológico del área al norte de Urumaco con las localidades fósiles según Linares (2004)
y la identificación de las fallas según Ducloz (1951, 1952) (tomado de Bassano, 2007).
43
Figura 3.6 Columna sedimentológica de la sección parcial El Mamón 2 (EM- 2), con las unidades de descripción 1 a
10. La leyenda se muestra en las figuras 3.9 y 3.12 (tomado de Bassano, 2007).
44
Figura 3.7 Columna sedimentológica de la sección parcial El Mamón 2 (EM- 2), con las unidades de descripción 11
a 15. La leyenda se muestra en las figuras 3.9 y 3.12 (tomado de Bassano, 2007).
45
Figura 3.8 Columna sedimentológica de la sección parcial El Mamón 2 (EM- 2), con la parte superior de la unidad
de descripción 15 y la unidad de descripción 16. La leyenda se muestra en las figuras 3.9 y 3.12
(tomado de Bassano, 2007).
Figura 3.9 Leyenda de litotipos en las columnas de las secciones parciales EM – 1 y EM – 2
(tomado de Bassano, 2007).
46
Figura 3.10 Columna sedimentológica de la sección parcial El Mamón 1 (EM- 1), con las unidades de descripción
25 a 34. La leyenda se muestra en las figuras 3.9 y 3.12 (tomado de Bassano, 2007).
47
Figura 3.11 Columna sedimentológica de la sección parcial El Mamón 1 (EM- 1), con las unidades de descripción
34 a 35. La leyenda se muestra en las figuras 3.9 y 3.12 (tomado de Bassano, 2007).
Figura 3.12 Leyenda de estratificación, estructuras sedimentarias, estructuras diagenéticas y fósiles en las columnas
de las secciones parciales EM – 1 y EM – 2 (tomado de Bassano, 2007).
48
Rodríguez (2005) y Herrera (2005) presentan mapas geológicos de superficie, cortes
estructurales y columnas estratigráficas del bloque tectónico Domo de Agua Blanca, al sur del
área de estudio. En esta zona, los estratos describen un anticlinal con ejes de charnela que buzan
hacia el oeste y hacia el este. Los flancos de este domo se encuentran desplazados por fallas
normales con componentes sinestrales. Tomando en cuenta la orientación de los estratos entre el
núcleo del domo y El Hatillo, los estratos descritos por Herrera (2005) en la sección parcial del
flanco septentrional del Domo de Agua Blanca son más antiguos que los estratos en el subsuelo
del área de El Hatillo. Sin embargo, estratos descritos por Herrera (en preparación) en las
secciones parciales de Hato Viejo, cercano a las orillas del río Urumaco, entre la Falla Hato Viejo
y el contacto entre el miembro medio y el miembro superior de la Formación Urumaco, deberían
presentarse en el subsuelo del área de El Hatillo. Estos estratos corresponden a la parte superior
del miembro medio de la Formación Urumaco.
Los depósitos de edad Cuaternario que forman las terrazas en el área de estudio fueron
descritos por Olbrich (2007) en diversas secciones entre localidades al sur del pueblo de
Urumaco y la quebrada El Casino – 1. Estos depósitos, posiblemente son de edad Pleistoceno y
cubren gran parte del área de estudio (Figura 3.5). Según este autor, en el área de El Casino, los
depósitos están compuestos de base a tope de secuencias de grava que gradan en algunas
localidades a arenas gravosas de hasta 13 m de espesor. Suprayacente a estas capas gravosas se
presentan mantos de arena a limo arenoso de hasta 6 m de espesor. Es de hacer notar, que en
ciertas localidades, las gravas suprayacentes al contacto discordante están cementadas por
minerales férricos, formando capas de hasta 2 m de espesor con una roca competente y dura.
49
El Mapa Geológico de Superficie de la Compañía Creole Petroleum Corporation del año
1954, a escala 1:100.000 (Hoja B – 4) muestra las trazas de las fallas principales en el área al
norte del pueblo de Urumaco. La ubicación y la orientación de las fallas son similares a las trazas
mostradas en el mapa de la figura 3.5. Sin embargo, en la Hoja B – 4 se muestra que la Falla El
Muerto es dextral y que su traza describe un cambio de rumbo hacia el SSW, llegando al paralelo
de El Casino. Por tanto, las trazas de las fallas en la Hoja B – 4 sugieren que la Falla El Muerto es
la continuación septentrional de la Falla de Urumaco (Figura 3.5). Según Audemard (2001), la
Falla de Urumaco es lateral dextral y presenta una componente normal, debido al reconocimiento
de estrías de falla. Sin embargo, Herrera (2005) y Quijano (2005) identificaron la Falla de
Urumaco en una localidad, ubicada con las coordenadas E363.145, N1.241.180. En esta
localidad, la falla tiene un rumbo N21E y un buzamiento de 600 a 76
0 en dirección oeste. Según
estos autores, la falla es lateral sinestral con una posible componente normal. A partir de los
resultados de Bassano (2007), Martín (2008) y Herrera (en preparación), la separación lateral
sinestral, medido a lo largo del rumbo de las fallas Urumaco y Hato Viejo en la horizontal, es de
aproximadamente 2.850 m.
Peralta (2008) describe en el área de estudio, en una localidad ubicada con las
coordenadas E362.300, N1.241.530, una falla inversa con rumbo N25W y un buzamiento de 300
a 410 en dirección oeste. Este autor y Martín (2008) asocian esta falla con la Falla El Jebe, según
la nomenclatura de las fallas en el mapa mostrado en la figura 3.5. Es de hacer notar, que ambos
autores no logran reconocer la falla en el subsuelo mediante el método sísmico.
Según Peralta (2008) en Martín (2008), en la zona central del área de estudio y al oeste
del río Urumaco, la secuencia de estratos de la Formación Urumaco describen pliegues
decamétricos a hectamétricos.
50
Olbrich (2007) generó un mapa de ubicación, que muestra los rasgos del terreno, como
elementos culturales, en base a el mapa geológico según Linares (2004). Los diferentes mapas de
ubicación, que muestran el área de estudio, los sectores sísmicos como los distintos fenómenos
geológicos, mostrados en el presente estudio, se generaron mediante modificaciones en el mapa
de ubicación según Olbrich (2007). Adicionalmente, el mapa geológico de superficie según
Bassano (2007), el cual se presenta en la figura 3.5 en este estudio, también esta basado en
Linares (2004). En la figura 3.13 se muestra el mapa original según Linares (2004).
Figura 3.13 Mapa Geológico de Urumaco, según Linares (2004)
(tomado de Linares, 2004).
51
CAPITULO IV
METODOLOGIA DE TRABAJO
4.1 Revisión Bibliográfica
Esta etapa consistió principalmente en la compilación y recopilación de mapas
topográficos y geológicos de superficie, así como artículos geológicos, relacionados a Falcón y al
área de estudio. En la Dirección de Cartografía Nacional se recopilaron las hojas Pedregal 6149,
en escala 1:100.000, así como, 6149-I-SO y 6149-IV-SE, en escala 1:25.000, de los mapas
topográficos de Venezuela. El profesor Omar Linares de la Universidad Simón Bolívar nos
suministró para el estudio el Mapa Geológico de Superficie de la Texas Petroleum Company, en
escala 1:20.000, realizado por Ducloz (1951, 1952), el cual muestra las fallas y los contactos
entre las unidades litoestratigráficas. De la compañía Creole Petroleum Corporation se
recopilaron las hojas B-4 (1954) y C-4 (1966), en escala 1:100.000.
Entre los artículos recopilados se encuentran los de Díaz de Gamero y Linares, (1989) y
Linares (2004), quienes muestran datos estratigráficos, sedimentológicos, paleontológicos y
estructurales del área de Urumaco, así como artículos de diversos autores que describen la
evolución tectónica y estratigráfica de Falcón. Los artículos más importantes se recopilaron de
Gonzáles de Juana et al. (1980), Muessig (1984), Audemard (1999) y Linares (2004).
Adicionalmente se recopilaron las tesis de grado de Herrera (2005), Rodríguez (2005), Quijano
(2005), Bassano (2007), Olbrich (2007), Peralta (2008) y Martín (2008) que realizaron
levantamientos geológicos y levantamientos de secciones parciales para estudios
paleomagnéticos o sísmicos en el área al norte del poblado de Urumaco, desde El Llanto hasta El
Mamón.
52
4.2 Trabajo de campo
El trabajo de campo se dividió en dos fases. La primera fase constó del levantamiento
sísmico de refracción, con una duración de 24 días. Este levantamiento se realizó sobre las
terrazas con depósitos de edad Pleistoceno, aledañas río Urumaco, bajo la tutoría del Profesor
Eduardo Rodríguez. La segunda fase constó del reconocimiento geológico en todo el área de
estudio y del levantamiento geológico de localidades presentes en el cauce y en las laderas del río
Urumaco, así como en las quebradas, entre el área de El Casino y la quebrada El Mamón, con una
duración de 57 días en campo.
El equipo de trabajo estuvo alojado en el Museo Paleontológico de Urumaco, durante
ambas fases del trabajo de campo.
4.2.1 Reconocimiento y levantamiento geológico
El reconocimiento y el levantamiento geológico del área de estudio se realizó entre
diciembre de 2006 y septiembre de 2007, durante tres salidas de campo, con una duración total de
57 días. Estas salidas se realizaron durante el mes de diciembre de 2006, con una duración de 10
días, durante el mes de abril de 2007, con una duración de 11 días, y durante los meses de agosto
y septiembre de 2007, con una duración de 42 días.
Durante la primera salida a campo se realizaron reconocimientos viales y geológicos,
contando con la participación y apoyo de los integrantes del proyecto “Levantamiento geológico
y sísmico de refracción en el área de El Mamón-El Hatillo, al norte del poblado de Urumaco,
estado Falcón”. En esta salida se inició el levantamiento geológico bajo la tutoría, supervisión y
participación activa del Profesor de la Universidad Simón Bolívar, Andrés Pilloud. En la segunda
salida a campo se contó adicionalmente, con el apoyo de los integrantes del curso de Geología y
53
Geofísica de Campo 2007 y en la tercera salida se contó con el apoyo de los bachilleres Rómmel
Escorcia y María Gracia Romero del grupo de Reconocimiento Geológico TEK.
La primera actividad realizada durante el trabajo de campo fue el reconocimiento vial y
geológico del área de estudio. A partir de los resultados de esta actividad se definieron las
travesías en el cauce y en las laderas de los drenajes a ser levantados geológicamente.
Debido a la inexistencia de un mapa topográfico actualizado y con el detalle cartográfico
requerido para el levantamiento geológico se decidió de realizar esta actividad mediante el
levantamiento de puntos, ubicados entre si mediante el uso de la brújula Brunton y una cinta
métrica. Los puntos a ser levantados mediante estas poligonales correspondían a las orillas del río
Urumaco y de las quebradas, así como algunos elementos culturales, tales como los bordes de las
vías, bateas y el piso del antiguo casino. Posteriormente, se levantaron los puntos que
corresponden a los rasgos geológicos, tales como los contactos entre las unidades
litoestratigráficas (miembro superior de la Formación Urumaco y depósitos de edad Pleistoceno),
las unidades de descripción (unidades 1 a 16, definidas por Bassano, 2007), las unidades recientes
(conos de derrubio y aluviones) y las trazas de las fallas. Adicionalmente se ubicaron con puntos
poligonal los sitios con mediciones de orientaciones de planos y líneas geológicas.
Las poligonales tienen un máximo de 250 puntos debido a una limitación del diseño del
macro de EXCEL, con el cual se transformaron las coordenadas radianes a coordenadas
cuadriculares. La ubicación de los puntos de interés están medidos a partir de puntos de apoyo.
Es de hacer notar, que en su mayoría, los puntos de apoyo corresponden a bloques grandes o
mojones dispuestos en el terreno e identificados con pintura. Generalmente, tres a máximo veinte
puntos de apoyo corresponden a una poligonal cerrada. Sin embargo, en quebradas angostas se
decidió medir dos a tres veces la ubicación de los puntos de apoyo, en vez de realizar circuitos
cerrados.
54
Cada poligonal de área cubre una pequeña zona del área de estudio. Estas poligonales
tienen pocos puntos de apoyo en común con poligonales adyacentes, lo cual dificultó el amarre
entre ellas. Por esta razón, se levantaron posteriormente diversas poligonales claves con una gran
precisión de lectura, levantando en ellas únicamente los puntos de apoyo de las poligonales de
área.
Algunos puntos de las poligonales clave fueron ubicados geográficamente mediante el uso
de un navegador GPS, midiéndose los valores cuadriculares UTM bajo el Datum WGS84 en la
modalidad promedio (Average), con la finalidad de minimizar el error en la medición. Esta última
actividad permitió georeferenciar el mapa geológico de superficie, basado en poligonales
medidas con la brújula y la cinta métrica.
Para asignarle a los estratos que afloran en el área de estudio la identificación de las
unidades de descripción definidas por Quijano (2005), Bassano (2007), Peralta (2008), Martín
(2008) y Herrera (en preparación) hubo que identificar los litotipos y el color de las rocas, así
como sus características sedimentológicas y diagenéticas. Para identificar los litotipos presentes
en las capas se utilizó la escala de tamaño de grano de la Compañía Shell y el HCl al 10%. Para
determinar el color y el color de meteorización de las rocas se utilizó la carta de color de rocas
(Rock Color Chart, de la AAPG, según la escala de colores de Munsel).
Las orientaciones de los planos geológicos, tales como los planos que indican la
estratificación, los planos de las bases erosivas y los planos de fallas y diaclasas, fueron medidos
con la brújula geológica Clar. En cada sitio se realizaron sobre el plano escogido 3 a 20
mediciones, anotando la dirección acimutal del buzamiento magnético y el buzamiento (DAB/B).
Promediando aritméticamente los valores de las mediciones y restándole 100 al azimut
magnético, se obtuvo el azimut cuadricular, con un margen de error de aproximadamente 20. Los
sitios de medición se ubicaron mediante puntos poligonal, ubicados en el centro del área que
55
correspondió al sitio. Las líneas geológicas, tales como estrías de fallas y ejes de charnela, se
orientaron mediante el cabeceo. Este ángulo se midió con un transportador de 3600, ubicándolo
sobre el rumbo del plano que comprendió la línea geológica con el nivel de la brújula Brunton.
Posteriormente, se construyó sobre la estereofalsilla de Wulf la dirección e inmersión de la línea.
4.2.2 Adquisición de tendidos sísmicos de refracción
La adquisición de los tendidos sísmicos de refracción se realizó en tres campañas durante
los años 2006 a 2007, con una duración de 24 días. Este levantamiento contó con la participación
de los integrantes del proyecto “Levantamiento geológico y sísmico de refracción en el área de
El Mamón-El Hatillo, al norte del poblado de Urumaco, estado Falcón”, Alfredo Peralta,
Christian Olbrich, Javier Martín y mi persona. Adicionalmente, se contó con el apoyo de los
estudiantes que participaron en los cursos de Geología y Geofísica de Campo 2006 y 2007, así
como Myriam Rada, Luís Lezama y Ronald Pilloud. Durante la primera campaña de adquisición
se contó con la tutoría y apoyo del Profesor de la Universidad Simón Bolívar, Eduardo
Rodrigues.
La adquisición de los tendidos sísmicos se realizaron durante el mes de abril de 2006, con
una duración de 11 días, durante el mes de agosto de 2006, con una duración de 10 días, y
durante el mes de abril de 2007, con una duración de 3 días. En estas champañas se realizaron
reconocimientos viales y geológicos en las áreas de El Mamón, El Paso, El Casino y El Hatillo
para ubicar los tendidos. Las zonas seleccionadas para el levantamiento sísmico correspondieron
a áreas que presentan suelos sobre depósitos de edad Pleistoceno y posibles estructuras
geológicas en el subsuelo. Adicionalmente, la configuración de los tendidos dependió del acceso
a las zonas de interés, evitando daños ambientales y velando por la seguridad de los participantes.
56
La disposición de los tendidos sísmicos en el área de estudio se planificó con una
orientación NE – SW, perpendicular a la orientación de las fallas mostradas en el mapa geológico
existente (Figura 3.5).
Los equipos utilizados para la adquisición sísmica fueron un sismógrafo Geometrics
SmartSeis de 24 canales, un cable sísmico de 12 canales con un espaciado entre geófonos de 6 m,
doce (12) geófonos de 10 Hz OYO Geospace, una mandarria de 10 kg como fuente impulsiva,
una plancha de acero para ser colocada sobre el terreno y ser impactada con la mandarria, un
cable con gatillo (trigger) colocado cercano a la placa de acero y un cable para conectar el
sismógrafo a la fuente de poder. La fuente de poder fue una batería de 12V con un amperaje
mayor a 500A (batería de automóvil). Adicionalmente, se utilizó un navegador GPS marca
Garmin 60 CSX, para medir las coordenadas cuadriculares, bajo el Datum WGS84, tanto del
punto de disparo como del punto de contradisparo del tendido, en la modalidad promedio
(Average) para minimizar el error de la medición.
