UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR
Ingeniería Geofísica
LEVANTAMIENTO SÍSMICO DE REFRACCIÓN
SOMERA Y LEVANTAMIENTO GEOLÓGICO EN
EL ÁREA DE “EL CASINO”, AL NORTE DEL
POBLADO DE URUMACO (EDO. FALCÓN)
Realizado por:
Javier Martín Gallegos
Proyecto de Grado
Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar
Como requisito Parcial para optar al Título de
Ingeniero Geofísico
UNIVERSIDAD SIMON BOLIVAR
Ingeniería Geofísica
LEVANTAMIENTO SÍSMICO DE REFRACCIÓN
SOMERA Y LEVANTAMIENTO GEOLÓGICO EN
EL ÁREA DE “EL CASINO”, AL NORTE DEL
POBLADO DE URUMACO (EDO. FALCÓN)
Realizado por:
Javier Martín Gallegos
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 los Profesores:
Dr. Andrés A. Pilloud B.
Dra. Milagrosa Aldana
Este trabajo ha sido aprobado en nombre de la Universidad Simón Bolívar por el siguiente jurado calificador:
________________________________ Dr. Carlos Izarra
_________________________________ Dra. Milagrosa Aldana
_________________________________ Dr. Andrés Pilloud
_________________________________ Prof. Corina Campos
ÍNDICE GENERAL
Página Dedicatoria Agradecimientos Resumen CAPÍTULO I: INTRODUCCIÓN i ii iii 1CAPÍTULO II: MARCO TEÓRICO 3
2.1 Refracción sísmica 3
2.2 Ley de refracción 5
2.3 Herramientas para la adquisición sísmica 8
2.3.1 Fuente de generación de ondas
2.3.2 Sensores de grabación 2.3.3 Adquisición y almacenamiento
2.4 Interpretación de los datos sísmicos
2.4.1 Selección de las primeras llegadas 2.4.2 Curvas camino-tiempo
2.5 Métodos para la interpretación de datos sísmicos 2.5.1 Tiempos de intercepto
2.5.2 Velocidades aparentes 2.5.3 Tiempos de retardo
2.5.4 Método de reciprocidad generalizada (GRM) 2.6 Teoría de fractales
2.6.1 Fractal
2.6.2 Dimensión fractal 2.6.3 Método del Divisor
8 9 9 10 10 11 15 16 16 16 17 17 18 18 19
2.7 SeisImager y tomografía sísmica 2.7.1 Módulo de Pickwin 2.7.2 Módulo de Plotrefa 2.7.3 Tomografía sísmica 20 21 21 22
CAPÍTULO III: GEOLOGÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO 25
3.1 Ubicación geográfica 3.2 Geología regional
25 25
3.3 Geología del área de El Casino 27
3.4 Formación Urumaco 30
CAPÍTULO IV: METODOLOGÍA DE TRABAJO 34
4.1 Revisión bibliográfica 34
4.2 Trabajo de campo 35
4.2.1 Levantamiento sísmico de refracción 35
4.2.2 Características del tendido 36
4.2.3 Levantamiento de puntos mediante el navegador GPS y el altímetro 4.2.4 Levantamiento geológico
4.2.5 Levantamiento de secciones parciales
38 40 41
4.3 Trabajo de laboratorio y oficina 42
4.3.1 Procesamiento de líneas sísmicas 4.3.2 Procesamiento por la teoría de fractales
4.3.3 Construcción y dibujo de mapas estructurales e isópaco de isovelocidades
42 51
54 4.3.4 Construcción y dibujo del mapa geológico georeferenciado 54 4.3.5 Construcción y dibujo de columnas sedimentológicas 56
CAPÍTULO V: RESULTADOS Y ANÁLISIS 57
5.1 Resultados y análisis del procesamiento sísmico 57
5.2 Resultados de los perfiles sísmicos 5.3 Mapas estructurales e isópaco
5.4 Resultados del levantamiento geológico
5.4.1 Geología de las terrazas cuaternarias en el área de Urumaco
70 71 74 79
5.4.2 Resultados del levantamiento de secciones parciales 81
CAPÍTULO VI: INTERPRETACIÓN DE LOS RESULTADOS 86
6.1 Interpretación de los resultados sísmicos 6.2 Interpretación de los resultados geológicos
6.3 Integración de los resultados sísmicos y geológicos
86 87 88 CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES 90 REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS 92 APÉNDICES Hoja
A Descripción de las unidades de descripción de la sección parcial El Paso – 1 1 – 9
B Mapa geológico del área de El Casino 1 – 14
ÍNDICE GENERAL DE TABLAS
página Tabla 4.1 Formato utilizado para llevar un control de cada tendido. 40
ÍNDICE GENERAL DE FIGURAS
Página Figura 2.1 Modelo de propagación de ondas, modificado de Sheriff (1991) 5
Figura 2.2 Modelo de dos capas, con las velocidades de las capas 6
Figura 2.3 Propagación de las ondas en un medio de 2 capas. (Adapatado de Boyd,
1999) 7
Figura 2.4 Esquema general del equipo de refracción sísmica.
Figura 2.5 Registro de refracción sísmica donde se muestran las primeras llegadas
8 11
Figura 2.6 Arreglo de geófonos para levantamiento de refracción. 12
Figura 2.7 Curva camino-tiempo de una arreglo de tendidos directos y reversos. 13 Figura 2.8 Relación entre la distancia crítica y la profundidad adaptado del Sheriff
& Geldart, 1991. 14
Figura 2.9 Esquema comparativo entre la dimensión Fractal y la dimensión
Euclidiana. Tomada de González V., 2001. 19
Figura 2.10 Calculo de la dimensión fractal mediante el Método del Divisor. 19 Figura 2.11 Esquema planteado para la inversión. Modificado del Manual de
SeisImager. 22
Figura 3.1 Ubicación del área de estudio
Figura 3.2 Mapa geológico del área al norte de Urumaco con la identificación de las fallas, tomado de Bassano (2007).