Para el proyecto “Levantamiento geológico y sísmico de refracción en el área de El
Mamón-El Hatillo, al norte del poblado de Urumaco, estado Falcón” se adquirieron un total de
107 tendidos de sísmica de refracción de doble tiro, entre El Llanto y la planicie de El Mamón,
así como en la parte septentrional de El Hatillo. Para el presente estudio se procesaron 36
tendidos, los cuales fueron levantados en los sectores de El Mamón y El Hatillo (Figura 4.1). 24
tendidos fueron adquiridos desde 200 m al sur de las ruinas del casino, hasta la cercanía de la
quebrada El Mamón, denominado a continuación el sector de El Mamón, y 12 tendidos fueron
adquiridos a lo largo de una carretera abandonada al noroeste del caserío de El Hatillo,
denominado a continuación, el sector de El Hatillo.
57
Figura 4.1 Mapa de ubicación del área de estudio, que muestra los sectores de El Mamón (morado)
y El Hatillo (verde), con los tendidos sísmicos procesados en el presente estudio
(modificado de Olbrich, 2007).
Los tendidos sísmicos adquiridos y procesados en el sector de El Hatillo fueron
identificados con las siglas HA, seguido del número del tendido correspondiente. De manera
similar, los tendidos sísmicos adquiridos y procesados en el sector de El Mamón se identificaron
con las siglas EM, seguido del número del tendido correspondiente (Figura 4.2).
58
Figura 4.2 Mapa de ubicación del área de estudio, que muestra los puntos de tiro de los tendidos sísmicos
procesados en el presente estudio, ubicados en los sectores El Mamón y El Hatillo
(modificado de Olbrich, 2007).
59
• Características de los tendidos
Las características de los tendidos sísmicos adquiridos y procesados en este estudio se
muestran en la tabla 4.1. Es de hacer notar, que el tendido HA – 96 se adquirió con una distancia
entre canales de 3 m, dado que el área está lateralmente limitada por acantilados.
Tabla 4.1 Geometría de los tendidos sísmicos.
Los tendidos sísmicos adquiridos en campo constan de tendidos de longitud total de 66 m
y 33 m. Sin embargo, al realizar el procesamiento preliminar en campo se determinó que los
tendidos de 33 m no cuentan con una resolución vertical apropiada para reconocer la discordancia
entre los estratos de edad Mioceno y los depósitos de edad Pleistoceno. El levantamiento se
realizó con cables sísmicos de 12 canales, con separación entre canales de 6 m. Los puntos de
disparo y contradisparo se ubicaron a 3 metros de distancia del primer y último geófono,
respectivamente. La orientación de los tendidos sísmicos fue medida en campo con una brújula
geológica Brunton.
El primer paso para adquirir un tendido fue el despliegue del cable sísmico. Los geófonos
deben insertarse en el suelo de forma vertical y posteriormente son conectados al cable sísmico.
Luego se debe insertar tanto el cable sísmico como el sistema de gatillo (Trigger) al equipo de
Geometría de los Perfiles
Número de Canales 12
Distancia entre Canales 6 m
Distancia Fuente - Receptor 3 m
Longitud total del perfil 66 m
Tipo de fuente Mandarria de 10 kg
Numero de fuentes/perfil 2
Distancia entre fuentes 72 m
Intervalo de muestreo 0.250 μs
Longitud del Registro 256 ms
Filtros Usados ninguno
Numero de Apilamientos 3 a 5
60
adquisición y almacenamiento, el cual es conectado a la batería de 12 V una vez que se han
asegurado todas las conexiones al equipo. Una vez finalizadas las conexiones se enciende el
equipo de adquisición y almacenamiento y se verifica que todos los canales registren ruido
ambiental, como también se debe verificar que el gatillo dispare el sistema de grabación. El
último paso consiste en la adquisición de los datos per se, inyectando energía al subsuelo
mediante un impacto con la mandarria, el cual debe repetirse varias veces, de forma tal que se
apile la señal de impactos consecutivos. El número de apilamientos depende de la dispersión de
la energía a lo largo del tendido, por lo que esta variable debe ser definida a partir de la
observación de las amplitudes en el registro durante la adquisición.
• Georeferenciación de los puntos de tiro mediante el navegador GPS y altímetro
Los puntos de tiro fueron georeferenciados mediante el uso de un navegador GPS, con el
cual se midieron las coordenadas de estos puntos, registrándose los valores cuadriculares UTM,
correspondientes al Huso 19 y basado en el Datum horizontal WGS84. Cada medición tuvo una
duración de 10 a 15 minutos, con el navegador en modalidad de promedio (Average), hasta que
se alcanzara un error de medición menor a 2m.
El levantamiento altimétrico realizado en campo tuvo como finalidad relacionar las
elevaciones de todos los puntos de tiro. Este levantamiento requirió de dos navegadores GPS con
sensores barométricos, de marca Garmin, modelo 60CX, utilizados bajo la modalidad de
elevación barométrica “Barometric elevation / bypass GPS elevation”, así como de dos tambores
de elevación barométrica. Es de hacer notar, que la precisión del sistema barométrico de los
navegadores fue más confiable que el de los tambores.
Para realizar el levantamiento altimétrico, se definió una estación base, localizada en el
Museo Paleontológico de Urumaco. La tasa de muestreo en la estación base fue cada 5 minutos
61
para poder realizar las correcciones de deriva durante la adquisición altimétrica, debido a los
cambios de presión atmosférica.
4.3 Trabajo de oficina
El trabajo de oficina se inició en el Museo Paleontológico de Urumaco, validando los
cierres de todas las poligonales levantadas, generando el mallado de coordenadas cuadriculares
UTM con base a las mediciones realizadas con el navegador GPS en una capa del programa de
computación Canvas 9 y construyendo los espesores de las unidades de descripción en las
diferentes secciones levantadas. Adicionalmente, se respaldaron los datos sísmicos adquiridos y
se realizó un preprocesamiento de estos datos para determinar la resolución vertical efectiva. A
partir de este preprocesamiento se identificaron el numero de estratos resueltos en los tendidos
adquiridos.
En los laboratorios del Departamento de Ciencias de la Tierra de la Universidad Simón
Bolívar se realizó el procesamiento sísmico, se generaron los mapas estructurales, isópacos y de
velocidades y se construyó el mapa geológico georeferenciado. Con base a estos productos, se
generaron figuras y tablas que muestran datos objetivos y modelos interpretativos.
4.3.1 Procesamiento sísmico
En el laboratorio de Interpretación Geofísica se procesaron un total de 36 tendidos
sísmicos. Cada uno de estos tendidos consta de dos registros, el disparo y el contradisparo.
Adicionalmente, se generó un perfil sintético mediante la unión de los registros de disparo y
contradisparo de dos tendidos sísmicos adyacentes.
El procesamiento sísmico sobre las datas crudas consta de los siguientes pasos:
- Selección de las primeras llegadas para el disparo y contradisparo.
62
- Asignación de velocidades y número de dromocronas en las curvas camino – tiempo (Curvas
CT).
- Inversión de la data sísmica en la modalidad de tomografía sísmica.
- Generación del modelo de capas.
• Selección de las primeras llegadas
La selección de las primeras llegadas se realizó en el módulo de PickwinTM
, del paquete
computacional SeisImager.
Los datos adquiridos en campo se grabaron en formato Seg – 2. Estos datos son cargados
en el módulo computacional a través de la opción “File/Open”. Luego de visualizar los datos se
realizó un análisis cualitativo del nivel de ruido grabado en cada una de las trazas que conforman
el registro, sin embargo, en ningún momento se calcula la relación señal / ruido.
La selección de las primeras llegadas se realizó mediante la opción “Pick First Break” del
menú “Pick First Arrival”. Al seleccionar esta opción aparece en la pantalla, sobre cada traza,
rectas de color rojo, las cuales representan el punto sobre el registro donde se realiza la selección
de la primera llegada para cada canal. La unión de todos los segmentos de rectas definen la
distribución de las primeras llegadas en el registro. Adicionalmente es posible realizar la
selección de las primeras llegadas mediante la opción de selección automática. Sin embargo, este
tipo de selección no fue utilizado dado que el programa puede realizar selecciones erradas cuando
la relación de señal / ruido en el registro es muy alta, como es el caso de los registros del presente
estudio. Es de hacer notar, que si la relación señal / ruido hubiese sido menor a la registrada, se
hubiese podido haber realizado dicha selección con un alto grado de confiabilidad.
63
La selección de las primeras llegadas debe realizarse primero sobre el disparo y luego
sobre el contradisparo. En las figuras 4.3 y 4.4 se presenta un registro sísmico con la selección de
primeras llegadas correspondientes para el disparo y contradisparo, respectivamente.
Figura 4.3 Selección de las primeras llegadas para el registro del disparo de EM – 16. Longitud total del tendido
(línea amarilla), selección de las primeras llegadas para el disparo (línea morada) y selección de las primeras llegadas
para el contradisparo, grabadas en la memoria flotante (línea verde)
Figura 4.4 Selección de las primeras llegadas para el registro del contradisparo de EM – 16. Longitud total del
tendido (línea amarilla), selección de las primeras llegadas para el contradisparo (línea morada) y selección de las
primeras llegadas para el disparo, grabadas en la memoria flotante (línea verde).
64
Posterior a la selección de las primeras llegadas para ambos registros se grabó la selección
de las primeras llegadas bajo el submenú “Save Pick File”, ubicado en el menú “file”. Este
archivo fue grabado en la carpeta donde se encuentran los registros sísmicos.
El perfil sintético fue generado mediante la modificación de la geometría del arreglo de
los registros sísmicos de tendidos adyacentes bajo la opción de “Edit Geometry”. Este cambio de
la geometría permitió realizar la asignación de las primeras llegadas para los cuatro registros que
componen el perfil sintético. La modificación básica resulta de la asignación de la data de cada
canal de un tendido individual a un archivo que contiene la data de los 12 canales de los tendidos
que se desean unir. El archivo resultante muestra un número de canales (geófonos) igual a la
adición de los canales presentes, en cada tendido individual utilizado.
• Asignación en curvas camino – tiempo (curvas CT)
El producto directo de la selección de las primeras llegadas son las curvas camino tiempo.
Estas curvas se visualizan en el modulo de PlotrefaTM
. En estas curvas se analizó
cualitativamente la forma de las pendientes presentes, con lo cual se define el número de capas a
partir del número de dromocronas reconocidas. En la figura 4.5 se muestra una curva CT, la cual
presenta dos dromocronas bien definidas, tanto para el disparo como contradisparo.
65
Figura 4.5 Curva CT del tendido EM – 18, con asignación de velocidades y número de capas.
La asignación de velocidades se realizó bajo la opción de “Set velocity line”.
Adicionalmente se asignó el número de capas bajo la opción de “Layer assignement” para cada
dromocrona presente en la curva CT.
Para generar los perfiles sintéticos se utilizó la opción “Append File”. Mediante esta
opción se realizó la unión de dos registros de primeras llegadas. En la figura 4.6 se muestra la
unión de las curvas CT de dos tendidos sísmicos con puntos de tiro comunes.
66
Figura 4.6 Unión de dos curvas CT para la generación de un perfil sintético,
correspondientes al perfil sintético EM – 15/EM – 16.
• Inversión sísmica bajo la modalidad de tomografía sísmica
La finalidad de la inversión sísmica es generar un modelo, el cual determina la variación
lateral de la velocidad presente en el tendido.
A partir de un modelo inicial, que incluye las velocidades asignadas a cada dromocrona
presente en la curva CT, se procedió a realizar la inversión sísmica bajo la modalidad de
tomografía sísmica. Este modelo inicial requiere un rango de velocidades, el cual acota las
iteraciones sobre dicho rango definido. La inversión se llevó a cabo bajo la opción “inversion”,
presente en el menú “Tomography”. Un ejemplo de la distribución de velocidades resultante de la
inversión para un tendido sísmico se presenta en la figura 4.7.
67
Figura 4.7 Distribución de velocidades resultante de la inversión, en el tendido EM – 87.
• Generación de los modelos de capas
A partir de la inversión de la data sísmica se generó un modelo de capas usando la opción
“Convert into a layered Model”, del menú “Tomography”. Esta conversión requiere de las
velocidades de cada medio, presentes en las dromocronas de la curva CT. Los modelos de capa
fueron utilizados para la generación de los mapas estructurales, isópacos y de velocidades. En la
figura 4.8 se muestra un modelo de capa individual.
Figura 4.8 Modelo de capa individual para el tendido EM – 18.
68
Los perfiles sintéticos fueron convertidos en modelos de capas, tal como se realizó para
los tendidos individuales. Una diferencia entre estos perfiles sintéticos y los modelos de capas
individuales es la extensión horizontal, como se muestra en la figura 4.9.
Figura 4.9 Perfil sintético de los tendidos EM – 15/EM – 16 .
Es de hacer notar que la serie de procesos expuestos anteriormente se denominan en este
estudio como “Procesamiento tipo I”. Este tipo de procesamiento es el de aplicación más extensa,
cuando los registros sísmicos no presentan complejidades en la distribución de las primeras
llegadas. Sin embargo, para aquellos registros sísmicos que presentaron complejidades en la
distribución de las dromocronas, se realizó un procesamiento designado “Procesamiento tipo II”.
En este procesamiento, a diferencia del procesamiento tipo I, no se realiza una asignación de
velocidades ni de número de capas en las curvas CT resultantes. De tal manera, el programa realiza
la inversión de la data sísmica a la data observada de forma automática. Todos los otros procesos
fueron realizados tal como es descrito anteriormente para el procesamiento tipo I.
El procesamiento tipo II tiene como finalidad mejorar el ajuste entre la inversión y la data
observada, cuando este ajuste no sea óptimo mediante el procesamiento tipo I.
69
4.3.2 Generación de mapas estructurales, isópacos y de velocidades
A partir de los modelos de capas individuales se procedió a generar mapas estructurales
para los topes de los estratos, así como mapas isópacos y mapas de velocidades para los estratos
reconocidos en el procesamiento sísmico.
El primer paso constó de la georeferenciación de las propiedades a ser mostradas en los
mapas, mediante la digitalización de las coordenadas de cada geófono, según el Datum WGS84,
con el programa de computación Surfer 8. Mediante tablas EXCEL se generaron archivos de
coordenadas con sus propiedades. A partir de estas tablas se generaron los mapas estructurales,
isópacos y de velocidades para los distintos topes y estratos, respectivamente, con el programa de
computación Surfer 8. Estos mapas fueron importados a archivos del programa CANVAS 9, para
añadirles los rasgos morfológicos y culturales presentes en el área de estudio. Es de hacer notar,
que los mapas se generaron únicamente para el sector de El Mamón, debido a que la
configuración de los tendidos del sector de El Hatillo no permitieron generar modelos en tres
dimensiones.
Cada serie de mapas fue obtenida mediante la interpolación de los datos de
profundidades, espesores y velocidades. Los distintos tipos de interpolaciones utilizados fueron
las de vecino natural (Natural Neighbor o NN), “kriging” (Kr) y regresiones polinomiales. Los
datos de profundidades, espesores y velocidades fueron separados en sus componentes regional y
residual, lo cual permitió generar mapas regionales, bajo la interpolación regresión polinomial,
mapas residuales, bajo la interpolación kriging, y mapas totales, bajo la interpolación vecino
natural, para cada serie de mapas. Por tanto, cada serie de mapas consiste de cuatro mapas.
En este estudio se generaron las siguientes series de mapas:
- Mapas estructurales del tope del segundo estrato.
- Mapas estructurales del tope del tercer estrato.
70
- Mapas isópacos del primer estrato.
- Mapas isópacos del segundo estrato.
- Mapas de velocidades del segundo estrato.
- Mapas de velocidades del tercer estrato.
• Mapas regionales y residuales
La separación de la componente regional de la componente residual se realizó mediante el
programa de computación Surfer 8. Los mapas regionales fueron realizados mediante la
interpolación regresión polinomial, para varios ordenes polinomiales.
Un mapa regional muestra la tendencia regional de la propiedad. Estos mapas fueron
generados hasta el orden polinomial n = 8, o menor, cuando la data disponible no permitió
alcanzar dicho orden. Es de hacer notar, que la superposición de los mapas regionales para los
órdenes simple, bilinear y cuadrático no muestran una misma tendencia (Figura 4.10).
Figura 4.10. Ejemplo de la superposición de los mapas regionales para los ordenes simple, bilinear
y cuadrático del mapa estructural del tope del segundo estrato.
71
En la figura 4.11 se muestra la superposición de los ordenes polinomiales simple, bilinear,
cuadrático, cúbico y hasta n = 8. Nótese que se muestra una tendencia marcada para varias
familias presentes en el mapa, de orientación NE-SW.
Figura 4.11. Ejemplo de la superposición de los mapas regionales para todos
los ordenes, hasta n ° 8, del mapa estructural del tope del segundo estrato.
Figura 4.12. Ejemplo de la superposición de los mapas regionales para todos los ordenes
menores al orden cúbico, del mapa estructural del tope del segundo estrato.
72
Si se remueven los ordenes polinomiales inferiores al orden cúbico, se muestra la familia
de ordenes polinomiales cuyas tendencias muestran concordancia entre sí (Figura 4.12).