26
29 Figura 4.1 Ubicación de los puntos de tiro de las líneas sísmicas
Figura 4.2 Selección de primeras llegadas de la línea 31 (disparo).
37 44 Figura 4.3 Selección de primeras llegadas de la línea 31 (contradisparo). 44
Figura 4.4 Curvas camino – tiempo de la línea 31. 45
Figura 4.5 Asignación de capas y velocidades en las curvas camino – tiempo para
la línea 31 46
Figura 4.6 Inversión de la línea 31.
Figura 4.7 Modelo de velocidades migrado en profundidad de la línea 31.
47 47
Figura 4.8 Modelo de capas de la línea 31. 48 Figura 4.9 Inversión de la línea 87
Figura 4.10 Modelo de inversión de la línea 87.
49 49
Figura 4.11 Modelo de capas de la línea 87. 50
Figura 4.12 Inversión del perfil 80-81. 51
Figura 4.13 Parámetros a introducir en el programa de fractales.
Figura 4.14 Grafica de Amplitud vs. Tiempo y Grafica de la dimensión fractal vs. Tiempo.
53
53
Figura 5.1 Curvas camino tiempo del tendido 31. 58
Figura 5.2 Modelo de capa de la línea 31. 59
Figura 5.3 Modelo de capas de la línea 31 realizados con fractales. 59
Figura 5.4 Trazas sísmicas con selección de primeras llegadas. 60
Figura 5.5 Modelo de capas de la línea 35.
Figura 5.6 Modelo de capas de la línea 35 realizado con Fractales. Figura 5.7 Selección de primeras llegadas de la Línea 77.
Figura 5.8 Curva Camino – Tiempo de la línea 77. Figura 5.9 Modelo de capas de la línea 77.
Figura 5.10 Modelo de capas de la línea 77 realizado mediante la teoría de Fractales.
Figura 5.11 Selección de las primeras llegadas de la línea 93 para el disparo. Figura 5.12 Selección de las primeras llegadas de la línea 93, para el contradisparo. Figura 5.13 Curvas camino tiempo de la línea 93.
Figura 5.14 Modelo de capas para la línea 93.
Figura 5.15 Modelo de capas de la línea 93, realizado mediante la selección de las primeras llegadas mediante Fractales.
Figura 5.16 Modelo de capa para el perfil 80 – 81. Figura 5.17 Modelo de capa para el perfil 87-88-89. Figura 5.18 Mapa Estructural del horizonte 1. Figura 5.19 Mapa estructural del Horizonte 2.
61 62 63 64 64 65 66 67 67 68 69 70 71 72 73
Figura 5.20 Mapa Isópaco del Estrato comprendido entre el Horizonte 1 y el Horizonte 2.
Figura 5.21 Columna de la sección parcial El Casino – 1 (EC – 1), con las unidades de descripción 1 a 9c.
Figura 5.22 Columna de la sección parcial El Casino – 1 (EC – 1), con las unidades de descripción 9d a 13.
Figura 5.23 Leyenda de litotipos, estratificación, estructuras sedimentarias, estructuras diagenéticas y fósiles presentes en la columna de la sección parcial El Paso - 1.
Figura 5.24 Columna de la sección parcial El Casino – 1 (EC – 1), con las unidades de descripción 14 a 33. 74 82 83 84 85
DEDICATORIA
A mi abuela, por que este era su principal deseo y aunque no este físicamente conmigo se que su espíritu siempre esta conmigo ayudándome y apoyándome.
A mis padres, por haberme brindado todo su apoyo, valor y entusiasmo y por creer en mí en todo momento.
A mi hermana, por ser mi ejemplo de constancia y esfuerzo, por ayudarme a superar los momento más difíciles y por que ella siempre a estado y estará para ayudarme a alcanzar mis sueños.
A mis hermanos Luis y Guillermo porque han estado conmigo en las buenas y las malas y me ayudaron a sobre llevar los momentos más duros.
AGRADECIMIENTOS
Inicialmente quiero agradecer a todas aquellas personas que a lo largo de mi carrera, han estado ahí brindándome su ayuda y apoyo, colaborando con la culminación de esta etapa de mi vida.
Al profesor Andrés Pilloud, por su dedicación y constancia y por haber sido una guía en el desarrollo de este proyecto.
A la profesora Milagrosa Aldana, por su comprensión y apoyo a lo largo de toda mí carrera y en especial durante la tesis.
A mis compañeros de tesis Gustavo, Alfredo y Christian porque sin ustedes hubiese sido imposible soportar las dificultas en campo. Tanto ustedes como yo sabemos que no hay nada que no podamos lograr.
A Armando, Andrea y Maria Gracia, por ayudarnos incondicionalmente en campo a pesar de todas las dificultades.
A Todos Muchas Gracias.
Levantamiento sísmico de refracción somera y levantamiento geológico en el
área de “El Casino”, al norte del poblado de Urumaco (edo. Falcón)
POR
Javier Martín Gallegos Resumen
El objetivo principal de este estudio consiste en reconocer el paleorelieve previo a la depositación de sedimentos de edad Cuaternaria en el área de El Casino, al norte de Urumaco. El estudio se fundamenta en la integración de datos sedimentológicos, estratigráficos y sísmicos, provenientes del levantamiento de sísmica de refracción de 30 líneas y del levantamiento geológico de la zona. El trabajo de campo se realizó en dos etapas. La primera etapa consistió en la adquisición de 29 tendidos de sísmica de refracción, de doble tiro, con un espaciamiento entre geófonos de 6 m, sobre depósitos cuaternarios. En la segunda etapa se realizaron reconocimientos geológicos en el área de Urumaco y se realizó el levantamiento geológico y de secciones parciales en el área comprendida entre El Paso y la quebrada El Mamón. Los datos recolectados durante este levantamiento fueron integrados en un mapa geológico de superficie.