El primer orden de aquella familia que muestra una misma tendencia representa el orden
polinomial utilizado para la generación de los mapas regionales finales.
El proceso de residualización fue realizado con la opción “residuals” del programa
Surfer 8, hasta el orden polinomial n = 8. El proceso de residualización describe la substracción
del valor del dato observado, en un punto, respecto al valor asignado a ese punto por la
interpolación de regresión polinomial, para el orden utilizado.
Con el programa Surfer 8, se generaron hojas EXCEL que muestran el cálculo de la
varianza de los residuales. Con estas hojas es posible determinar el orden polinomial donde
ocurre la estabilización de la componente residual, análogo al orden polinomial utilizado para la
generación del mapa regional. En la figura 4.13 se muestra una gráfica de la varianza de los
residuales respecto al orden polinomial, para el mapa estructural de la segunda capa.
Varianza "Residualización del Mapa estructural segunda capa"
0
5
10
15
20
25
30
35
40
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Orden polinomial
Varia
nza
Figura 4.13 Gráfica de la varianza de los residuales respecto al orden polinomial para el mapa estructural del tope
del segundo estrato. Nótese, que la estabilización ocurre en el orden n = 4 (orden cúbico).
73
El orden polinomial donde la varianza del residual se estabiliza, representa el orden
polinomial a ser utilizado para la generación del mapa residual.
4.3.3 Construcción y dibujo del mapa geológico georeferenciado
El dibujo del mapa geológico de superficie se realizó sobre el mapa de puntos poligonal
georeferenciado. Para la construcción del mapa de puntos poligonal se realizaron una serie de
procedimientos, expuestos a continuación.
Las coordenadas radianes de los puntos poligonal fueron transformadas a coordenadas
cuadriculares, empleando un macro en Excel. Este macro realiza la transformación sobre las
coordenadas radianes, referenciadas al norte magnético, a direcciones geográficas, restándole 100
a todos los azimut magnéticos. Adicionalmente, este macro realiza la conversión de las
coordenadas radianes a coordenadas cuadriculares, referenciando al sistema de coordenadas a un
punto origen (punto cero), ubicado 1000 m al norte y 1000 m al este del punto poligonal 1.
Una vez realizada la conversión del sistema de referencia en el macro de EXCEL, la
ubicación de los puntos correspondientes a una poligonal fue visualizada en el programa de
computación Surfer 8. Esta visualización en un sistema de coordenadas cuadriculares permitió
validar la ubicación relativa entre los puntos, comparándola con los croquis en planta. Dado que 3
a 20 puntos de apoyo de las poligonales describen polígonos cerrados, y en caso que estos no
cerraran, se llevó a cabo correcciones en las direcciones azimutales, sobre el macro de la hoja
EXCEL, sumando o restando décimas de grado y nunca más de hasta 0,300. Si las correcciones
sobre las direcciones azimutales no corrigiesen el problema de cierre, la poligonal era levantada
nuevamente en campo.
74
La ubicación de los puntos de apoyo con coordenadas UTM, medida con el navegador
GPS, fue visualizada en el programa Surfer 8 a partir de una hoja EXCEL. Este archivo,
denominado puntos Surfer, fue importando a una capa de un archivo del programa de
computación Canvas 9. En una capa nueva de este archivo se dibujó un mallado de coordenadas
UTM con un espaciado de 100 m, a escala 1:1.000. Sobre este mallado se construyeron 15 puntos
de apoyo, cuyas coordenadas corresponden a las coordenadas medidas con el navegador GPS y
los cuales contaban con un error de ubicación menor a 2,5 m. Sobre los puntos construidos se
dibujaron círculos con un radio equivalente al error de ubicación. Una vez dibujado el mallado y
los círculos correspondientes a los 15 puntos de apoyo seleccionados, se importaron los archivos
de las diferentes poligonales desde el programa Surfer 8 a capas nuevas del archivo en Canvas 9,
todas en escala 1:1.000. Mediante traslaciones y rotaciones se ubicaron las poligonales claves
sobre el mallado, respetando que los puntos de apoyo coincidan con el área indicada por los
círculos. Posteriormente se ubicaron mediante traslaciones y rotaciones las poligonales de áreas
sobre las poligonales claves, solapando puntos de apoyo en común. El producto final de estas
actividades se compiló en una sola capa que fue denominada mapa de puntos poligonales.
Sobre el mapa de puntos poligonales se dibujaron en 23 capas del archivo denominado
mapa geológico las orillas del río Urumaco y de las quebradas, los caños, los bordes de las vías,
las bateas, el piso del casino, el contacto entre el miembro superior de la Formación Urumaco y
los depósitos de edad Pleistoceno, los contactos entre las unidades de descripción 1 a 16,
definidos por Bassano (2007), los contactos entre las localidades, conos de derrubio y aluviones,
las trazas de las fallas observadas e inferidas, así como los símbolos de las orientaciones de
planos geológicos. Finalmente, el mapa geológico de superficie fue divido en hojas, las cuales se
muestran enmarcadas en hojas tamaño carta.
75
CAPITULO V
RESULTADOS
5.1 Resultados del levantamiento geológico
En campo se realizó un levantamiento geológico del área comprendida entre El Casino y
la quebrada El Mamón, enmarcada con las coordenadas E362.028, E362.915, N1.241.385 y
N1.242.375, según el Datum WGS84. Este levantamiento se realizó con los integrantes del
“Levantamiento geológico y sísmico de refracción en el área de El Mamón-El Hatillo, al norte
del poblado de Urumaco, Estado Falcón”. Los sitios con datos estructurales y los puntos que
muestran los contactos entre las unidades de descripción, definidas por Bassano (2007), se
ubicaron entre sí mediante el levantamiento y la construcción de 20 poligonales, con 20 a 245
puntos cada una. Estas poligonales, medidas con el uso de la cinta métrica y la brújula Brunton,
se unieron entre sí mediante el levantamiento de puntos de apoyo en común, lo cual permitió
cerrar las diferentes travesías realizadas en campo. De estas 20 poligonales, 10 poligonales
corresponden al área de estudio. Adicionalmente, se realizaron diferentes reconocimientos
geológicos en el área comprendida entre El Hatillo y la orilla derecha del Río Urumaco (Figura
5.1).
Para la construcción del mapa de puntos poligonal se transformaron las coordenadas
radianes a coordenadas cuadriculares, empleando un macro en el programa EXCEL, para cada
punto de una poligonal. Las coordenadas para cada punto de una poligonal están referenciadas a
un punto origen (punto cero), ubicado 1.000 m al norte y 1.000 m al este del punto uno (1). Los
puntos de cada poligonal fueron visualizados mediante el programa Surfer 8. Posterior de haber
realizado las correcciones con respecto al cierre de los polígonos definidos en una poligonal, ésta
fue importada a CANVAS 9, para armar con todas las poligonales el mapa de puntos poligonal.
76
Figura 5.1.1 Mapa de ubicación, que muestra el área levantada geológicamente (rojo).
(Modificado de Olbrich, 2007).
Los valores cuadriculares UTM de 15 puntos de apoyo de las poligonales permitió
construir el mallado de las coordenadas en el mapa de puntos poligonal. Por tanto, este mapa
dibujado con el programa CANVAS 9 está georeferenciado y contiene todos los puntos de las 20
poligonales levantadas en este proyecto y los puntos levantados por Bassano (2007). Es de hacer
notar, que todos los polígonos definidos en las poligonales cerraron y que no hubo problemas al
solapar los 15 puntos de apoyo seleccionados con mediciones de coordenadas UTM sobre sus
equivalentes, ubicados con la brújula Brunton y la cinta métrica. A partir de la rotación requerida
para poder solapar los 15 puntos seleccionados se determinó, que la declinación magnética para
el año 2007, en el área de estudio, es de 8,80 y no de 10
0, como se infiere en el macro de EXCEL.
77
Sobre el mapa de puntos poligonal se dibujó el mapa geológico de superficie
georeferenciado, diferenciando distintas capas en el archivo “mapa geológico” en Canvas 9. Este
mapa se muestra a escala 1:1.000 en el apéndice A. En este apéndice, el mapa se presenta en 18
hojas.
En el área levantada geológicamente afloran estratos pertenecientes al miembro superior
de la Formación Urumaco, depósitos de edad Pleistoceno, así como aluviones y conos de
derrubio recientes. En esta área se presentan dos fallas mayores, que permiten distinguir tres
bloques tectónicos con estratos del miembro superior de la Formación Urumaco. El bloque
tectónico oriental comprende localidades presentes en el cauce y cercanas a las orillas del río
Urumaco, así como tres localidades en la quebrada El Casino – 1, ubicadas al este de la Falla B
(hojas A – 1 a C – 3, D – 3 a E – 4 y F – 3 a F – 4 del Apéndice A). El bloque tectónico central
comprende localidades presentes en las orillas de la quebrada El Casino – 1 y de la quebrada El
Casino – 1.1, entre la Falla A y la Falla B (hojas E – 2 y F – 2 del Apéndice A). El bloque
tectónico occidental comprende una localidad cercana a la cabecera de la quebrada El Casino –
1.1, al oeste de la Falla A (hojas E – 2 y F – 2 del apéndice A).
En las localidades presentes en el cauce y cercanas a las orillas del río Urumaco,
pertenecientes al bloque tectónico oriental del área de estudio, las capas muestran rumbos que
cambian de N80W, en la parte más meridional del área, a N45W en la parte más septentrional del
área. Los buzamientos en dirección norte y noreste de las capas cambian de 290 en la parte más
meridional a 100 en la parte más septentrional del área. En la zona central y cercana al río
Urumaco, el buzamiento promedio es de 200.
En las orillas del río Urumaco afloran dos fallas normales y una falla inversa con saltos
decimétricos y de hasta 8,10 m (hojas B – 2, B – 3 y E – 4 del Apéndice A).
78
En la orilla izquierda, en el sitio ubicado con las coordenadas E362.755, N1.241.665,
aflora una falla normal con rumbo N – S, que muestra un salto estratigráfico de 0,20 m (Hoja E –
4 del Apéndice A). Esta falla desplaza capas de la unidad de descripción 7 y fue descrita por
Bassano (2007).
En la orilla derecha del río Urumaco, en el sitio ubicado con las coordenadas E362.510,
N1.242.115 se presenta una falla con rumbo y buzamiento N28W,70S, que desplaza arcillitas
ligníticas con un espesor de 0,20 m, pertenecientes a la parte superior de la unidad de descripción
12 (Hoja B – 3 del Apéndice A). La dirección del buzamiento y los pliegues de arrastre indican
que esta falla es inversa (Figura 5.1.2).
Figura 5.1.2 Croquis en corte del sitio con las coordenadas E362.510, N1.242.115 donde afloran estratos
pertenecientes a la unidad de descripción 12, según Bassano (2007) y una falla inversa.
79
En la ladera izquierda del río Urumaco, en el sitio ubicado con las coordenadas E362.440,
N1.242.055, aflora una falla normal que buza con 850 en dirección 265
0 (Hoja B – 2 del
Apéndice A). Esta falla pone en contacto las unidades de descripción 5 y 6 con las unidades de
descripción 8 y 9 (Figura 5.1.3). Con los espesores medidos por Bassano (2007) en la quebrada
El Hatillo – 1, esta falla debe tener un salto estratigráfico de 8,10 m.
Figura 5.1.3 Croquis en corte del sitio con las coordenadas E362.440, N1.242.055, donde aflora una falla normal
con un salto estratigráfico de 8,10 m que pone en contacto las unidades de descripción 5 y 6 con las unidades de
descripción 8 y 9, definidas por Bassano (2007). Es de hacer notar, que en esta localidad, se presentan arenas con
laminas de material orgánico, que describen estratificación cruzada, en la parte basal de los depósitos de edad
Pleistoceno.
80
En las orillas del río Urumaco se interpretan además, dos fallas normales. La primera falla
interpretada se encuentra en la parte meridional del área de estudio y fue inferida por Bassano
(2007), presentando un salto estratigráfico de 0,85 m (Hoja E – 4 del Apéndice A).
La segunda falla se interpreta en una zona, ubicada con las coordenadas E362.700,
N1.241.835 (Figura 5.1.4). Esta falla se infiere debido a que el contacto entre las unidades de
descripción 10 y 11 proyectado desde la localidad A en dirección del rumbo (1380) está
desplazado en la localidad B por aproximadamente el espesor de la unidad de descripción 11. Por
tanto, los estratos de la localidad B están deprimidos por aproximadamente 2,00 metros con
respecto a los estratos de la localidad A. La falla interpretada debe tener un rumbo entre 2950 y
3170, enmarcados por los límites de las localidades A, B y C.
Figura 5.1.4 Mapa geológico de la zona, ubicada con las coordenadas E362.700, N1.241.835, en la cual se interpreta
una falla normal con un alto estratigráfico de 2,00 m. Es de hacer notar que esta falla muestra una importante
componente sinestral.
81
En la parte sudoriental de la localidad A se presentan 8 fracturas, en parte con estrías de
falla (Figura 5.1.4). El rumbo de estas fracturas varía de 1500 a 182
0 y el buzamiento varía de 77
0
a 900 en dirección suroeste y de 87
0 a 90
0 en dirección noreste. Las estrías indican un
desplazamiento en dirección del rumbo de los planos de fractura, con un cabeceo de apenas 30 a
100 en dirección sureste. Basado en estas fracturas con desplazamientos menores se infiere que la
falla interpretada podría tener una componente sinestral notable de 10 m a 40 m.
Las capas que afloran en el cauce y cercanas a las orillas del río Urumaco corresponden a
las unidades de descripción 3 a 16, definidas por Bassano (2007). Sin embargo, las unidades 13 y
14 están ausentes en la zona central y cercana al río Urumaco (hojas D – 3 y D – 4 del Apéndice
A). Es de hacer notar, que en esta zona y en una localidad al noreste de la Falla de El Mamón,
fuera del área de estudio, las arenas o brechas intraformacionales de la unidad de descripción 15
descansan sobre estratos pertenecientes a la parte inferior de la unidad de descripción 12.
En la parte más occidental del bloque tectónico oriental se presentan, en la quebrada El
Casino – 1, tres localidades al este de la Falla B (hojas E – 2 y F – 3 del Apéndice A). En estas
localidades afloran capas de lodolitas y una capa de arcillita lignítica, que fueron descritas por
Herrera (en preparación) Estas capas podrían corresponder a las unidades 6 a 11, definidas por
Quijano (2005) en la sección parcial EM – 1, en la quebrada El Paso – 1.1 y que fue cartografiada
por Martín (2008). Sin embargo, estas capas también podrían ser más antiguas que la unidad 1,
definida por Quijano (2005). En la localidad septentrional, las capas describen un anticlinal con
un eje de charnela subhorizontal que buza con 40 en dirección S48E (Hoja E – 2 del Apéndice A).
En el flanco occidental de este anticlinal se presenta una falla normal, con un salto estratigrafico
decimetrico. En la localidad meridional, las capas describen un sinclinal, cuyo eje de charnela
buza con 60 en dirección N30W.
82
La Falla B se infiere en una localidad de la quebrada El Casino – 1 (Hoja E – 4 del
Apéndice A). En esta localidad, ubicada en la orilla izquierda de la quebrada, se presenta un caño
de un metro de ancho, con cantos rodados, provenientes de depósitos pleistocenos. Al este de este
caño, afloran arcillitas con un espesor mayor a 1 m. Al oeste de este caño afloran areniscas
limosas, intercaladas con limolitas arcillosas, que gradan a limolitas arenosas, intercaladas con
arcillitas limosas. Esta secuencia de estratos tiene un espesor de aprox 2,00m, y muestra
afinamiento y adelgazamiento hacia el tope. La orientación de la Falla B no pudo ser reconocida
en campo debido a que el plano de falla está cubierto. Sin embargo, el rumbo de esta falla debe
estar enmarcado entre N20W y N32E. En el mapa geológico se muestra la Falla B con un rumbo
de N20W (hojas C – 2 y D – 2 del Apéndice A), debido a que entre los tendidos EM – 15 y EM –
16 se presenta un fuerte contraste de velocidad, como se discutirá en la sección 5.3.1.2 y 6.1.2.
El bloque tectónico central está delimitado por la Falla B y la Falla A (hojas E – 2 y F – 2
del Apéndice A). Los estratos que afloran en este bloque fueron descritos por Andrés Pilloud con
participación de Carelis Herrera, Christian Olbrich y Jean Marie Blanco y serán presentados en
Herrera (en preparación).
Cercano a la Falla B, en la parte septentrional de la quebrada El Casino – 1, los estratos
describen un anticlinal con un flanco nororiental que buza con 30 a 5
0 en dirección NNE y con un
flanco suroccidental que buza con 80 en dirección SE. La línea de charnela de este pliegue tiene
una dirección aproximada de N45W y no presenta inmersión.
Cercano a la Falla B, en la parte meridional de la quebrada El Casino – 1 afloran arcillitas
espesas que buzan con 240 en dirección 175
0.
En la parte central de la quebrada El Casino – 1 y en la quebrada El Casino – 1.1, las
capas describen un monoclinal. Este monoclinal presenta un flanco oriental, que incrementa su
buzamiento de 100 a 37
0 en dirección 240
0, un flanco central, que incrementa su buzamiento de
83
370 a 90
0, y un flanco occidental, en el cual el buzamiento disminuye de 90
0 a 30
0 en dirección
2400. Es de hacer notar, que cercano a la Falla A y cortada por ella, se presenta un bloque rotado
por un desplome syndepositacional. La superficie de ruptura de este desplome aflora en ambas
laderas de la quebrada El Casino – 1.1.
La Falla A aflora en la parte media de la quebrada El Casino – 1.1. Mediante una
construcción geométrica (problema de los tres puntos) se determinó la dirección azimutal del
buzamiento y el buzamiento de esta falla, siendo de 240/35. Los pliegues de arrastres presentes
en ambos flancos de la quebrada indican que la Falla A es inversa.
Los estratos del bloque tectónico occidental en la quebrada El Casino – 1.1 fueron
descritos por Peralta (2008), quien presenta una columna sedimentológica. Estos estratos
describen un homoclinal que buza con 260 a 28
0 en dirección NE. Cercano a la Falla A el
buzamiento incrementa por 50 a 10
0 debido al arrastre
En la sector de El Hatillo (Figura 5.1.5), entre los tendidos sísmicos HA – 96 y HA – 97
se presenta un escarpe topográfico. El rumbo de este escarpe es paralelo a la curva de nivel que se
presenta entre ambos tendidos y tiene un desnivel de aproximadamente 6m entre la terraza
inferior y la terraza superior. El tendido HA – 96 se ubica en la terraza inferior, mientras que el
tendido HA – 97 se ubica en la terraza superior (Figura 5.1.6).
Mediante un reconocimiento geológico en el área se determinó, que en la superficie del
escarpe topográfico aflora una caliza coquinoide, cuya base se encuentra cubierta. Infrayacente a
los depósitos de edad Pleistoceno en la terraza inferior aflora una secuencia de lodolitas con
intercalaciones de secuencias gruesas a muy gruesas de areniscas y limolitas (Figura 5.1.6). Es de
hacer notar que dicho escarpe topográfico pone en contacto lateral la caliza de la terraza superior
con depósitos de edad Pleistoceno, presentes en la terraza inferior. Por estas razón, se determinó
84
que el escarpe topográfico entre ambas terrazas corresponde al plano de una falla, como se
muestra en la figura 5.1.6. Esta falla es normal.
Figura 5.1.5 Acercamiento del mapa de ubicación sísmica, que muestra los tendidos sísmicos del sector el Hatillo.
Es de hacer notar la línea de cota presente entre el tendido HA – 96 y HA – 97 (Modificado de Olbrich 2007).
Figura 5.1.6 Croquis en corte del escarpe de falla en el sector de El Hatillo, ubicado entre los tendidos HA – 96 y
HA – 97, que muestra la falla normal a lo largo del escarpe.
85
El segmento de Falla normal presente entre ambos tendidos sísmicos se muestra en el
mapa de ubicación con las trazas de las fallas en la región al norte de Urumaco (Figura 5.1.7).
Figura 5.1.7 Mapa de ubicación que muestra los tendidos sísmicos del sector El Hatillo, las fallas presentes en el
área de Urumaco y la falla normal presente entre los tendidos HA – 96 y HA – 97
(Modificado de Olbrich, 2007).
86
5.2 Resultados del levantamiento sísmico de refracción
En campo se realizó el levantamiento sísmico de refracción con tendidos tanto de 66 m
como un tendido 33 m de longitud total. Este levantamiento se realizó con los integrantes del
proyecto “Levantamiento geológico y sísmico de refracción en el área de El Mamón-El Hatillo,
al norte del poblado de Urumaco, estado Falcón”. Adicionalmente, los integrantes del Curso de
Geología y Geofísica de Campo, años 2006 y 2007, prestaron apoyo para este levantamiento.
La adquisición de los tendidos sísmicos se realizó sobre terrazas Pleistocenas, cercanas al
cauce del Río Urumaco, tanto en el área de El Mamón como en el área de El Hatillo, los cuales
corresponden a la región sísmica de El Mamón y la región sísmica de El Hatillo, respectivamente
(Figura 4.1) .
El levantamiento comprende un total de 107 tendidos. De este total, 36 corresponden a los
tendidos utilizados en este estudio, de los cuales 12 están ubicados en el sector El Hatillo y 24 en
el sector de El Mamón. En la figura 5.2.1 se presenta tanto el mapa de ubicación de los puntos de
tiro de los tendidos sísmicos, como los sectores en los cuales se dividió la sísmica del área de El
Mamón.
87
Figura 5.2.1 Mapa de Ubicación de que muestra los puntos de tiro para los sectores de El Mamón y El Hatillo, como
la sectorización de la sísmica de El Mamón. (Modificado de Olbrich, 2007).
El procesamiento de los datos se realizó con el paquete computacional SeisImager. En el
módulo de PickwinTM
se realizó la selección de las primeras llegadas y la generación de los
modelos de capas se realizó en el modulo de Plotrefatm
. El procesamiento se llevo a cabo en el
Laboratorio de Interpretación Geofísica, de la Universidad Simón Bolívar.
88
5.3 Resultados del procesamiento sísmico
El producto principal asociado al procesamiento de los tendidos sísmicos individuales son
los modelos de capas individuales. A partir de los resultados de estos modelos de capas se
generaron mapas estructurales, isópacos y de velocidades, de los estratos resueltos en el subsuelo.
Previo a la discusión de los resultados individuales de los tendidos sísmicos, se presentan ciertas
consideraciones generales sobre los resultados sísmicos obtenidos:
Una pequeña porción de la data sísmica procesada presentó ciertas características. Estas
características observadas en los registros sísmicos pueden deberse a complejidades en la
geometría y disposición de los estratos presentes en el subsuelo, al ruido ambiental u otros
factores presentes durante la adquisición de la data en campo como también a limitaciones
impuestas por el procesamiento de la data. Estas características observadas son discutidas a
continuación:
- Algunos de los registros sísmicos presentaron dificultad en la selección de las primeras llegadas
debido a una alta relación de ruido – señal en el registro.
- Algunos de los registros sísmicos presentan saltos (escalones) en tiempo, en la primera
perturbación registrada, relativo a los tiempos de primeras llegadas registrados en canales
anteriores. Este fenómeno se puede observar en la curva camino – tiempo del tendido EM – 27, el
cual se muestra en la figura 5.3.16. En estos casos, se llevó a cabo un procesamiento tipo II, en el
cual no se realiza una asignación de número de capas ni velocidades, de forma tal que el
programa PlotrefaTM
lleve a cabo la inversión de los datos sísmicos a la data observada de forma
automática. Con este procedimiento se asegura que no se pueda realizar una asignación de
velocidades o de número de capas errónea, por parte del usuario.
- Parte de los registros sísmicos presentan velocidades distintas, para un mismo refractor, entre el
registro del disparo y el registro del contradisparo. Este fenómeno es típico de capas buzantes, y
89
los modelos de capas generados, que presentaron dicho fenómeno reflejan dicha situación de
buzamiento.
- La inversión generada por el módulo de Plotrefatm
, en ciertos tendidos, no se ajusta a la data
observada, debido a que el módulo está basado en el supuesto de que los tiempos de viaje para un
disparo deben coincidir con el tiempo de viaje en el contradisparo.
- En ciertas ocasiones, el programa de Plotrefatm
no permite generar un modelo de capa
consistente, cuando se asigna el número de capas actuales en la curva CT, previo al proceso de
inversión. Ocurre que el programa genera un modelo de capas con espesores mucho mayores a la
resolución vertical del tendido sísmico. Este problema se presenta en un solo tendido procesado,
siendo éste el tendido HA – 102, y se muestra en la figura 5.3.30.
En términos generales, los modelos de capas resultantes, tanto para el sector de El Mamon
como para el sector de El Hatillo, presentan las siguientes características:
- La mayor parte de los tendidos sísmicos procesados resuelven 3 estratos en el subsuelo. En
ciertos casos, el número de estratos resueltos puede ser de 2, y en un caso aislado, solo se
resuelve 1 estrato en el subsuelo.
- Las velocidades promedios, en aquellos modelos que presentan 3 capas, son: V1capa = 500 m/s;
V2capa = 1000 m/s; V3capa = 2000 m/s. Las relaciones entre estas velocidades y su relación a las
unidades litoestratigráficas son discutidas en el capítulo VI.
El Anexo B contiene los modelos de capas, tanto para el sector El Hatillo como para el
Sector El Mamón como imágenes de alta definición.
A continuación se discuten los modelos de capas cuyos resultados son relevantes para la
interpretación de los resultados geológicos y geofísicos.
90
5.3.1 Tendidos sísmicos del sector El Mamón.
En la tabla 5.1 se muestran las longitudes de los tendidos, las velocidades de los estratos
para cada modelo de capa y el procesamiento aplicado, para los tendidos del sector El Mamón.
Línea Sector
Longitud
del
tendido
<m>
Velocidad
estrato 1
<Km/s>
Velocidad
estrato 2
<Km/s>
Velocidad
estrato 3
<Km/s>
comentarios
Línea EM-6 I 66 0,5 0,9 2,1 Procesamiento
tipo I
Línea EM-7 I 66 0,6 1,3 1,8 Procesamiento
tipo I
Línea EM-8 I 66 0,4 1 1,7 Procesamiento
tipo I
Línea EM-9 I 66 0,4 1,1 1,6 Procesamiento
tipo I
Línea EM-10 I 66 0,5 0,9 1,5 Procesamiento
tipo I
Línea EM-11 I 66 0,6 0,9 1,7 Procesamiento
tipo I
Línea EM-13 II 66 0,5 1,1 1,6 Procesamiento
tipo II
Línea EM-14 II 66 0,7 0,8 No se
presenta
Procesamiento
tipo I
Línea EM-15 II 66 0,5 1 2,8 Procesamiento
tipo I
Línea EM-16 II 66 0,5 1,5 2,1 Procesamiento
tipo II
Línea EM-25 II 66 0,7 1,6 No se
presenta
Procesamiento
tipo II
Línea EM-26 II 66 0,7 1,1 No se
presenta
Procesamiento
tipo II
Línea EM-27 II 66 0,4 1,5 No se
presenta
Procesamiento
tipo II
Línea EM-29 II 66 0,6 1,3 2,4 Procesamiento
tipo I
Línea EM-18 III 66 0,6 1,8 No se
presenta
Procesamiento
tipo I
Línea EM-30 III 66 0,6 1,2 2,2 Procesamiento
tipo I
Línea EM-31 III 66 0,4 1,2 2,1 Procesamiento
tipo I
Línea EM-32 III 66 0,5 11 2,2
Procesamiento
tipo II
Línea EM-33 III 66 0,5 1,1 2,2 Procesamiento
tipo II
91
Línea EM-46 III 66 0,7 1,6 2,7 Procesamiento
tipo I
Línea EM-48 III 66 0,6 1,5 2,1 Procesamiento
tipo I
Línea EM-54 III 66 0,6 1,3 2,1 Procesamiento
tipo I
Línea EM-87 IV 66 0,5 1,2 1,9 Procesamiento
tipo I
Línea EM-89 IV 66 0,3 1,2 2 Procesamiento
tipo I
Tabla 5.1 longitudes de los tendidos de refracción sísmica, las velocidades del modelo para cada capa y el tipo de
procesamiento utilizado en líneas del sector El Mamón.
5.3.1.1 Modelos de tendidos sísmicos individuales del sector El Mamón.
EM – 14: Las curvas camino – tiempo muestran dos dromocronas (Figura 5.3.1), tanto
para el disparo como para el contradisparo, indicando la presencia de dos estratos. Las
velocidades de estos estratos obtenidas a partir del disparo son: V1 = 600m/s y V2 = 700 m/s;
mientras que en el caso del contradisparo son V1 = 700 m/s y V2 = 800 m/s. La diferencia de
velocidades entre V1 y V2 para el disparo es menor del 15%, y para el contradisparo es de 12%.
Esta baja diferencia de velocidades entre el primer y segundo medio es relevante para la
interpretación de resultados, y será discutida en el capítulo VI.
92
Figura 5.3.1 Curva CT, tendido EM – 14.
El modelo de capas asociado a la curva CT de la figura 5.3.1, se presenta en la figura
5.3.2. Es de hacer notar que el modelo de capa presenta un engrosamiento de la unidad superficial
hacia el contradisparo y que la primera y segunda velocidad son muy similares.
Figura 5.3.2 Modelo de capas de EM – 14.
EM – 15: Este tendido muestra velocidades de la tercera dromocrona anómalamente
elevadas, relativo al promedio de velocidades para el tercer estrato, como se muestra en la curva
93
CT (Figura 5.3.3). Estas velocidades del tercer estrato son V3d = 2800 m/s , y V3cd = 3200 m/s,
para el disparo y contradisparo, respectivamente.
Figura 5.3.3 Curva CT, tendido EM – 15
El modelo de capas para este tendido (Figura 5.3.4) muestra tres estratos planos,
mientras que la base del estrato superficial buza ligeramente hacia el contradisparo.
Figura 5.3.4 Modelo de capas de EM – 15.
EM – 16: A continuación se muestra la selección de las primeras llegadas (figuras 5.3.5 y
5.3.6) para el disparo y contradisparo, respectivamente.
94
Figura 5.3.5 Selección de las primeras llegadas. Disparo EM – 16.
Figura 5.3.6 Selección de las primeras llegadas. Contradisparo EM – 16.
Es de hacer notar que el disparo y contradisparo presentan saltos, mostrando una
disminución de las velocidades a partir de la tercera dromocrona. Dado que, la asignación de la
velocidad para la tercera dromocrona no es evidente, se llevó a cabo un procesamiento tipo II.
95
Figura 5.3.7. Modelo de capa de EM – 16.
El modelo de capas (Figura 5.3.7) muestra tres estratos de velocidades: V1 = 500 m/s,
V2 = 1500 m/s y V3 = 2100 m/s.
El disparo de EM – 16 corresponde al contradisparo de EM – 15 (Figura 5.2.1). Es de
hacer notar que entre los segundos y terceros estratos de los tendidos EM – 15 y EM – 16, se
presenta un alto contraste entre sus velocidades y espesores. Es de hacer notar que este contraste
puede deberse tanto a problemas durante la adquisición o a la presencia de complejidades
estructurales en el subsuelo. Sin embargo, existen argumentos geológicos que permiten relacionar
dichos contrastes a la Falla B, descrita en el capitulo 5.1. Estos argumentos se presentan en el
capitulo 5.3.1.1.
EM – 18: Este tendido muestra dos dromocronas, indicando la presencia de dos estratos
en el subsuelo (Figura 5.3.8). Estas dromocronas muestran una muy baja dispersión en su data.
Esta baja dispersión se evidencia en sus curvas CT.
96
Figura 5.3.8 Curva CT para EM – 18.
El modelo de capas muestra dos estratos (Figura 5.3.9), y el tope del segundo
estrato muestra un ligero buzamiento hacia el disparo. Las velocidades del modelo son: V1 = 600
m/s y V2 = 1.800 m/s. Es de hacer notar que las velocidades del segundo estrato son
anómalamente altas, relativo a la velocidad promedio del segundo estrato obtenidos en este
estudio.
Figura 5.3.9. Modelo de capa de EM – 18.
97
EM – 25: Este tendido muestra 2 dromocronas, indicando la presencia de dos estratos en
el subsuelo (Figura 5.3.10). Los datos de este registro muestran una muy baja dispersión de las
velocidades de las dromocronas, entre la data del disparo respecto a la data del contradisparo. Es
de hacer notar, que esta baja dispersión es un indicativo de estratos planos horizontales
Figura 5.3.10 Curva CT para EM – 25.
El modelo de capas resultante (Figura 5.3.11) muestra dos estratos subparalelos entre sí,
con velocidades V1 = 700 m/s y V2 = 1600 m/s.
El disparo del tendido EM – 25 se presenta a 50 m del contradisparo de EM – 14 (Figura
5.2.1). Es de hacer notar el fuerte contraste de velocidades entre EM – 14 y EM – 25, tanto en los
primeros como segundos estratos de ambos tendidos.
98
Figura 5.3.11. Modelo de capas de EM – 25.
EM – 26: Este tendido muestra dos dromocronas para el disparo y contradisparo,
indicando la presencia de dos estratos en el subsuelo (Figura 5.3.12). Las velocidades entre las
primeras y segundas dromocronas muestran una baja diferencia entre si.
Figura 5.3.12. Curva CT para EM – 26.
El modelo de capas muestra dos estratos (Figura 5.3.13), cuyas velocidades son
V1 = 700 m/s y V2 = 1.100 m/s.
99
Figura 5.3.13. Modelo de capas de EM – 26.
Es de hacer notar, que el disparo de EM – 26 se encuentra a 20 metros del contradisparo
de EM – 25 (Figura 5.2.1). La velocidad del segundo estrato de EM – 26 es mucho más baja que
la del segundo estrato de EM – 25.