Para la selección de las primeras llegadas se usaron dos métodos. En el método de selección manual, el usuario seleccionaba manualmente las primeras llegadas en los registros, usando el programa Pickwin. El método con base fractal, en el cual se usó un programa con base fractal desarrollado por Charmelo (2003), se analiza la variación de la dimensión fractal a lo largo de la traza, asociada a las primeras llegadas, en donde se observa el primer cambio en la dimensión fractal, se estaria observando la primera llegada. El método de selección manual resultó más confiable que el método con base fractal. A partir de estos resultados se generaron los modelos de capas para cada uno de los tendidos, utilizando el programa Plotrefa. Se identificaron tres horizontes en todos los perfiles, por lo tanto se generaron dos mapas estructurales y un mapa isópaco del área.
El primer horizonte se puede asociar a sedimentos no consolidados característicos de los depósitos de edad Cuaternario. Para el segundo horizonte se puede deducir que se trata de algún tipo de sedimento arenoso con distintos grados de compactación, asociado a una arenisca poco compactada que aparece en los primeros metros de la columna de meteorización. Para el tercer horizonte podemos deducir que se trata de una lodolíta, ya que las velocidades de onda para las lodolítas se varían en un rango de 2 a 2,4 Km/seg dependiendo del grado de compactación. Por lo tanto el contacto entre los depósitos cuaternarios y los depósitos pertenecientes a la Formación Urumaco se interpreta en la interfase entre el primer y el segundo horizonte.
En la quebrada El Paso – 1 se levantó la sección parcial El Casino -1 (EC – 1). Esta sección tiene un espesor de 148 m y comprende las unidades de descripción 1 a 33. En esta sección, en el metro 49,45 de la columna de meteorización, aflora el contacto entre el miembro medio y superior de la formación Urumaco. El miembro superior está conformado por capas de arena en contacto transicional con capas de arcillita y arcillita lignítica. El miembro medio está conformado por capas de caliza intercaladas con capas de arcillita y con capas de arenisca poco espesas. Además, en la sección El Casino – 1 afloran dos fallas menores con desplazamientos de pocos centímetros con un rumbo para la más oriental de 189º y para la más occidental de 45º.
CAPÍTULO I: INTRODUCCIÓN
Los métodos sísmicos de refracción y reflexión son una herramienta indispensable en la exploración de hidrocarburos, debido a que permiten obtener información sobre las estructuras geológicas presentes en el subsuelo. Los adelantos en este campo de investigación han avanzado a gran velocidad desde principios del siglo XX.
El método de sísmica de refracción es particularmente usado en estudios geológicos de áreas con escasos datos de superficie y de sondeos. Este método se utiliza en la ingeniería civil para determinar la profundidad del basamento, específicamente en la planificación de represas. Adicionalmente, mediante la sísmica de refracción se logra determinar el grado de meteorización, fracturación y competencia de las rocas, que son datos importantes para la planificación de obras con fundaciones.
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”.
El objetivo del presente estudio es la generación de un modelo estratigráfico y estructural mediante la interpretación de datos sísmicos y geológicos de superficie en el área de El Casino, al norte del pueblo de Urumaco en el Estado Falcón. La motivación del estudio es el reconocimiento del paleorelieve previo a la acumulación de los depósitos de edad Cuaternario sobre unidades plegadas y falladas de edad Mioceno. En tal sentido se pretende validar la existencia de paleovalles asociados a fallas reconocidas en localidades, que se encuentran cubiertas por los depósitos cuaternarios, contribuyendo así a la resolución de los problemas estructurales en el área. Además, en el presente trabajo se generará un modelo de velocidad
aparente de los depósitos cuaternarios y de la secuencia miocena para poder generar un mapa isópaco de los depósitos caternarios y mapas estructurales.
El levantamiento sísmico de refracción se realizó durante una salida de campo con una duración de 10 días en el mes de septiembre de 2006. En este levantamiento participaron los integrantes del proyecto Gustavo Guariguata, Alfredo Peralta y Christian Olbrich, así como, estudiantes de la carrera de Geofísica de la Universidad Simón Bolívar, bajo la tutoría del Prof. Eduardo Rodrigues. El procesamiento de los datos sísmicos se realizó en el laboratorio de Interpretación Geofísica en la Universidad Simón Bolívar a partir de marzo de 2007 bajo la tutoría de la Prof. Milagrosa Aldana y con apoyo del Prof. Carlos Izarra. Para esta actividad se utilizó el paquete de computación SeisImager/2D y un algoritmo con base fractal desarrollado por Charmelo (2003).
El reconocimiento geológico y vial, el levantamiento geológico y el levantamiento de secciones parciales se realizaron en tres salidas de campo entre diciembre de 2006 y septiembre de 2007, bajo la supervisión y tutoría del Prof. Andrés Pilloud. Este grupo de trabajo levantó el área comprendida entre El Paso y El Mamón, al oeste de la Falla de Urumaco, integrando los datos de Quijano (2005), Rodríguez (2005) y Bassano (2007). Al este de la Falla de Urumaco existen datos adicionales que se presentan en las tesis de grado de Herrera (2005) y Rodríguez (2005).
CAPÍTULO II: MARCO TEÓRICO
2.1 Refracción sísmica.
Dentro de los métodos sísmicos de la geofísica aplicada se encuentran los de refracción y reflexión sísmica. En estos métodos se mide el tiempo de propagación de las ondas elásticas, transcurrido entre el sitio donde se generan ondas sísmicas y la llegada de éstas a diferentes puntos de observación.
En la sísmica de refracción los parámetros de adquisición de los datos, deben ser seleccionados de acuerdo a la profundidad del objetivo, es decir la distancia entre los receptores y la distancia entre el punto de disparo y los receptores deben ser configurados según la profundidad del objetivo.
Las ondas sísmicas se generan a partir de golpes en el suelo con un martillo o con explosiones; éstas incluyen tanto ondas sísmicas internas, Primarias y Secundarias, así como ondas superficiales, Love y Rayleigh. Estas ondas se propagan en el interior de la tierra hasta alcanzar puntos donde existen cambios en las propiedades elásticas de los medios. En las interfases, ocurre un proceso de distribución de la energía, en donde, una parte de la energía se propaga hacia el interior de la tierra, mientras que la otra porción regresa a la superficie, donde es registrada por detectores (geófonos).
Existen un conjunto de leyes y principios que rigen la propagación y la trayectoria de las ondas sísmicas durante el proceso de refracción:
• Principio de Huygens
Reconoce que cada punto de un frente de onda que avanza es de hecho el centro de una nueva perturbación y la fuente de un nuevo tren de ondas; y que la onda que avanza como un todo se puede mirar como la suma de todas las ondas secundarias que surgen de puntos en el medio ya atravesado. Las ondas resultantes se convierten en un frente de ondas que avanza en la misma dirección que el que la generó y cada nuevo frente de onda es susceptible a su vez de ser núcleo de un nuevo frente de ondas.
• Principio de fermat
Según este principio un rayo que viaja de un punto a otro, requiere de un tiempo mínimo comparado con otras trayectorias cercanas (p. ej. Cantos, 1973). La geometría de las trayectorias seguidas por los rayos está gobernada por este principio.
• Ley de Snell
Se basa en los procesos de reflexión y transmisión de las ondas a través de las interfases que separan medios con distintas propiedades elásticas. El principio de la Ley de Snell se puede observar en la figura 2.1. En ella se presentan dos medios con propiedades elásticas distintas. Un primer medio con α1, β1 y ρ1; y un segundo medio con α2, β2 y ρ2. El ángulo de incidencia del rayo de ondas P sobre la interfase de los dos medios es θ1, el ángulo de refracción de la onda P en el segundo medio es θ2, el ángulo
de reflexión de la onda S es φ1, y el ángulo de transmisión de la onda de cizalla en el segundo medio es φ2. Snell demostró que el ángulo incidente de la onda P es igual al ángulo de reflexión de esa onda en el primer medio. Las ecuaciones de Snell requieren entonces la siguiente condición:
p = = = = 2 2 2 2 1 1 1
1 sin sin sin
sin β φ α θ β φ α θ (1)
Con p como el parámetro de rayo.
Estas expresiones exigen que el número de onda, o la velocidad aparente a lo largo de la interfase entre los dos medios, sean iguales.
Figura 2.1 Modelo de propagación de ondas, modificado de Sheriff (1991)
2.2 Ley de refracción
La ley de refracción dice que el seno del ángulo incidente es al seno del ángulo de refracción como la velocidad de la onda incidente es a la velocidad de la correspondiente onda refractada.
2 1 2 1 sin sin V V = θ θ (2)
Para explicar la trayectoria de las ondas en el método de la Refracción sísmica, consideremos un medio, con velocidad V1, que suprayace un medio seminfinito, con velocidad V2, mayor que V1 (Figura 2.2). Una vez que se han generado las ondas en el punto de disparo, éstas empiezan a viajar por el medio superior conformando frentes de onda en el espacio.
Figura 2.2 Modelo de dos capas, con las velocidades de las capas.
Al hacer un corte vertical, el frente de ondas luciría como se ilustra en la Figura 2.3. En la parte b) de la Figura 2.3 el frente de ondas se ha encontrado con el límite de los medios y ocurren las primeras refracciones hacia la capa inferior. En la parte c), ha pasado más tiempo y se pueden observar claramente 3 frentes de onda: 1. de las ondas directas; 2. de las ondas refractadas hacia la capa inferior, y 3. de las reflejadas hacia la capa superior. Al observar en detalle puede identificarse un cuarto frente de ondas. El frente de ondas refractado hacia la capa inferior, no tiene una curvatura constante, de tal manera que corresponde a dos frentes de onda, el que se
refracta hacia abajo, y el que se refracta hacia la capa superior. Como se puede observar, este frente de ondas está mas alejado del punto disparo que el frente de ondas directas en la primera capa, por lo que llegará más rápido a los geófonos donde aún no había llegado el frente de ondas directas.
Figura 2.3 Propagación de las ondas en un medio de 2 capas. (Adapatado de Boyd, 1999)
El frente de ondas refractado hacia el medio superior se genera cuando los rayos provenientes de la fuente alcanzan en ángulo crítico,
i
c, en la interfaz entre los medios.Posteriormente el frente de onda se propaga a lo largo de la Interfase entre los dos medios, pero con la velocidad V2, debido a que el frente de onda refractado a 90º viaja a lo largo de la interfase pero con la velocidad del medio infrayacente.
El ángulo crítico se alcanza cuando el ángulo de refracción es mayor que el ángulo de incidencia, es decir cuando es igual a 90º, resultando una expresión que está definida por la velocidad de las capas.
2 1 sin α α = c i (3)
2.3 Herramientas para la adquisición sísmica
Las componentes del equipo de medición de refracción sísmica son (Figura 2.4): • Fuente de generación de ondas sísmicas.
• Detectores de los movimientos del terreno. • Sistema de adquisición y almacenamiento.
Fuente de generación Martillo, explosivos o disparos. Detectores de los movimientos del terreno Varios sensores en línea recta Sistema adquisción y almacenamiento
Unidad con filtros, ganancia y capacidad de
apilamiento
Figura 2.4 Esquema general del equipo de refracción sísmica.
2.3.1 Fuente de generación de ondas
Las ondas que se utilizan en refracción son generadas por una perturbación artificial, que se conoce como impulso sísmico. Lo que se busca con éste es generar el tipo de ondas sísmicas, producidas por un único evento de duración instantánea, para que no haya superposición de ondas (de diferentes eventos) en los movimientos del terreno detectados por los geófonos.
Para esto se buscan fuentes de generación que se puedan controlar en términos del tiempo de inicio y localización (p. ej. Jakosky, 1950; Cantos, 1980).
• Fuentes de impacto. Generalmente martillos; debido a que la energía transmitida al suelo no es muy grande, se debe apilar varias veces los golpes impactaos al suelo, con el fin de modelar mejor las llegadas y suprimir el ruido.