EM – 27: La selección de primeras llegadas para este tendido se presenta en las figuras
5.3.14 y 5.3.15. Tanto el disparo como el contradisparo presentan saltos, ocurriendo posterior a la
segunda dromocrona.
Figura 5.3.14. Selección de primeras llegadas, disparo EM – 27.
100
Figura 5.3.15 Selección de las primeras llegadas, contradisparo EM – 27.
La primera aproximación al problema de saltos presente en la data observada, fue el
generar las curvas CT mediante la asignación de velocidades y número de capas (procesamiento
tipo I) (Figura 5.3.16).
Figura 5.3.16 Curva CT para EM – 27. Procesamiento tipo I.
101
La velocidad del segundo y el tercer medio para el disparo, a partir de la asignación de las
velocidades y número de capas por el usuario (procesamiento tipo I) en la curva CT, es de
V2 = 1600 m/s y V3 = 1600 m/s, con un salto de velocidad 400 m/s entre V2 y V3. Dicha
distribución de velocidades no es consistente con los fundamentos de la refracción sísmica, por lo
que pudo presentarse o un error durante la adquisición de este tendido o la disposición de los
estratos en el subsuelo generó esta anómala distribución de velocidades. Dado que la posibilidad
de tanto una asignación errónea como el de un error durante la adquisición del tendido, la
distribución de velocidades asignadas en la curva CT no es confiable.
Para descartar la posibilidad de una asignación de velocidades y numero de capa errada
por parte del usuario, se llevó a cabo un procesamiento tipo II.
Figura 5.3.17. Ajuste de la inversión (curva calculada) a la data observada (curva azul), para EM – 27.
Procesamiento tipo II.
Como se muestra en la figura 5.3.17, la inversión obtenida mediante el procesamiento tipo
II presenta un ajuste promedio a la data observada, describiendo tres dromocronas para el disparo
102
y dos dromocronas para el contradisparo. El ajuste no reproduce de forma confiable a la data
observada.
A partir de esta inversión se procedió a generar el modelo de capas (Figura 5.3.18).
Figura 5.3.18 modelo de capas para EM – 27, procesamiento tipo II.
El modelo de capas (Figura 5.3.18) muestra un acuñamiento lateral del primer estrato
hacia el contradisparo, con velocidades V1 = 400 m/s y V2 = 1500 m/s. Esta distribución de
velocidades no respeta la velocidad máxima presente en el contradisparo de la data observada, la
cual es de V2 = 2600 m/s.
El tendido EM – 27 no pudo ser representado de una forma consistente con la data
observada ni en el procesamiento tipo I ni mediante el procesamiento tipo II. Dado que el modelo
de capas generado no es representativo de las velocidades reales, los resultados de este modelo
fue descartado para la generación de los mapas estructurales del sector El Mamón.
5.3.1.2 Perfiles del sector El Mamón
En capítulos previos se definió que en este estudio, un perfil sintético es aquel generado a
partir de los datos reales de los registros sísmicos, mediante la unión de dos o mas tendidos
sísmicos aledaños entre si, bajo la opción “Append” del módulo Plotrefatm
. En este estudio se
103
generó 1 perfil sísmico de forma sintética. Este tipo de perfil requiere de la modificación de la
geometría de los tendidos EM – 15 y EM – 16 a ser unidos.
Es de hacer notar que este perfil sintético posee una resolución vertical mayor a la
resolución asociada a cada tendido individual. Este incremento en la resolución vertical es un
artificio del módulo computacional Plotrefatm
, dado que la resolución vertical es definida, en
campo, por la longitud total del tendido.
A continuación se presenta un perfil sintético, ubicado en el área de El Mamón así como
los modelos de capas individuales, procesados de forma individual y unidos en un programa de
edición de imágenes, denominado perfil de visualización.
Perfil EM – 15/EM – 16:
En la figura 5.3.19 se muestra el perfil sintético generado con el módulo computacional
Plotrefatm
. Este perfil presenta un disparo que corresponde al disparo de EM – 15, y un
contradisparo que corresponde al contradisparo de EM – 16. La longitud total del perfil sintético
equivale a la suma de las longitudes totales de los perfiles EM – 15 y EM – 16.
Figura 5.3.19 Perfil sintético EM – 15/EM – 16.
El perfil sintético muestra velocidades de V1 = 500 m/s, V2 = 1.100 m/s y V3 = 2.400 m/s.
El primer estrato describe un cuerpo tabular, con un espesor relativamente constante a lo largo de
104
todo el perfil. En el área de el contradisparo se muestra una estructura anticlinal muy suavizada.
Basado en la relación de Redpath (Figura 2.12), para una longitud del tendido de 122 m, la
resolución vertical es de 40 metros aproximadamente.
Dado que el tendido individual EM – 16 fue procesado mediante el esquema de
procesamiento tipo II, el perfil sintético tuvo que ser procesado mediante el mismo esquema. En
la curva de la inversión (Figura 5.3.20) se muestra el ajuste de la data calculada relativo a la data
observada.
Figura 5.3.20 Ajuste de la inversión (curva calculada) a la data observada (curva azul), para la geometría EM –
15/EM – 16. Procesamiento tipo II.
En la figura 5.3.21 se muestra la unión de los modelos de capa de los tendidos EM – 15 y
EM – 16. Este perfil de visualización muestra un fuerte contraste de velocidades y de espesores,
para los estratos 2 y 3.
105
Entre los modelos de capa EM – 15 y EM – l6, el segundo estrato muestra una diferencia
de 500 m/s (50% relativo a EM – 15), mientras que la diferencia de velocidad del tercer estrato es
de 700 m/s (33% relativo a EM – 16). La magnitud de estas variaciones es considerable.
Figura 5.3.21 unión de los modelos de capas individuales EM – 15 y EM – 16.
El modelo de capa del perfil sintético (Figura 5.3.19) no muestra los fuertes contrastes en
términos de velocidades y espesores observados entre la unión de los tendidos EM – 15 y
EM – 16 (Figura 5.3.21), sino que homogeniza de forma considerable a estas propiedades
lateralmente. Es de hacer notar que los contrastes presentes entre tendidos aledaños, procesados
individualmente, puede ser un indicativo de medios cuyas propiedades elásticas son claramente
distintas, como también pudiesen deberse a problemas durante la adquisición. Sin embargo,
nótese que el espesor de la unidad superficial es constante a lo largo de la unión de ambos
modelos de capas individuales, lo cual permite relacionar dichos contrastes de velocidades y
espesores a posibles diferencias litológicas o de compactación en las unidades presentes en el
subsuelo, como a una posible disposición estructural compleja de estas unidades litológicas en el
subsuelo, en vez de a problemas de adquisición.
Dado que el perfil sintético no permite discernir las variaciones laterales de velocidad y
espesor, no es recomendable el uso de estos perfiles para la interpretación de resultados.
106
5.3.2 Tendidos sísmicos del sector El Hatillo
En el área de El Hatillo se adquirieron y se procesaron un total de 12 tendidos de
refracción sísmica. Estos tendidos fueron adquiridos por mi persona, con ayuda del Curso de
Geología y Geofísica de Campo 2007. Este procesamiento incluye los tendidos HA - 96 hasta
HA - 107. Es de hacer notar que el tendido HA - 96 es el único de toda la región, que resuelve 1
estrato. Éste, a su vez, es el único de los tendidos de 33 metros cuyos resultados fueron
satisfactorios.
En la tabla 5.2 se muestra las longitudes de cada tendido sismico, las velocidades de los
estratos en los modelos de capa y el procesamiento aplicado, para los tendidos del sector El
Hatillo.
Línea
Longitud
del tendido
<m>
Velocidad
estrato 1
<Km/s>
Velocidad
estrato 2
<Km/s>
Velocidad
estrato 3
<Km/s>
comentarios
Línea HA-96 33
Línea HA-97 66 0,5 1,2 2,1 modelo descartado
Línea HA-98 66 0,6 1,5 2,2 Procesamiento tipo I
Línea HA-99 66 0,6 0,9 1,7 Procesamiento tipo I
Línea HA-100 66 0,7 1,4 2,1 Procesamiento tipo II
Línea HA-101 66 0,7 1,0 1,6 Procesamiento tipo I
Línea HA-102 66 0,4 0,9 1,3 Procesamiento tipo II
Línea HA-103 66 0,4 1,0 1,4 Procesamiento tipo I
Línea HA-104 66 0,7 1,0 1,5 Procesamiento tipo II
Línea HA-105 66 0,5 1,1 2,1 Procesamiento tipo I
Línea HA-106 66 problemas durante la
adquisición
Línea HA-107 66 0,7 1,0 1,7 Procesamiento tipo II
Tabla 5.2 longitudes de los tendidos de refracción sísmica, las velocidades del modelo para cada capa y el tipo de
procesamiento utilizado en líneas del sector El Hatillo.
107
Los tendidos HA – 98 a HA – 107 describen una línea recta de orientación aproximada
E – W, a lo largo de una carretera abandonada. Estos últimos presentan puntos de tiros comunes
entre sí.
Los modelos de capa para los tendidos sísmicos HA – 97 a HA – 107 presentan tres
capas, mientras que el tendido HA – 96 presenta una sola capa. Es de hacer notar que el tendido
HA – 96 fue adquirido en una terraza al margen de un acantilado, mientras que los tendidos HA –
97 a HA – 107 fueron adquiridos a lo largo de una carretera abandonada, en una terraza aledaña,
la cual se encuentra unos 6 metros más elevada que la terraza de HA – 96 (figuras 5.1.6 y 5.2.1).
5.3.2.1 Modelos de tendidos sísmicos individuales del sector El Hatillo
HA - 96: En la figuras 5.3.22 y 5.3.23 se presenta la selección de las primeras llegadas.
Nótese que las primeras perturbaciones describen una pendiente constante en todos los canales,
como se evidencia en la selección. Este fenómeno ocurre para el disparo y contradisparo.
Figura 5.3.22 Selección de las primeras llegadas, disparo HA – 96.
108
Figura 5.3.23 Selección de las primeras llegadas, contradisparo HA – 96.
Dado que este tendido presenta una dromocrona, solo las ondas directas han sido grabadas
por el equipo. El programa Plotrefatm
no permite realizar la inversión de la data ni la generación
del modelo de capas asociado, dado que solo se presenta un medio. Sin embargo, el modelo de
capas correspondería a un único medio de velocidad aproximada de 1.000 m/s
HA – 97: En la curva CT se muestran tres dromocronas, indicando la presencia de tres
estratos en el subsuelo (Figura 5.3.24). Nótese que la posible tercera capa se observa en los
últimos dos canales del registro, tanto para el disparo como para el contradisparo.
109
Figura 5.3.24 Curva CT para HA – 97
A partir de la curva CT, realizando la asignación de velocidades para los tres medios, se
generó el modelo de capas correspondiente (Figura 5.3.25). El modelo presenta un espesor de
primera capa consistente con los espesores de los tendidos posteriores a HA- 98. El espesor en la
segunda capa es de aproximadamente 56 metros, lo cual no es consistente con la resolución
vertical del tendido sísmico, que debe ser de 20 metros aproximados dada la longitud total de 66
metros del tendido adquirido, en base a la relación de Redpath (1997).
110
5.3.25 modelo de capas para HA – 97, procesamiento tipo I
Para descartar que el error en el modelo de capa generado mediante el procesamiento tipo
I se deba a una asignación errada del usuario, se llevó a cabo un procesamiento tipo II. El modelo
de capa resultante se presenta en la figura 5.3.26. Se puede apreciar que dicho procedimiento no
solventó la inconsistencia entre la resolución vertical y el espesor presente en la segunda capa,
por lo que se asocia esta inconsistencia a una limitación del módulo de procesamiento sísmico
PickwinTM
, y no a un error durante la adquisición dado que la selección de las primeras llegadas
no presenta saltos ni complejidades que pudiesen asociarse a una mala adquisición.
111
5.3.26 modelo de capas para HA – 97, procesamiento tipo II
Dado que el programa Plotrefatm
no permitió generar un modelo de capa consistente con
la resolución vertical esperada, este tendido tuvo que ser descartado para la generación de los
mapas sísmicos.
HA – 98: Este tendido define el inicio del perfil de visualización de los modelos de capas,
generado en Canvas 9, el cual culmina en el tendido HA – 107.
El tendido HA – 98 presenta tres dromocronas bien definidas, indicando la presencia de
tres estratos en el subsuelo, como se puede apreciar en el gráfico de la curva CT (Figura 5.3.27)
112
Figura 5.3.27 curva CT para HA – 98.
El modelo resultante es de tres estratos, como se puede observar en la figura 5.3.28. Este
modelo presenta una velocidad de segunda capa de V2 = 1500 m/s, la cual es más alta que la
velocidad promedio de segunda capa para esta área (V2 promedio = aprox. 1.100 m/s). La tercera
capa presenta una velocidad V3 = 2.200 m/s.
5.3.28 Modelo de capas para HA – 98.
113
HA – 102: Como se puede apreciar en la curva de la inversión (Figura 5.3.29) existe una
disminución progresiva de la velocidad en la tercera dromocrona, tanto para el disparo como para
el contradisparo, aún cuando, según los fundamentos de la refracción sísmica, refractores
infrayacentes a refractores de mayor velocidad no deberían ser resueltos (Boyd, 1999). Esta
disminución de la velocidad no permite realizar una asignación precisa de las velocidades y
número de capas a las curvas CT, previo a realizar la inversión de la data, por lo que se realiza un
procesamiento tipo II. Esta disminución de la velocidad puede deberse a un problema durante la
adquisición como a una disposición compleja de las unidades litológicas en el subsuelo. Es de
hacer notar, que este fenómeno muy probablemente es debido a una respuesta litológica, como
será discutido de manera extensa en la interpretación de resultados.
El ajuste de la inversión a la data observada, como se muestra en la figura 5.3.29, es muy
satisfactorio. El modelo de capas presenta las velocidades mas bajas para la serie de tendidos
entre HA – 98 a HA – 107, todos de tres capas (Figura 5.3.30). Las velocidades de este modelo
son de V1capa = 400 m/s; V2capa = 900 m/s; V3capa = 1300 m/s. Dada la distribución de
velocidades, este modelo es muy relevante para la interpretación de resultados.
114
Figura 5.3.29. Ajuste de la inversión (curva calculada) a la data observada (curva azul),
para HA – 102. Procesamiento tipo II.
Figura 5.3.30 Modelo de capa de HA – 102.
115
HA - 107: El registro sísmico presenta una alta relación de ruido – señal (ver figuras
5.3.31 y 5.3.32), por lo que la asignación de las primeras llegadas presentó problemas. Sin
embargo, al disminuir la ganancia de los canales del registro sísmico, fue posible asignar dichas
primeras llegadas de forma consistente. Es de hacer notar que el canal 9 no registró señal.
Figura 5.3.31 Selección de las primeras llegadas, disparo HA – 107.
Figura 5.3.32 Selección de las primeras llegadas, contradisparo HA – 107.
116
De forma similar a HA – 102, el disparo de este tendido presenta una disminución de la
velocidad al alcanzar el segundo medio. Nótese que la pendiente del tercer refractor en el disparo
es muy similar a la pendiente del primer refractor para el mismo disparo (Figura 5.3.31). Por esta
razón se procedió a realizar un procesamiento tipo II. El ajuste de la inversión respecto a la data
observada es satisfactorio (Figura 5.3.33).
Figura 5.3.33 . Ajuste de la inversión (curva en negro) a la data observada (curva azul),
para HA – 107. Procesamiento tipo II.
Este tendido define el final del perfil realizado en Canvas 9 (Figura 5.3.34) y dicho
modelo (Figura 5.3.34) presenta velocidades de V1capa = 700 m/s; V2capa = 1000 m/s; V3capa =
1700 m/s. Estas velocidades son mayores que la serie de velocidades presentes en HA – 102, pero
a su vez menores que las velocidades de HA – 98.
117
Figura 5.3.34 Modelo de capa para HA – 107. Procesamiento tipo II.
5.3.2.2 Perfil de visualización de los modelos de capas del sector El Hatillo
La serie de tendidos sísmicos del sector El Hatillo fueron procesados como tendidos
individuales, y no se generaron perfiles sintéticos, generados mediante el módulo de
procesamiento Plotrefatm
. Sin embargo, dado que los tendidos HA – 98 a HA -107 presentan
puntos de tiros y una orientación común, se generó el perfil de visualización que agrupa los
modelos de capas de estos tendidos individuales, mediante el programa de computación
Canvas 9. Esta representación de los modelos de capas permite visualizar el comportamiento del
subsuelo en la región y no modifica la resolución vertical de la sísmica, a diferencia del perfil
sintético.
A continuación se presenta el perfil de visualización de las líneas HA – 98 a HA – 107
(Figura 5.3.35).
118
Figura 5.3.35 Perfil de visualización de los modelos de capas del área de El Hatillo, entre las líneas HA – 98 a
HA – 107.
Este perfil representa los modelos de capas de los tendidos sísmicos HA – 98 a HA – 107
y la ubicación de cada tendido se presenta en la parte superior del perfil. En los recuadros de la
parte inferior de este perfil se muestran las velocidades interpretadas para las capas 1, 2 y 3.
Este modelo presenta dos escalas métricas, tanto en el eje vertical como en el eje
horizontal. El eje vertical representa la elevación de los tendidos y de las superficies refractoras
resueltas. El eje horizontal representa la distancia, a lo largo del tendido, cuyo punto cero se
encuentra asignado al primer geófono del tendido HA – 98. Es de hacer notar que la escala
horizontal respecto a la escala vertical describen una relación 2:1.
La superficie superior representa la topografía a lo largo del perfil. La segunda y tercera
superficie describen a la primera y segunda superficie refractora que corresponden a los topes del
segundo y tercer estrato, respectivamente. La cuarta superficie (punteada) representa la
resolución vertical promedio de cada tendido sísmico individual, de 20 metros aproximados a lo
largo de todo el perfil.
Este perfil presenta contrastadas variaciones laterales, en lo que a espesores y velocidades
respecta. Las variaciones laterales de espesor, para una misma unidad refractora, presentan
119
efectos de bordes entre tendidos. Es de hacer notar que se presume que los efectos de bordes
tienen una relación con la ocurrencia de distintos tipos de litologías a lo largo del perfil, como se
discute plenamente en el capitulo de interpretación de resultados. Sin embargo, estos fenómenos
de bordes pudiesen haber sido reducidos si se hubiera utilizado un arreglo sísmico de 4 o 5
disparos, dado que la superficie refractora hubiese sido caracterizada a mayor detalle, a expensas
de una menor cantidad de tendidos sísmicos adquiridos por día.
Los saltos de espesores, debido a efectos de borde entre cada modelo de capa, pueden
ocurrir de forma simultánea en ambas superficies refractoras (entre los tendidos HA – 98 y
HA – 99) como en una sola superficie refractora (entre los tendidos HA – 100 y HA – 101, ocurre
el salto en la primera superficie refractora).
• Primer estrato / Llegadas de onda directa
El espesor de la primera unidad (estrato superficial) es variable. La velocidad promedio
de este estrato es de aproximadamente V1 = 600 m/s. Los espesores mínimos de este estrato
ocurren en los tendidos HA – 102 y HA – 103, los cuales, a su vez, presentan las velocidades más
bajas de todos los modelos para dicha capa (V1 = 400 m/s).
• Segundo estrato / Primera superficie refractora
La primera superficie refractora ( tope de la segunda capa) describe saltos, de magnitud
considerable (de hasta un 50% del espesor promedio de la segunda capa). Esta superficie
muestra, tanto para los tendidos HA – 98 a HA – 101, como para el tendido HA – 104, un
buzamiento aparente hacia el este. Los tendidos HA – 103 y HA – 105 muestran un buzamiento
aparente hacia el oeste, pero su ángulo es muy bajo.
120
El espesor promedio de la segunda capa es de 6 m, y presenta espesores máximos de 11 m
(en el área del tendido HA 101). Es de hacer notar, que los espesores mínimos de la segunda capa
ocurren en la parte central del perfil.
La velocidad promedio de la segunda capa es de 1.100 m/s, y su valor máximo y mínimo
es de VMAX = 1500 m/s y VMIN = 900 m/s. Es de hacer notar que las velocidades de segunda capa
muestran su máximo en el extremo occidental del perfil, y esta velocidad decrece hacia el
extremo oriental. Las velocidades mínimas ocurren en la zona central del perfil ( HA – 101 a HA
-103).
• Tercer Estrato / Segunda superficie refractora.
La segunda superficie refractora (tope de la tercera capa) describe saltos de mayor
magnitud a los saltos presentes en la primera superficie refractora.
Los buzamientos aparentes descritos por la segunda superficie refractora presentan una
tendencia muy similar a aquellos descritos por la primera superficie refractora.
Las velocidades promedio del tercer estrato es de 1800 m/s, y su valor máximo y mínimo
es de VMAX = 2.200m/s y VMIN = 1.300 m/s, respectivamente. Las velocidades mínimas ocurren
en la parte central del perfil, como ocurre en los estratos suprayacentes.
Dado que no se presenta una tercera superficie refractora, el tercer estrato no posee un
espesor definido. Sin embargo, conocida la profundidad a la que ocurre el tope de esta unidad, y
considerando que la resolución vertical de la sísmica de refracción para estos tendidos es de 20
metros aproximados, se puede afirmar que el espesor promedio es mayor o igual a 7 metros y que
el espesor máximo de esta unidad es mayor o igual a 15 metros (Este espesor máximo ocurre en
la zona central del perfil).
121
5.4 Mapas estructurales, isópacos y mapas de velocidades.
Los modelos de capas descritos en la sección 5.3 poseen archivos asociados de
profundidades, para las distintas superficies refractoras presentes en el modelo, muestreada para
cada geófono de los tendidos. Cada superficie refractora, a su vez, muestra una velocidad
asociada. A partir de estos datos se generaron los mapas sísmicos que se muestran en esta
sección.
Las series de mapas fueron generados utilizando las siguientes interpolaciones: Kriging,
regresión polinomial y vecino natural.
El proceso de la separación regional yresidual está basado en la estabilización de la
varianza de la residualización para los distintos ordenes polinomiales (Comunicación personal
con Izarra, 2008). Todos los mapas regionales y residuales generados en este estudio muestran la
estabilización de la varianza en el orden polinomial cúbico (n = 4) (Apéndice D). En la figura
5.4.1 se presenta una gráfica de la varianza, asociada a la residualización, que muestra su
estabilización para el orden polinomial cúbico.
Todos los mapas sísmicos fueron generados bajo el siguiente esquema:
- Mapa regional, basado en la interpolación de regresión polinomial de orden cúbico.
- Mapa residual, basado en la interpolación Kriging (Kr).
- Mapa residual, basado en la interpolación de Vecino Natural (NN).
- Mapa total, basado en la interpolación de Vecino Natural. Este mapa no fue separado en su
componente regional y residual.
122
Varianza "Residualización del Mapa estructural segunda capa"
0
5
10
15
20
25
30
35
40
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Orden polinomial
Varia
nza
Figura 5.4.1 Gráfica de la varianza asociada a la residualización para los distintos ordenes polinomiales. Nótese la
estabilización de la varianza a partir del orden cúbico (n = 4). Mapa estructural de la segunda capa.
La separación de la componente regional y la componente residual permite una
interpretación de las anomalías presentes en el área con un mayor grado de confiabilidad e
inmediatez que la interpretación posible del mapa total, dado que las anomalías presentes en el
mapa total no son del todo evidentes y no son cuantificables relativo a la tendencia regional.
Para la interpretación de los mapas residuales, se dio preferencia a los mapas generados
mediante la interpolación Kriging sobre la interpolación de vecino natural. Aun cuando la
interpolación de vecino natural es reconocida por respetar fielmente a la data original (Capitulo
de interpolacion del manual de usuario, del programa Surfer 8), en algunos casos esta
interpolación presentó artefactos, como se muestra en las figuras 5.4.2 y 5.4.3
123
Figura 5.4.2. Acercamiento sobre el mapa isópaco residual del primer estrato bajo la interpolación kriging.
Figura 5.4.3. Acercamiento sobre el mapa isópaco residual del primer estrato bajo la interpolación vecino natural.
Estos artefactos reconocidos en el acercamiento del mapa isópaco residual del primer
estrato realizado mediante la interpolación vecino natural no tienen correspondencia a las
posibles estructuras geológicas que pudiesen presentarse en el subsuelo, tales como paleovalles,
altos estructurales o buzamientos. Es por esta razón que se da preferencia al uso de la
interpolación kriging.
Por estas razones, para la discusión de resultados y la interpretación, se da preferencia a
los siguientes mapas (Sin embargo, la totalidad de los mapas se presentan en el Apéndice C):
- Mapa regional (regresión polinomial de orden cúbico).
- Mapa residual (basado en la interpolación kriging).
124
La extensión superficial de cada mapa está limitada a la presencia del estrato en
particular, en los modelos de capas Es de hacer notar la diferencia de cobertura de los mapas de
las figuras 5.4.5 y 5.4.9. Por tal razón, la extensión de los mapas es de carácter variable.
En la figura 5.4.4 se presenta la distribución de los estratos interpretados en base a los
modelos de capas, en el área de estudio.
Figura 5.4.4 Distribución de ocurrencia sísmica para 3 estratos (color verde) y 2 estratos (color morado), para la
sísmica del sector El Mamón. Este mapa muestra 2 fallas interpretadas. Los puntos verdes corresponden a puntos de
tiros.
El Anexo C contiene los mapas estructurales, los mapas isópacos y los mapas de
velocidad, como imágenes de alta definición. A continuación se discuten los mapas con
resultados relevantes para la interpretación de los resultados geológicos y geofísicos.
125
5.4.1 Mapas estructurales
Los modelos sísmicos del sector El Mamón, en su mayoría, presentan 2 superficies
refractoras, las cuales equivalen a los topes del segundo y tercer estrato interpretados,
respectivamente. Los mapas estructurales muestran la elevación sobre el nivel medio del mar a la
que ocurren estas superficies refractoras.
• Mapa estructural del tope del segundo estrato
El mapa estructural regional del tope del segundo estrato (Figura 5.4.5) exhibe un
buzamiento regional en dirección NW, con un ángulo menor a 10. La elevación promedio del tope
es de 53 metros.
Figura 5.4.5 Mapa estructural regional del segundo estrato.
Regresión polinomial de orden cúbico.
El mapa estructural residual del tope del segundo estrato (Figura 5.4.6) describe dos altos
y dos depresiones estructurales. El primer alto estructural ocurre a lo largo de la carretera, en la
126
intersección de los 4 sectores sísmicos. Este alto estructural presenta una orientación
NNW – SSE, hasta con 10 m sobre la tendencia regional. Un segundo alto estructural se presenta
en el sector III, a lo largo de la carretera, cercano a El Casino. En la parte norte del sector II, se
presenta una depresión del segundo tope de hasta 14 metros respecto a la tendencia regional. Esta
depresión se ubica entre los tendidos EM – 14 y EM – 25 y puede asociarse a una estructura de
orientación E-W. En esta zona, se reconoció en una arroyo la unidad pleistocena anómalamente
espesa. La segunda depresión estructural ocurre en el sector III, al oeste de la batea de El Casino,
en la región del tendido EM – 18. Es de hacer notar la correspondencia entre las estructuras
descritas con la ocurrencia del segundo y tercer estrato, como se presentó en la figura 5.4.4.
Figura 5.4.6 Mapa estructural residual del tope del segundo estrato.
Interpolación Kriging.
127
5.4.2 Mapas isópacos
Los mapas isópacos muestran los espesores entre dos superficies. Estos mapas permiten
visualizar fenómenos tales como el engrosamiento y el adelgazamiento de las unidades presentes.
Estos mapas se generaron para la unidad superficial (primer estrato) y para el segundo estrato.
• Mapa isópaco del primer estrato
El mapa isópaco regional del primer estrato (Figura 5.4.7) muestra un engrosamiento de la
unidad en dirección SE. Este engrosamiento presenta un gradiente menor a 1 cm/m, con un
espesor promedio de 5 metros.
Figura 5.4.7. Mapa isópaco regional del primer estrato.
Regresión polinomial de orden cúbico.
El mapa isópaco residual (Figura 5.4.8) muestra dos áreas que presentan engrosamiento y
dos áreas que presentan adelgazamiento del primer estrato. El primer engrosamiento ocurre en el
sector II, entre los tendidos EM – 14 y EM – 25, con un engrosamiento máximo de 5 m,
adicionales al espesor presente en la tendencia regional. Este engrosamiento ocurre con una
128
orientación N-S. El segundo engrosamiento ocurre al oeste de la batea de la quebrada El Casino,
en el sector III, cercano al tendido EM – 18.
Los adelgazamientos del primer estrato ocurren en los sectores I y II, respectivamente. El
primer adelgazamiento ocurre con una orientación NE-SW, en el sector I, mientras que el
segundo adelgazamiento describe un anomalía local a lo largo de la carretera en el sector II.
Figura 5.4.8. Mapa isópaco residual del primer estrato.
Interpolación Kriging.
• Mapa isópaco del segundo estrato.
El mapa isópaco regional (Figura 5.4.9) muestra un engrosamiento del segundo estrato
hacia el NW, en contraste con la tendencia de engrosamiento hacia el SE del mapa isópaco del
primer estrato. La tasa de engrosamiento es menor de 1cm/m con un espesor promedio de 9,6
m.
Es de hacer notar la extensión del mapa isópaco del segundo estrato respecto a la
extensión del mapa isópaco del primer estrato. La extensión reducida de este mapa es debido a
129
que la segunda superficie refractora (tope tercera capa) no se presenta en la región central y
septentrional del área de El Mamón, a excepción de la zona de los tendidos EM – 15 y EM – 16,
como se refleja en la figura 5.4.4. Resulta entonces que no es posible definir una base para el
segundo estrato en esta región, por lo que no se puede definir un espesor. Sin embargo, aún
cuando no se pueda definir dicho espesor, éste debe ser de por lo menos unos 10 a 12 metros.
Figura 5.4.9 Mapa isópaco regional del segundo estrato.
Regresión polinomial de orden cúbico.
130
Figura 5.4.10. Mapa isópaco residual del espesor del segundo estrato.
Interpolación Kriging.
El mapa isópaco residual (Figura 5.4.10) muestra dos adelgazamientos de la unidad,
definiendo una posible estructura de orientación E – W, en el sector I, con un adelgazamiento de
4 metros relativo a la tendencia regional. Es de hacer notar, que al N de estas anomalías, se
presenta un engrosamiento considerable de la unidad. Sin embargo, este engrosamiento se
extiende hacia fuera de la zona cuya interpolación es confiable. Este fenómeno de engrosamiento
también ocurre en la parte septentrional del sector II, hacia fuera de la zona cuya interpolación es
confiable. También se presentan dos anomalías de menor magnitud en la parte oriental del sector
II, a lo largo de la carretera.
5.4.3 Mapas de velocidades.
Los mapas de velocidades muestran la distribución de velocidades para el segundo y
tercer estrato. Este mapa no se realizó para la unidad superficial, debido a la homogeneidad de las
velocidades para este estrato, cuyas velocidades oscilan entre VMIN = 400 m/s y VMAX = 600m/s.
131
• Mapa de velocidad del segundo estrato.
El mapa regional de velocidad del segundo estrato (Figura 5.4.11) muestra una muy baja
variación de velocidad. La máxima variación ocurre a lo largo de la orientación SE-NW,
incrementándose en dirección SE. El promedio de velocidad es de 1220 m/s.
Figura 5.4.11 Mapa regional de velocidad del segundo estrato.
Regresión polinomial de orden cúbico.
132
Figura 5.4.12 Mapa residual de velocidad del segundo estrato.
Interpolación Kriging.
El mapa residual (Figura 5.4.12) muestra los siguientes altos y bajos de velocidad: en la
parte septentrional del sector II, cercano a la línea EM – 14 y EM – 15 se presenta una
disminución importante de la velocidad, de hasta 300 m/s relativo a la tendencia regional. La
velocidad incrementa cercano al tendido EM – 25, cercano a la carretera, al norte de la quebrada
El Casino – 1.1. Este fenómeno ocurre debido al alto contraste de velocidad, en el segundo
estrato, entre los tendidos EM – 14 y EM – 25. En la parte nororiental del sector III, cercano al
tendido EM – 18 se presenta un incremento de la velocidad, debido a la alta velocidad del
segundo estrato de este tendido. En la parte occidental del sector I se presenta una importante
disminución de la velocidad de hasta 300 m/s relativos a la tendencia regional. Esta disminución
de la velocidad describe un eje cuya orientación es NNW-SSE.
133
CAPITULO VI
ANALISIS DE RESULTADOS
6.1 Interpretación de los Resultados Geofísicos
La interpretación de los resultados geofísicos está basada en los siguientes productos:
- Modelos de capas individuales y perfiles.
- Mapas estructurales, isópacos y de velocidades.
Los modelos de capas individuales caracterizan al subsuelo en términos de profundidades
y velocidades, para los estratos interpretados. Estos modelos son idóneos para la interpretación de
fenómenos estructurales, dado que los fenómenos de bordes son representativos de
heterogeneidades en el subsuelo. Estas heterogeneidades pueden deberse tanto a la geometría de
los estratos presentes, como a las respuestas características de litologías particulares.
Los perfiles sintéticos no representan ninguna ventaja sobre los modelos de capas
individuales, dado que estos tienden a suavizar, mediante promedios, a la data observada. Este
suavizado restringe tanto las interpretaciones estructurales como también las interpretaciones de
variaciones laterales de velocidad. Adicionalmente, estos perfiles sintéticos aumentan la
resolución vertical de forma artificial, dando lugar a posibles interpretaciones que no respetan a
la data observada.
Los perfiles de visualización son de gran ayuda en la interpretación de fenómenos en el
subsuelo, ya que permiten observar tanto las características regionales como las locales de
aquellos modelos que este representa.