• Cargas explosivas. Son de mayor energía que las fuentes de impacto . La explosión puede ocurrir en un tiempo de micro a milisegundos, dependiendo de la naturaleza y cantidad del explosivo y del material que rodea sitio de explosión (p. ej. Cantos, 1980).
• Disparos. Se utilizan balas o cartuchos; la energía generada es mayor que la generada por la fuente de impacto.
2.3.2 Sensores de grabación
Mediante geófonos de una componente (vertical), el movimiento del terreno es observado en diferentes puntos a lo largo del tendido de refracción sísmica. Actualmente se usan 12, 24 ó 48 geófonos. Los geófonos exigen mayor resistencia mecánica que aquellos usados en la sismología tradicional (p. ej. Jakosky, 1950) debido a que en los estudios de refracción se requiere geófonos con frecuencias naturales de vibración mucho mayores, entre 8 y 40 Hz.
.
2.3.3 Adquisición y almacenamiento
Los equipos sísmicos de adquisición y almacenamiento están compuestos por:
• Unidad de apilamiento y digitalización. Es la unidad donde se adquiere, digitaliza y procesan los datos. Tiene puertos especializados para recibir las señales enviadas por los
geófonos; a cada geófono le corresponde un canal y sus señales son filtradas y digitalizadas de acuerdo con las opciones definidas por el usuario.
• Cables sísmicos. Por lo general, se usan dos cables para conectar en cada uno la mitad de los geófonos. Cada cable contiene a su vez cableado para llevar la señal de cada geófono a la unidad de adquisición; cada uno de éstos se llama canal.
• “Trigger”. Este es un cable conectado a la fuente sísmica, de tal manera que en el instante en que se golpea el suelo con el martillo o cuando la carga explosiva es detonada, el sistema de registro empieza a grabar.
2.4 Interpretación de los datos sísmicos
Para generar un modelo coherente del subsuelo, a través del cálculo de velocidades y de profundidad de las interfases refractoras, es necesario aplicar una serie de procedimientos, entre ellos tenemos la selección de las primeras llegadas de los registros de manera automática o manual, la construcción de las curvas camino-tiempo y el cálculo de velocidades.
2.4.1 Selección de las primeras llegadas
La selección se puede realizar de manera manual o automática. Si tenemos un registro de buena calidad es posible hacer la selección de manera visual.
Actualmente existen programas basados en principios matemáticos y físicos, que realizan la selección de las primeras llegadas de manera automática. Esta opción es muy útil en el caso de tengamos registros con mucho ruido grabado y por lo tanto la selección visual sea difícil de realizar.
En la figura 2.5 se muestra un registro de 12 trazas, en donde las líneas roja y verde representan la selección de las primeras llegadas realizadas de manera manual.
Figura 2.5 Registro de refracción sísmica donde se muestran las primeras llegadas
2.4.2 Curvas camino-tiempo
Para la construcción de estas curvas es necesario seleccionar los tiempos de las primeras llegadas de las ondas para cada geófono. Con estos tiempos y la distancia entre cada receptor y la distancia de la fuente se construyen las curvas camino tiempo. Estos tiempos pueden ser obtenidos directamente del sismógrafo o se imprime el registro para el estudio detallado; también se pueden bajar los datos a un computador para visualizar el registro y realizar la selección, como se muestra en la figura 2.5, o se pueden usar programas para realizar la selección de manera automática.
Figura 2.6 arreglo de geófonos para levantamiento de refracción.
Para construir las curvas camino tiempo se debe definir el tipo de arreglo que se va a usar en la adquisición. El arreglo que se usa comúnmente es el que se muestra en figura 2.6. A lo largo de una línea (cable sísmico) se colocan los geófonos, normalmente 12 ó 24, que se conectan por medio de un cable con el número correspondiente de contactos para cada uno. Este conjunto de geófonos se conoce como arreglo (o spread).
La fuente o disparo, de cualquier tipo, se ubica en una de las cinco posiciones mostradas en la figura (con asterisco). El caso más simple es ubicar el disparo al principio y al final del arreglo, lo cual se conoce como tiro sobre-extremos (end-on shot). Una fuente ubicada a una cierta distancia del final del arreglo se llama disparo fuera de línea (off-end). Cuando la fuente se ubica en un punto a lo largo del arreglo, excepto en uno de sus extremos, este se conoce con el nombre de disparo en-arreglo (split-spread), generalmente es en la mitad, a un cuarto o a tres cuartos de la distancia total a lo largo del arreglo. Los disparos se realizan generalmente en los extremos del arreglo en direcciones directa e inversa. La ubicación de los disparos se realiza en función de la cobertura que se necesite de la superficie del refractor y de la resolución lateral necesaria. Para cada disparo se obtienen tiempos de llegada de las ondas directa y refractada para cada una de las trazas del registro del conjunto de geófonos. Cambiando la posición del disparo en un mismo arreglo, se obtienen datos adicionales que proporcionan mayor detalle del horizonte refractor.
En la figura 2.7 se muestra una curva camino-tiempo para un arreglo en donde los disparos se realizan en los extremos del tendido; también es conocido como tendidos directos y reversos.
Linea 37 0 10 20 30 40 50 60 70 80 0 10 20 30 40 50 60 70 Distancia (m) Ti em po ( m s) Disparo contradisparo
Figura 2.7 Curva camino-tiempo de una arreglo de tendidos directos y reversos.
La distancia crítica (Xc), es aquella medida entre el punto disparo y el sitio donde emerge la primera onda refractada en superficie. Dependiendo de las velocidades de la capa superior y del refractor o capa inferior y de la profundidad a éste, la distancia crítica puede ser o no menor que la longitud del tendido en observación.
En la Figura 2.8 se muestra la relación entre el contraste de velocidades de la primera capa V1 y del refractor V2, versus la relación entre la distancia crítica Xc y la profundidad h.