La serie de mapas generados permiten describir tanto las relaciones geométricas de las
unidades presentes en el subsuelo como las velocidades de estas. Esta información permite
interpretar: estructuras, que pudiesen estar relacionadas a fallas geológicas o a pliegues;
134
fenómenos estratigráficos, tales como discordancias, acuñamientos y engrosamientos; contrastes
litológicos, a partir de las velocidades de las distintas superficies refractoras.
La separación de las componentes regionales y residuales, en los distintos mapas
generados, permiten caracterizar el comportamiento del subsuelo bajo dos grandes ópticas: los
fenómenos de gran escala, tales como los buzamientos, los acuñamientos y gradientes de
velocidad para algún estrato, como los fenómenos de escala reducida, los cuales permiten
interpretar aquellas estructuras que modifican el comportamiento de una superficie refractora, en
algún área determinada.
6.1.1 Resolución e interpretación de fenómenos presentes en los registros sísmicos.
Los saltos en tiempo, que presentan algunos registros sísmicos (como ocurre en el tendido
EM – 16, subcapítulo 5.3.1.1) requirieron de un procesamiento sin asignación de velocidades ni
capas previo a la inversión de la data sísmica. Dichos saltos en el registro se interpretan como
evidencias de la presencia de complejidades geométricas de los refractores en el subsuelo.
Los problemas asociados a la inversión generada por el módulo Plotrefatm
ocurren cuando
la última superficie refractora ocurre en los dos últimos canales (geófonos) tanto en el disparo
como en el contradisparo. Al ocurrir este fenómeno, el modulo Plotrefatm genera modelos de
capas inconsistentes, los cuales presentan una resolución vertical de por los menos tres veces la
resolución vertical actual. Este fenómeno ocurre en el tendido HA – 97 (Ver subcapitulo 5.3.2.1)
6.1.2 Relación de velocidad / estratos
El primer estrato resuelto en todos los modelos, tanto para el sector El Mamón como para
el sector de El Hatillo (A excepción del tendido HA – 96) corresponde a depósitos de edad
Pleistoceno y muestran una velocidad promedio de 500 m/s en ambos sectores. Estos depósitos
135
fueron levantados geológicamente por Olbrich (2007) y son, típicamente, depósitos arenosos no
compactados.
El segundo y tercer estrato, resuelto en los modelos del sector El Mamón, son
interpretados como depósitos de edad Mioceno. Estos estratos pueden correlacionarse con
estratos levantados geológicamente en el cauce y en las cercanías del Río Urumaco y la quebrada
El Casino – 1 y la quebrada El Casino 1.1 Las velocidades promedios para el segundo y tercer
estrato son V1 = 1.100 m/s y V2 = 2.000 m/s. Sin embargo, estas velocidades pueden variar de
forma considerable.
Las relaciones de velocidades y estratos del sector de El Hatillo será discutido en el
capitulo 6.1.4.
6.1.3 Interpretación de los resultados geofísicos en el sector de El Mamón
A continuación se presentan la interpretación tanto de los modelos de capas individuales y
de los mapas sísmicos, para el sector de El Mamón. (Apéndices B y C, respectivamente y
subcapitulo 5.3.1)
6.1.3.1 Interpretación de modelos de capas individuales
- EM – 14: Este modelo muestra dos capas, de velocidades V1 = 700 m/s y V2 = 800 m/s. Debido
a la baja diferencia de velocidades (100 m/s) presentes entre el primer y segundo estrato, y dado
que el promedio de velocidades de V1 y V2 es de 750 m/s, se interpreta que ambos estratos
ocurren en un mismo medio; en particular, ambos estratos se asocian a depósitos de edad
Pleistoceno. Es de hacer notar que bajo esta interpretación, el espesor total del Pleistoceno en el
área del tendido EM – 14 como en su vecindad, es anómalamente espeso, con espesores mayores
136
a 20 metros. Este fenómeno puede deberse a la presencia de una estructura de relleno de canal.
(Comunicación interna, Pilloud, 2008)
- EM – 15 y EM – 16: Existe un fuerte contraste de velocidades entre el segundo estrato de EM
– 15 y el segundo estrato de EM – 16, como también ocurre para el tercer estrato entre ambos
tendidos (ambos estratos representan depósitos de edad Mioceno). Este fuerte contraste de
velocidades se interpreta como un marcado contraste litológico, presentándose unidades más
competentes en el subsuelo en el área de EM – 15. Adicionalmente, dado que estos tendidos
resuelven estratos de edad Mioceno, se interpreta un adelgazamiento de la unidad pleistocena
hacia el NE del tendido EM – 14.
- EM – 25: Este modelo presenta dos estratos, asociándose la primera asociada a depósitos de
edad Pleistoceno y la segunda a depósitos de edad Mioceno. Es importante notar que este tendido
se encuentra a 50 metros al sur del tendido EM – 14, interpretándose un adelgazamiento de la
unidad Pleistocena hacia el sur del tendido EM – 14.
- EM – 25, EM – 26, EM – 14 y EM - 18: Estos cuatro tendidos describen un área que sólo
resuelve dos estratos, siendo el primero asociado a unidades Pleistocenas y el segundo estrato
asociado a unidades Miocenas ( a excepción de EM – 14, que solo resuelve Pleistoceno). Estos
tendidos muestran un comportamiento anómalo, dado que gran parte de los tendidos del sector El
Mamón resuelven tres estratos.
6.1.3.2 Interpretación de mapas sísmicos.
La totalidad de los mapas sísmicos se muestran en el Apéndice C
137
• mapa estructural del tope del segundo estrato
Los mapas estructurales del tope del segundo estrato (Ver capitulo 5.4.1) describen la
discordancia estratigráfica existente entre los depósitos de edad Pleistoceno y los depósitos de
edad Mioceno. Es de hacer notar que la presencia de paleovalles se relaciona a este mapa en
particular y al mapa isópaco del primer estrato.
El mapa estructural regional del segundo estrato muestra que la discordancia pleistocena –
miocena se profundiza hacia el NW.
Las depresiones del tope que ocurren en el sector II y III (las anomalías se centran en los
tendidos EM – 14 y EM – 18) describen zonas donde el contacto Pleistoceno –Mioceno se
profundiza, relativo a la tendencia general, hasta por 10 m. Este fenómeno permite interpretar la
presencia de depresiones estructurales en la discordancia en estas dos regiones. Las anomalías no
describen una orientación preferencial de estas estructuras. Sin embargo, entre estas dos
anomalías se presenta una región de orientación NNW-SSE, estructuralmente deprimida hasta
por 5 m, relativa a la tendencia regional. Se interpreta que esta región es la continuación lateral de
las dos anomalías descritas.
El alto estructural central, que ocurre a lo largo de la carretera, representa roca de edad
Miocena levantada relativa a las áreas colindantes, con una orientación N-S. Adicionalmente, se
presenta otra secuencia de roca Miocena levantada en la región más occidental del sector I.
138
• Mapa isópaco del primer estrato
El mapa isópaco del primer estrato muestra los espesores de los depósitos Pleistocenos en
la región. El engrosamiento local de esta unidad se interpreta como rellenos las depresiones
estructurales.
En el sector II y en sector III (En la región de los tendidos EM – 14 y EM – 18) se
presentan dos anomalías, donde el espesor de la unidad pleistocena se engrosa hasta por 5 metros
adicionales, relativo a la tendencia regional. Es de hacer notar que el engrosamiento anómalo de
la unidad pleistocena ocurre en las mismas regiones donde ocurre la profundización de la
discordancia Pleistocena – Miocena. Por tales razones, este resultado permite interpretar la
presencia de rellenos en dichas depresiones estructurales por depósitos pleistocenos.
Adicionalmente, estas dos regiones se encuentran conectadas entre sí a lo largo de una franja que
muestra un engrosamiento de la unidad pleistocena, cuya orientación es NNW – SSE.
A partir de estas observaciones, se interpreta una franja de orientación NNW-SSE (Figura
6.1) la cual describe un engrosamiento de la unidad pleistocena. Adicionalmente, esta franja
muestra depresiones estructurales sobre la discordancia Pleistocena- Miocena, en sus extremos
meridional y septentrional.
El sector I muestra un adelgazamiento de la unidad Pleistocena, a lo largo de una
tendencia de orientación NNE-SSW, en la misma región donde se presenta el alto estructural más
occidental. Esto permite interpretar que la unidad Miocena se encuentra a muy poca profundidad
de la superficie topográfica.
139
Figura 6.1 Franja que muestra un engrosamiento de la unidad pleistocena (en morado).
• Mapa de Velocidad del segundo estrato.
El mapa de velocidad del segundo estrato (Capítulo 5.4.3) confirma, en términos de
velocidades, la presencia de un paleovalle relleno por depósitos pleistocenos en las cercanías del
tendido sísmico EM – 14. Es de hacer notar el aumento de la velocidad, tanto hacia el noreste
como al sur, como consecuencia del adelgazamiento pleistoceno. En la región del tendido
EM – 18 se muestra una anomalía, según la cual se interpreta la presencia de una unidad miocena
de mayor competencia, respecto a las unidades circundantes.
140
6.1.4 Interpretación de los resultados geofísicos en el sector de El Hatillo.
El perfil de visualización de los tendidos HA – 98 a HA – 107 muestra los tres estratos
resueltos en los modelos de capas individuales. Estos modelos de capas, al ser unidos con fines
de visualización, presentan importantes fenómenos de bordes. Estos fenómenos de bordes tienen
su base en los registros sísmicos de cada tendido, de los cuales se generan las distintas curvas CT.
Si un registro muestra dromocronas cuyas velocidades asociadas son distintas a las
velocidades de los registros de tendidos colindantes, entonces se generan los fenómenos de
bordes, dado que el calculo de espesor para los distintos estratos depende de las velocidades
presentes en cada registro.
Dichos fenómenos de bordes se asocian a dos elementos. El primero es que los fenómenos
de bordes son indicativos de las variaciones laterales de las propiedades de las secuencias rocosas
del subsuelo, y en tal sentido, cada modelo de capa que constituye al perfil muestra una respuesta
sísmica asociada a las rocas que los infrayacen directamente. En menor proporción, los
fenómenos de bordes pudieron ser disminuidos si se hubiesen realizado arreglos sísmicos de 4 o
más disparos por cada tendido; sin embargo, dado la gran cobertura sísmica requerida en la
región de estudio hacía que arreglos de 4 o más disparos por tendidos fuese impractica.
Como se explicó de forma extensa en el capítulo 5.3.2.2, las velocidades para los tres
estratos presentan su máximo hacia el extremo occidental del perfil. En la zona central del perfil,
las velocidades de los tres estratos disminuyen de forma progresiva, hasta alcanzar su mínimo en
los tendidos HA – 102 y HA – 103. Es de hacer notar, que los espesores para los estratos 1 y 2
también alcanzan su mínimo en estos mismos tendidos. Hacia el extremo oriental del perfil, las
velocidades de los tres estratos incrementan nuevamente, aunque no alcanzan el máximo de
velocidades que ocurre en su extremo occidental.
141
En campo se reconoció que el tendido HA – 97 fue adquirido sobre depósitos delgados,
arenosos y no compactados, de edad Pleistoceno, los cuales suprayacen a una caliza meteorizada,
cuya base no se pudo reconocer. Dado que el tendido HA – 97 se encuentra sobre una secuencia
típica del miembro medio de la Formación Urumaco, se podría suponer que los tendidos
orientales al tendido HA – 97 descansan sobre una secuencia equivalente. Considerando que las
velocidades mínimas para los tres estratos representan una disminución promedio del 50%
relativo a las velocidades máximas en los tendidos HA – 102 y HA – 103, la distribución lateral
de velocidades de estos modelos muestra una variabilidad tal, que la suposición previa no es del
todo fiable. Para resolver este problema, se estudiaron las estructuras geológicas presentes en el
área (Ver figura 6.2).
En la figura 6.2 se muestra la Falla “El Muerto”, al norte del perfil HA – 98/HA – 107.
Esta falla fue cartografiada originalmente por Ducloz (Olbrich 2007), con su limite meridional tal
como se presenta en la figura.
142
Figura 6.2 Mapa de ubicación que muestra los tendidos sísmicos del sector El Hatillo y el perfil de visualización
HA – 98 / HA – 107 (línea negra) y las trazas de las fallas presentes al norte del poblado de Urumaco
(Modificado de Olbrich, 2007)
Si se proyecta la Falla “El Muerto” hacia el perfil HA – 98/ HA – 107, respetando el
rumbo original de la falla, ocurre que la traza de la falla coincide con el tendido HA – 103, como
se puede apreciar en la figura 6.3.
143
Figura 6.3. Mapa de ubicación con la proyección de la Falla El Muerto hacia el perfil HA – 98 / HA – 107.
(modificado de Olbrich, 2007).
El que la proyección de la traza de la Falla El Muerto coincida con el tendido HA – 103
tiene implicaciones estructurales muy importantes, las cuales son reflejadas en los modelos de
capas de los tendido HA – 103 como del tendido HA- 102. Estos modelos muestran las
velocidades mínimas de todo el perfil y un fuerte adelgazamiento de los primeras dos estratos.
Los estratos presentes en los modelos HA – 102 y HA – 103 se interpreta en base a la
competencia de las rocas que pudiesen presentarse en estos modelos de capas, dada su asociación
144
a la Falla El Muerto, como se describe a continuación: El primer estrato, de velocidad promedio
V<1> = 400 m/s, como en todos los modelos de capas desde HA – 97 a HA – 107, corresponde a
depósitos arenosos no consolidados de edad Pleistoceno. El segundo estrato, de velocidad
promedio V<2> = 950 m/s, corresponden a depósitos arenosos a gravosos de edad Pleistoceno. El
tercer estrato, de velocidad promedio V<3> = 1350 m/s, corresponde a depósitos gravosos a
conglomeráticos.
Dada esta interpretación para los tendidos HA – 102 y HA – 103, estos modelos
representarían una estructura tipo relleno de canal (un paleovalle asociado a la actividad de la
Falla El Muerto), como se muestra en el perfil interpretado en la figura 6.4
Figura 6.4 Perfil interpretado de los modelos de capas de El Hatillo, entre las líneas HA – 98 a HA – 107. La línea
roja define la estructura del paleovalle interpretado.
El extremo occidental del perfil representa secuencias del miembro medio de la
Formación Urumaco, dado que existe control geológico en este sector del perfil. Sin embargo,
dada la presencia de la Falla El Muerto en la zona central del perfil, no es posible inferir el tipo
de secuencia presente en el bloque oriental, ya que no se tienen datos geológicos de superficie
para este extremo del perfil.
145
6.2 Interpretación de los resultados geológicos
En el área de estudio se presentan tres bloques tectónicos, los cuales están limitados por
las fallas mayores denominadas Falla A y Falla B.
La Falla A es una falla inversa, cuyo plano de falla presenta un buzamiento hacia el
Oeste. Esta falla, en el cauce de la Quebrada El Casino – 1.1, no corta los depósitos de edad
Pleistoceno presentes en la quebrada; por ende esta falla hubo de ser inactiva durante la
depositación de esta unidad. Esta falla fue interpretada por Peralta (2008) y Martín (2008) como
la Falla El Jebe. Sin embargo, al estudiar la traza de la Falla El Jebe según la figura 6.2, esta debe
presentarse en el cauce de la quebrada El Casino – 1 y no en la quebrada El Casino – 1.1, como
propone Peralta.
La Falla B esta inferida en el cauce de la quebrada El Casino – 1. El movimiento de falla
no pudo ser caracterizado dado que no se tiene control estratigráfico sobre las secuencias de
estratos presentes en ambos bloques, como tampoco se reconocieron pliegues de arrastre ni
estrías. Tampoco se pudo verificar si esta falla corta depósitos de edad Pleistoceno, por lo que no
se puede realizar ninguna afirmación sobre su actividad durante la depositación de esta unidad.
A diferencia de Peralta (2008), en este estudio se interpreta que la Falla B es la Falla El
Jebe, como la Falla A es la Falla Arcas (Ver figura 6.2). Esta nueva interpretación respeta las
trazas de estas fallas en el terreno.
En el bloque tectónico occidental, se presentan 3 fallas cercanas al cauce del Río
Urumaco (hojas B – 2, B – 3 y E – 4 del Apéndice A). Los saltos de estas fallas son menores, por
lo que no existe una deformación considerable sobre los estratos fallados.
Las unidades de descripción 13 y 14 no son lateralmente extensas en el área de estudio, y
estas presentan importantes variaciones de espesores y facies en localidades cercanas al cauce del
146
Río Urumaco. Sin embargo, la unidad de descripción 15 si se presenta en toda el área de estudio.
Esta última descansa sobre las siguientes unidades:
- la unidad 14 S.Str. en el área de la quebrada El Hatillo – 1.
- la unidad 12 en el área de la hoja D – 4.
- la unidad 14 (Equivalente lateral) en el área de la hoja B – 3.
Este fenómeno se puede asociar a dos causas, excluyentes entre si
1- Previo a la depositación de la unidad de descripción 15 se produjo una erosión, la cual
removió partes de las unidades infrayacentes a esta. En este caso, la depositación de la unidad 15
ocurre sobre una discordancia. Adicionalmente, la unidad de descripción 15, en ciertas
localidades, describe una base erosiva.
2- Es posible que sucediera un desplome de las unidades suprayacentes a la base de la unidad 12,
previo a la depositación de la unidad 15. Sin embargo, en las localidades cercanas al cauce del río
no se presentan unidades plegadas profundamente debido al desplome de estas unidades.
En el área de El Hatillo, entre los tendidos sísmicos HA – 96 y HA – 97 se presenta un
escarpe topográfico (Ver figura 5.1.6), que corresponde a un escarpe de falla. Esta falla es
normal, dado que pone en contacto lateral a una caliza de edad Miocena con depósitos de edad
Pleistoceno. En base al mapa de ubicación que se muestra en la figura 6.2, esta falla geológica
puede ser interpretada como la continuación septentrional de la Falla de Urumaco dado que las
rocas presentes en la terraza inferior corresponden a secuencias de rocas del miembro superior de
la Formación Urumaco, mientras que la caliza que aflora en la terraza superior corresponde a
secuencias de rocas del miembro medio de la Formación Urumaco. Esta interpretación coincide
con las observaciones de Audemard (2001), según el cual la Falla de Urumaco presenta una
componente de desplazamiento normal.
147
6.3 Integración de los resultados geofísicos y geológicos
A continuación se presentan las siguientes interpretaciones, que integran las
observaciones geológicas de superficie con los modelos y mapas sísmicos generados en este
estudio.
6.3.1 Definición del rumbo de la Falla B (El Jebe) y modelos de capas EM – 15 y EM – 16.
El contraste litológico interpretado en los perfiles EM – 15 y EM – 16 se interpretan como
la consecuencia de una variación lateral de las unidades rocosas presentes en el subsuelo, como
se discute en el capitulo 6.1.3.1. A pesar que la Falla El Jebe presenta un rango de orientaciones
posibles y no un rumbo observado en campo, el marcado contraste litológico presente entre los
tendidos ya mencionados permite la interpretación que la Falla El Jebe sea la responsable de
generar el contraste litológico evidenciado en los modelos de capas EM – 15 y EM – 16,
mediante un contacto por falla.
Esta interpretación es plausible, dado que para que dicho contraste litológico ocurra en un
sentido estratigráfico, la disposición de los estratos deberían describir buzamientos de muy alto
ángulo, lo cual no se presenta en ninguna localidad del bloque tectónico oriental, cercana a la
Falla B.
Por estas razones, el rumbo de la Falla El Jebe recibe una orientación N20W.
6.3.1 Relación entre la unidad engrosada del pleistoceno y las Fallas Arcas y El Jebe.
El modelo de capa del tendido EM – 14 (Ver subcapitulo 5.3.1.1) muestra un espesor del
pleistoceno mayor a 20 metros en esta área, como también los espesores de la unidad pleistocena
en la región del tendido EM – 18 muestran un engrosamiento anómalo relativo a la tendencia
regional, como se presenta en la figura 6.1. La presencia de depresiones estructurales en estas dos
148
regiones (como a lo largo de la franja que une ambas anomalías) es evidente a partir del análisis
del mapa estructural del tope del segundo estrato como del mapa isópaco del primer estrato. Sin
embargo, al superponer la traza de las Fallas Arcas y El Jebe sobre la franja que muestra el
engrosamiento de la unidad Pleistocena, no se establece una relación directa entre una de estas
fallas y toda la franja (Figura 6.5). La franja engrosada del pleistoceno ocurre sobre la traza de la
Falla el Jebe en una región limitada, en su extremo meridional.
Figura 6.5 Mapa que muestra la unidad Pleistocena engrosada y la interpretación de las Fallas A y B como Fallas
Arcas y El Jebe, respectivamente.
Existe la posibilidad de que el efecto de la Falla El Jebe, en su extremo meridional, haya
generado la depresión estructural que se muestra claramente en los mapas sísmicos. Es de hacer
notar, que dado que la Falla Arcas es del tipo inverso, y que el bloque deprimido ocurre hacia el
bloque tectónico central, es posible que este bloque tectónico haya generado un mayor espacio de
149
acumulación para la depositación de la unidad pleistocena, durante el fallamiento de esta unidad.
Sin embargo, en la localidad presente en la quebrada El Casino 1 – 1, la Falla Arcas no corta a los
depósitos de edad Pleistoceno.
La franja engrosada del pleistoceno se presenta enmarcada tanto por la Falla El Jebe como
por la Falla Arcas. Pudiese ocurrir que el área enmarcada entre ambas fallas represente una
depresión estructural que sirvió como espacio de acomodación para los depósitos Pleistocenos.
Una ultima posibilidad es que la franja engrosada del Pleistoceno no esté relacionado a la
actividad de las Fallas Arcas y El Jebe, sino que la geometría de la discordancia existente, previo
a la depositación de la unidad Pleistocena, hubiese sido moldeada por efectos de erosión locales.
150
CAPITULO VII
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
Conclusiones
En base al levantamiento geológico, a los modelos de capas individuales, al perfil de
visualización del sector de El Hatillo, a los mapas estructurales, isópacos y de velocidades del
sector de El Mamón como a las interpretaciones y modelos propuestos, se presentan las
siguientes conclusiones:
• En el área de estudio se presentan tres bloques tectonicos, separados entre si por las
Fallas A y B.
• Las Fallas A y B son interpretadas como las Fallas Arcas y El Jebe, respectivamente.
• En el área de estudio y al norte de esta, se presenta una base erosiva de gran magnitud.
Esta base erosiva infrayace a la unidad de descripción 15, definida por Bassano (2007).
• En el área de estudio se resuelven, en general, 3 estratos mediante los modelos de capas
individuales. El primer estrato corresponde a depósitos de edad Pleistoceno, mientras que
el segundo y tercer estrato corresponde a capas de edad Mioceno.
• La discordancia Pleistocena – Miocena se caracteriza mediante la interpretación de los
mapas estructurales del tope del segundo estrato y los mapas de espesores del primer
estrato. Estos mapas son generados a partir de los resultados de los modelos de capas
individuales
• Mediante los mapas estructurales del tope del segundo estrato se reconocen 2
depresiones estructurales principales en el sector de El Mamón. Con los mapas del
espesor del primer estrato se reconoce una estructura engrosada por depósitos
151
pleistocenos de orientación NNW – SSE. Esta estructura une a las dos depresiones
estructurales principales. Al integrar ambos mapas, se interpreta una faja engrosada de
depósitos pleistocenos de orientación NNW – SSE.
• La franja engrosada de depósitos Pleistocenos no ocurre sobre la traza de las Fallas Arcas
y El Jebe. Sin embargo, esta franja engrosada se encuentra enmarcada por La Falla Arcas
y la Falla El Jebe. Existen dos posibilidades que explican la génesis de esta franja
engrosada. O entre estas dos fallas se presenta una depresión estructural que sirvió de
espacio de acomodación para los depósitos pleistocenos o que la geometría de la
discordancia existente previo a la depositación de los depósitos pleistocenos fue
moldeada por efectos de erosión local.
• La traza de la Falla El Muerto se reconoce en los tendidos sísmicos HA – 102 y HA –
103 en el perfil de visualización HA – 98 / HA – 107, por las velocidades y espesores
anómalos que se muestran en estos tendidos. Adicionalmente, la proyección hacia el sur
del extremo meridional de la Falla El Muerto coincide con estos dos tendidos.
• La Falla El Muerto hubo de ser una falla activa durante la depositación de la unidad
Pleistocena, dado los espesos depósitos interpretados en los tendidos HA – 102 y
HA – 103.
• La Falla de Urumaco aflora en la región de El Hatillo, entre los tendidos HA – 96 y
HA – 97.
152
Recomendaciones
- Dado que la resolución sísmica está limitada por la longitud de cada tendido, se recomienda
utilizar el tendido más largo permitido por el tipo de fuente empleada, utilizando una alta
densidad de receptores por tendido. En particular, se recomienda realizar tendidos con separación
de geófonos de 12 m en aquellas regiones del sector El Mamón donde solo se resuelven 2
estratos.
- Se recomienda adquirir tendidos sísmicos al norte de las ruinas de el casino, con el fin de
mejorar la interpolación presente entre la data ubicada cercana a El Casino con la data cercana a
El Mamón.
- Se recomienda realizar un levantamiento geológico en el área de El Hatillo, como un
reconocimiento de las unidades presentes en la región oriental del perfil de visualización
HA – 98 / HA - 107. Esto permitirá, en trabajos posteriores, realizar un amarre entre la geología y
la sísmica aledaña.
- Es poco recomendado generar perfiles sintéticos mediante la unión de 2 o más tendidos
sísmicos individuales durante el procesamiento, por dos razones. Estas son:
1- El módulo PlotrefaTM
, al generar perfiles mediante la unión de 2 o más perfiles,
minimiza las variaciones laterales de la velocidad existentes entre cada tendido, eliminando la
posibilidad de discriminar estructuras o contrastes litológicos presentes entre los tendidos.
2 – El módulo PotrefaTM
, al generar los perfiles sintéticos, aumenta de forma artificial la
resolución vertical de la sísmica, lo que puede introducir errores durante la interpretación de los
modelos. El uso y generación de este tipo de perfiles es muy poco recomendado.
153
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Apéndice A
Mapa geológico de superficie
Apéndice B
Modelos de capas individuales
Apéndice B
1/18
Imagen 1. Modelo de capas de EM – 6. Procesamiento tipo I
Imagen 2. Modelo de capas de EM – 7. Procesamiento tipo I
Apéndice B
2/18
Imagen 3. Modelo de capas de EM – 8. Procesamiento tipo I
Imagen 4. Modelo de capas de EM – 9. Procesamiento tipo I
Apéndice B
3/18
Imagen 5. Modelo de capas de EM – 10. Procesamiento tipo I
Imagen 6. Modelo de capas de EM – 11. Procesamiento tipo I
Apéndice B
4/18
Imagen 7. Modelo de capas de EM – 13. Procesamiento tipo II
Imagen 8. Modelo de capas de EM – 14. Procesamiento tipo I
Apéndice B
5/18
Imagen 9. Modelo de capas de EM – 15. Procesamiento tipo I
Imagen 10. Modelo de capas de EM – 16. Procesamiento tipo II
Apéndice B
6/18
Imagen 11. Modelo de capas de EM – 18. Procesamiento tipo I
Imagen 12. Modelo de capas de EM – 25. Procesamiento tipo II
Apéndice B
7/18
Imagen 13. Modelo de capas de EM – 26. Procesamiento tipo I
Imagen 14. Modelo de capas de EM – 27. Procesamiento tipo II
Apéndice B
8/18
Imagen 15. Modelo de capas de EM – 29. Procesamiento tipo I
Imagen 16. Modelo de capas de EM – 30. Procesamiento tipo I
Apéndice B
9/18
Imagen 17. Modelo de capas de EM – 31. Procesamiento tipo I
Imagen 18. Modelo de capas de EM – 32. Procesamiento tipo II
Apéndice B
10/18
Imagen 19. Modelo de capas de EM – 33. Procesamiento tipo II
Imagen 20. Modelo de capas de EM – 46. Procesamiento tipo I
Apéndice B
11/18
Imagen 21. Modelo de capas de EM – 48. Procesamiento tipo I
Imagen 22. Modelo de capas de EM – 54. Procesamiento tipo I
Apéndice B
12/18
Imagen 23. Modelo de capas de EM – 87. Procesamiento tipo I
Imagen 24. Modelo de capas de EM – 89. Procesamiento tipo II
Apéndice B
13/18
Imagen 25. Modelo de capas de HA – 97. Procesamiento tipo I
Imagen 26. Modelo de capas de HA – 97. Procesamiento tipo II
Apéndice B
14/18
Imagen 27. Modelo de capas de HA – 98. Procesamiento tipo I
Imagen 28. Modelo de capas de HA – 99. Procesamiento tipo I
Apéndice B
15/18
Imagen 29. Modelo de capas de HA – 100. Procesamiento tipo II
Imagen 30. Modelo de capas de HA – 101. Procesamiento tipo I
Apéndice B
16/18
Imagen 31. Modelo de capas de HA – 102. Procesamiento tipo II
Imagen 32. Modelo de capas de HA – 103. Procesamiento tipo I
Apéndice B
17/18
Imagen 33. Modelo de capas de HA – 104. Procesamiento tipo II
Imagen 34. Modelo de capas de HA – 105. Procesamiento tipo I
Apéndice B
18/18
Imagen 35. Modelo de capas de HA – 107. Procesamiento tipo II
Apéndice C
Mapas estructurales, isópacos y de velocidades para el sector
de El Mamón.
Apéndice C
1/24
Imagen 1: Mapa estructural regional del tope del segundo estrato. Regresión polinomial de
orden cúbico
Apéndice C
2/24
Imagen 2: Mapa estructural residual del tope del segundo estrato. Interpolación Kriging
Apéndice C
3/24
Imagen 3: Mapa estructural residual del tope del segundo estrato. Interpolación vecino
natural
Apéndice C
4/24
Imagen 4: Mapa estructural total del tope del segundo estrato. Interpolación vecino natural
Apéndice C
5/24
Imagen 5: Mapa estructural regional del tope del tercer estrato. Regresión polinomial de
orden cúbico
Apéndice C
6/24
Imagen 6: Mapa estructural residual del tope del tercer estrato. Interpolacion Kriging.
Apéndice C
7/24
Imagen 7: Mapa estructural residual del tope del tercer estrato. Interpolación vecino natural.
Apéndice C
8/24
Imagen 8: Mapa estructural total del tope del tercer estrato. Interpolación vecino natural
Apéndice C
9/24
Imagen 9: Mapa isópaco regional del primer estrato. Regresión polinomial de orden cúbico
Apéndice C
10/24
Imagen 10: Mapa isópaco residual del primer estrato. Interpolación Kriging
Apéndice C
11/24
Imagen 11: Mapa isópaco residual del primer estrato. Interpolación vecino natural
Apéndice C
12/24
Imagen 12: Mapa isópaco total del primer estrato. Interpolación vecino natural
Apéndice C
13/24
Imagen 13: Mapa isópaco regional del segundo estrato. Regresión polinomial de orden
cúbico
Apéndice C
14/24
Imagen 14: Mapa isópaco residual del segundo estrato. Interpolación Kriging
Apéndice C
15/24
Imagen 15: Mapa isópaco residual del segundo estrato. Interpolación vecino natural
Apéndice C
16/24
Imagen 16: Mapa isópaco total del segundo estrato. Interpolación vecino natural
Apéndice C
17/24
Imagen 17: Mapa regional de velocidad del segundo estrato. Regresión polinomial de orden
cúbico
Apéndice C
18/24
Imagen 18: Mapa residual de velocidad del segundo estrato. Interpolación Kriging
Apéndice C
19/24
Imagen 19: Mapa residual de velocidad del segundo estrato. Interpolación vecino natural
Apéndice C
20/24
Imagen 20: Mapa total de velocidad del segundo estrato. Interpolación vecino natural
Apéndice C
21/24
Imagen 21: Mapa regional de velocidad del tercer estrato. Regresión polinomial de orden
cúbico
Apéndice C
22/24
Imagen 22: Mapa residual de velocidad del tercer estrato. Interpolación Kriging
Apéndice C
23/24
Imagen 23: Mapa residual de velocidad del tercer estrato. Interpolación vecino natural
Apéndice C
24/24
Imagen 24: Mapa total de velocidad del tercer estrato. Interpolación vecino natural
Apéndice D
Curvas de varianza para los mapas regionales.
Apéndice D
1/6
Varianza "Residualización del Mapa estructural segunda capa"
0
5
10
15
20
25
30
35
40
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Orden polinomial
Varia
nza
Imagen 1: Residualización del Mapa estructural de la segunda capa
Apéndice D
2/6
Varianza "Residualización del Mapa Estructural tercera capa"
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Orden polinomial
Varia
nza
Imagen 2: Residualización del Mapa estructural de la tercera capa
Apéndice D
3/6
Varianza "Residualización del Mapa isópaco del primer horizonte"
0
0,5
1
1,5
2
2,5
3
3,5
4
4,5
5
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Orden polinomial
Varia
nza
Imagen 3: Residualización del Mapa isópaco del primer horizonte
Apéndice D
4/6
Varianza "Residualización del Mapa isópaco del segundo horizonte"
0
1
2
3
4
5
6
7
8
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Orden polinomial
Varia
nza
Imagen 4: Residualización del Mapa isópaco del segundo horizonte
Apéndice D
5/6
Varianza "Residualización del Mapa de velocidad del segundo horizonte"
0
0,01
0,02
0,03
0,04
0,05
0,06
0,07
0 1 2 3 4 5 6 7
Orden polinomial
Varia
nza
Imagen 5: Residualización del Mapa de velocidad del segundo horizonte
Apéndice D
6/6
Varianza "Residualización del Mapa de velocidad del tercer horizonte"
0,185
0,19
0,195
0,2
0,205
0,21
0,215
0 1 2 3 4 5 6
Orden Polinomial
Varia
nza
Imagen 6: Residualización del Mapa de Velocidad del tercer horizonte
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