Figura 2.8 Relación entre la distancia crítica y la profundidad adaptado del Sheriff & Geldart, 1991.
A medida que aumenta la relación V2 / V1 la relación xc / h disminuye. Como regla
práctica, las longitudes de los tendidos de refracción deben ser mayores que el doble de la profundidad al refractor para observar refracciones sin interferencias indebidas de las ondas P originales (Sheriff & Geldart, 1991).
De la figura 2.8 se puede inferir que las velocidades aumentan con la profundidad; este método no permite identificar capas o estratos de suelo con velocidades inferiores a la superior (“inversiones de velocidad”).
Una vez construidas las curvas camino-tiempo, se procede a identificar qué secciones de las curvas pertenecen a un mismo refractor. El conjunto de puntos que pertenecen a un refractor conforma lo que se conoce como dromocrona. La identificación de las dromocronas es la parte más importante en la interpretación de los datos de refracción.
Hay algunas características del subsuelo que se pueden prestar para malas interpretaciones, a saber:
• Un cambio de pendiente de la curva T-x no significa necesariamente un cambio de refractor, sino que puede significar un cambio de pendiente del primer refractor. (p. ej. Cantos, 1989).
• Cuando existe un estrato o una capa delgada de suelo cuya velocidad es menor que la de la capa superior, no hay refracción crítica, de tal manera que no habría indicios de su presencia en las primeras llegadas en cada punto de la línea sísmica. ( p. ej. Sheriff & Geldart, 1991).
• Cuando existe una capa demasiado delgada, a pesar de tener velocidades mayores, no alcanza a producir primeros arribos por el hecho mismo de ser tan delgada (p. ej. Sheriff & Geldart, 1991.)
2.5 Métodos para la interpretación de datos sísmicos
Los métodos de interpretación en refracción sísmica se diferencian principalmente por las suposiciones en las que se basan y los modelos de suelo que estudian. Algunos de estos métodos se han implementado en programas de computación con el fin de optimizar el tiempo en la elaboración de los cálculos.
2.5.1 Tiempos de intercepto
Las ondas originadas en el punto de disparo una vez refractadas en los contactos de los medios, determinan los tiempos de llegada de las ondas en los geófonos en superficie. Estos tiempos se incrementan con la distancia y la profundidad de penetración de las ondas. De la curva camino-tiempo, el método utiliza la pendiente de las dromocronas para calcular la velocidad de los refractores y los tiempos de intercepto de las dromocronas con el eje del tiempo para calcular las profundidades. Este método es usado para modelos de un refractor plano o múltiples refractores planos.
2.5.2 Velocidades aparentes
Este método permite la identificación de velocidades y profundidades para modelos con capas inclinadas paralelas; utiliza los tiempos de intercepto en el origen de un tendido directo y de su reverso. El método supone que la velocidad de cada uno de los estratos es constante (medios homogéneos) y que la pendiente del refractor también lo es.
2.5.3 Tiempos de retardo
Este es un método útil en el caso de refractores con topografías que no son muy accidentadas o que presentan muchas curvaturas.
Utiliza la definición del tiempo de retardo como la diferencia entre el tiempo que requiere la onda para recorrer la trayectoria ente el punto de disparo y el refractor, con el ángulo crítico
dentro del medio superior y con su propia velocidad, V1 y el tiempo requerido por las misma onda para recorrer la proyección de esa misma trayectoria, pero con velocidad de refractor V2.
2.5.4 Método de reciprocidad generalizada (GRM)
El método de reciprocidad generalizada (Palmer, 1980) es una técnica de inversión que utiliza los tiempos de viaje de los disparos directo e inverso para determinar la geometría de los refractores en el subsuelo a través de una solución gráfica. El método emplea la migración de refracciones para obtener una estructura detallada de la interfase y variaciones laterales de la misma. La migración de refracciones usa la distancia de desfase, que es la separación horizontal entre el punto en donde empieza la refracción crítica y otro sobre la superficie en donde el rayo emerge.
2.6 Teoría de fractales.
La geometría fue propuesta por primera vez por Euclides hace unos 300 años A.C.; esta geometría también se conoce como la geometría Euclidiana. Esta definición abarca los distintos intervalos discretos de dimensión espacial, es decir un objeto puede tener una, dos o tres dimensiones. Existen formas en la naturaleza como montañas, cristales, nubes, líneas de fronteras de costa y un infinito número de objetos que, debido a su forma tan compleja, son muy difíciles de interpretar usando la geometría tradicional Euclidiana. La geometría de los fractales permite describir estos objetos, además de muchos fenómenos que se habían considerado muy complejos de manera matemática y de forma mucho más sencilla (González V., 2001).
2.6.1 Fractal
Un fractal es un objeto geométrico cuya estructura básica se repite a diferentes escalas. El término fue propuesto por el matemático Benoît Mandelbrot en 1975 y deriva del Latín fractus, que significa quebrado o fracturado. Los fractales pueden ser generados por un proceso recursivo o iterativo, capaz de producir estructuras auto-similares a cualquier escala de observación. Los fractales son estructuras geométricas irregulares y de detalle infinito. Muchas estructuras naturales son de tipo fractal. Actualmente se entiende también como un objeto en el que la parte es similar al todo de alguna manera (exacta o estadística) (González V., 2001).
La ecuación básica que define un conjunto fractal es (Mandelbrot, 1983):
D
r C N = (4)
Donde N es el número de objetos con una característica r de dimensión lineal, C es una constante de proporcionalidad y D es la dimensión fractal.
2.6.2 Dimensión fractal
La principal propiedad para saber si un objeto tiene un comportamiento fractal es calcular la dimensión fractal (D). Esta propiedad nos indica qué tanto el objeto ocupa el espacio que lo contiene y puede adquirir valores, dentro del conjunto de los números reales, entre 0 y 3 (González V., 2001). Para comprender mejor esta definición vamos a partir de la geometría Euclidiana y de las formas definidas en la figura 2.9. donde De representa la dimensión euclidiana y Df representa la dimensión fractal entonces, si estos objetos fueran continuos en el espacio, ambas dimensiones coincidirían, como en el caso de un punto. En cambio si magnificamos la
línea podemos comprobar que no es continua y que presenta espacios, por tal razón su dimensión fractal Df está entre 0 y 1, a diferencia de su dimensión Euclidiana la cual es 1.
Figura 2.9 esquema comparativo entre la dimensión Fractal y la dimensión Euclidiana. Tomada de González V., 2001
2.6.3 Método del Divisor
Mediante este método podemos calcular la dimensión fractal. Este método consiste en la medición de la longitud (L) de una línea curva aproximándola a un número determinado de segmentos o reglas (step) (N) de longitud también establecida (r) (Figura 2.14).
Segmentos
Figura 2.10 Calculo de la dimensión fractal mediante el Método del Divisor
Nr
L
=
(5)A partir de la Ec. 5, se grafica el logaritmo del número de steps N versus el logaritmo de la longitud del step r correspondiente para cada N (Gráfico Hausdorff-Besicovitch, y actualmente llamado Gráfico Mandelbrot-Richardson). Si el resultado de la gráfica es una línea recta de pendiente constante, entonces la línea curva analizada tiene un comportamiento fractal y por lo tanto se define un conjunto fractal. Esta pendiente representa la dimensión fractal D (Mandelbrot,
1983). La relación entre L y r revelada a partir del gráfico se representa a continuación:
D r C N = (6) ) ( ) ( ) (N Log L DLog r Log = − (7)
La detección de la primera llegada se efectúa sobre la base del cambio producido en el valor de la dimensión fractal (D), cuando la traza pasa de contener sólo ruido a contener ruido y señal (Boschetti et al., 1996); por lo tanto, la principal función del algoritmo es calcular D a lo largo de la traza, encontrar la variación de D, ubicarla en tiempo en la traza y así, localizar la primera llegada de las ondas sísmicas.
2.7 SeisImager y tomografía sísmica
SeisImager es el programa principal elaborado por Geometrics, que consiste de cuatro
módulos para el análisis de datos de refracción. Los módulos son Pickwin, Plotrefa, WaveEq,
Geoplot, Pickwin y Plotrefa.
A través del modulo Pickwin, se realiza el primer análisis de los datos y la detección de las primeras llegadas y con el módulo de Plotrefa se llevó a cabo la inversión sísmica de los datos. El programa SeisImager/2D presenta tres diferentes técnicas de inversión de los datos: “the
time-term method”, el método de reciprocidad generalizada y la Tomografía. Los dos primeros están basados en tiempos de retraso, la diferencia principal entre los dos es el método con que se calculan dichos tiempos.
2.7.1 Módulo de Pickwin
Con este módulo se realiza la identificación y selección de las primeras llegadas. Una vez leídos los datos, los cuales deben estar en formato SEG-2, el usuario puede optimizar y mejorar el aspecto de los datos para facilitar la selección de las primeras llegadas.
El programa ofrece diversas opciones de filtraje, de aumento o disminución de la ganancia y permite visualizar y modificar la geometría del tendido, para luego guardarlas en el mismo formato de entrada.
2.7.2 Módulo de Plotrefa
En este módulo se realiza la interpretación de los datos. La selección de las primeras llegadas realizada con el modulo de PickwinTM, son los datos de entrada; una vez leídos se le
aplica cualquiera de las tres técnicas de inversión que ofrece el programa. En este módulo se realiza la identificación de las dromocronas, las velocidades correspondientes a cada una y finalmente, la inversión a través de la tomografía.
2.7.3 Tomografía sísmica
El método de tomografía de refracción sísmica implica la creación de un modelo de velocidad inicial, e iterativamente rastrea los rayos a través del modelo, comparando el tiempo de viaje calculado con el tiempo de viaje observado, modificando al modelo, y repitiendo el proceso hasta que la diferencia entre los tiempos calculados y medidos se minimiza (Mason I,.1981).
El programa, al momento de hacer la tomografía, tiene como fin principal conseguir el mínimo tiempo de viaje entre la fuente y el receptor para cada par fuente- receptor. Esto puede ser resuelto a través de un planteamiento aproximado del problema y de la búsqueda de una ecuación para esos tiempos de viaje. Para esto es necesario usar l (parámetro de rayo) y s (lentitud o inverso de la velocidad). (Figura 2.11)
Fuente
Receptor Fuente
Receptor
A partir de la figura 1 definimos:
v
l
s
=
(8) s = lentitud l = parámetro de rayo v = velocidadEntonces podemos expresar el tiempo de la siguiente forma:
(9)
Si discretizamos el tiempo (14) queda de la forma:
(10)
que es igual a:
(11) Si finalmente separamos en M ecuaciones simultáneas (una para cada tiempo de viaje) y N incógnitas, se obtiene:
(12) Y por ultimo de forma matricial queda:
(13)
Finalmente tenemos la ecuación aproximada para el cálculo de los tiempos de viaje (13), en donde el primer término está representado por el parámetro de rayos que multiplica al modelo y que da como resultado, tal como se espera, la matriz unidimensional de los tiempos.
CAPÍTULO III: GEOLOGÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO
3.1 Ubicación geográfica
La región de Urumaco se encuentra ubicada en la parte noroccidental del Estado Falcón en los alrededores del pueblo de Urumaco (Figura 3.1). A este pueblo se accede por medio de la carretera nacional Falcón-Zulia, desde las ciudades de Coro o Maracaibo. El área de estudio está ubicada aproximadamente 2,5 Km al norte del pueblo de Urumaco, en el margen occidental del río Urumaco. El acceso al área de estudio es por medio de una carretera no pavimentada, que permite el tránsito de vehículos hasta la antigua casa de El Casino (figura 3.1).
3.2 Geología Regional
Según Audemard (1997), la Cuenca de Falcón se formó en la parte oriental y central sobre el alóctono de la Cordillera del Caribe, emplazado durante la compresión del Paleoceno – Eoceno inferior (Quijano, 2005). Durante el Eoceno superior tuvo lugar un nuevo pulso orogénico, que separó las cuencas de Falcón y Maracaibo. González de Juana et al. (1980) denomina la cuenca occidental como Canal Falconiano (González de Juana et al., 1980). Esta cuenca, fue rellenada durante el Terciario, específicamente durante el Oligoceno y Mioceno (González de Juana et al., 1980).
La Cuenca de Falcón comenzó a recibir sedimentos marinos durante el Eoceno superior en su parte más oriental, que corresponden a la Formación Cerro Misión. La invasión marina avanzó hacia el límite occidental de la cuenca en el Oligoceno inferior, alcanzando su mejor desarrollo durante el Oligoceno medio y superior y parte del Mioceno inferior. Durante este lapso
las zonas meridionales y en parte centrales de la cuenca se levantaron, aportando sedimentos a los ambientes marinos de Falcón centro norte y Falcón nor-oriental (González de Juana et al., 1980).
Durante el Mioceno comenzó el proceso de inversión de la cuenca. Esta inversión, levantó y erosionó los sedimentos. La formación del anticlinorio de Falcón condujo a la división de la cuenca en dos entidades depositacionales distintas, hacia el Sur, ambientes marginales y costeros, y hacia el Norte se mantuvieron los ambientes de aguas profundas y de transición (Quijano, 2005).
Según Audemard (1995) el cierre de la Cuenca de Falcón, se subdivide en tres etapas (Quijano, 2005). La primera etapa comprende la inversión tectónica del Mioceno medio – Mioceno superior, que se originó debido a la configuración de un campo de esfuerzos con un esfuerzo máximo orientado N 155º. Tanto los esfuerzos máximos como mínimos son sub-horizontales, lo que genera según la teoría de fallamiento de Anderson un régimen de transcurrencia. La segunda etapa corresponde a la compresión Mioceno – Plioceno, que originó probablemente la inversión del Surco de Urumaco. La fuente de la compresión fue el movimiento transcurrente de la Falla de Oca-Ancón y el campo de esfuerzos existente para el momento. Esta fase tectónica propició la formación de una discordancia durante el Mioceno tardío, que es observable con intensidad variable en diversas zonas, lo cual hace que esta discontinuidad estratigráfica no tenga un carácter regional. La última fase compresiva configuró la región al estado actual y se mantiene activa.
3.3 Geología del área de El Casino
Según Rodríguez (2005), Quijano (2005) y Bassano (2007) el área de El Casino pertenece al bloque tectónico El Mamón, ubicado al oeste de la Falla de Urumaco. Esta falla tiene un rumbo norte – sur y separa el bloque de El Mamón del bloque de El Domo de Agua Blanca (Figura 3.2). Según Linares (2004), Rodríguez (2005) y Quijano (2005) en el área de El Casino afloran
estratos pertenecientes al miembro medio de la Formación Urumaco (Figura 3.2). Sin embargo, según los resultados de Bassano (2007), en esta área afloran estratos pertenecientes a la parte media del miembro medio de la Formación Urumaco. En las terrazas, estos estratos están cubiertos por depósitos de edad Cuaternario, posiblemente del Pleistoceno (Olbrich, 2007). Según el Mapa geológico de superficie de la compañía Creole Petroleum Corporation, 1954 (1:100.000, Hoja B-4), la Falla de Urumaco es una falla dextral y tiene su continuación en la Falla Hato Viejo. En este mapa, la parte media y superior del miembro medio de la Formación Urumaco corresponden al miembro informal Picacho.
En el área de El Domo de Agua Blanca, los estratos de la Formación Urumaco describen al norte de la Falla El Manantial un anticlinal con ejes de pliegues que tienen inmersiones tanto hacia el este como hacia el oeste (Rodríguez, 2005 y Herrera, 2005). La estructura dómica está fracturada por fallas sinestrales con rumbos NNE – SSW.
En la parte meridional del área de El Casino y cercano a las orillas del Río Urumaco, los estratos pertenecientes a la Formación Urumaco buzan con 40º promedio en dirección norte (Rodríguez, 2005 y Quijano, 2005). En la parte septentrional del área de El Casino los estratos están sucesivamente menos inclinados hasta buzar con 15º promedio en dirección noroeste (Bassano, 2007). Cercano a la Falla El Jebe y a la Falla El Mamón, los estratos de la Formación Urumaco describen pliegues decamétricos a hectamétricos (Peralta, en preparación). La Falla El Jebe no fue reconocida por Rodríguez, 2005 y Quijano, 2005 en las localidades de la orilla derecha del Río Urumaco. Sin embargo, esta falla se reconoce en una quebrada, que cruza la vía Urumaco – El Mamón, 150 m al suroeste de El Casino (Peralta, en preparación).
Figura 3.2 Mapa geológico del área al norte de Urumaco con la identificación de las fallas, tomado de Bassano (2007).
3.4 Formación Urumaco.
Según el Tercer Léxico Estratigráfico de Venezuela (1997), la Formación Urumaco se reconoce entre los ríos Zazárida y Lagarto al oeste, y el río Mitare al este, en el noroeste del Estado Falcón.
El espesor de la sección tipo, ubicada en los alrededores de la población de Urumaco, varía entre 1.700 m y 2.000 m, de acuerdo a la selección de los contactos. Por su parte, la edad de la Formación Urumaco 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. Hambalek, et al. (1994) reconocen la Zona de
Echitricolporites spinosus (Mioceno medio) en base a estudios palinológicos.
En relación a los paleoambientes, Díaz de Gamero y Linares (1989) indican que la sedimentación de la Formación Urumaco se ubica dentro de un complejo de ambientes marginales y próximo costeros, con desarrollo de amplias lagunas y bahías semiprotegidas por barreras litorales, en un régimen principalmente transgresivo.
Según el Tercer Léxico Estratigráfico de Venezuela (1997), la Formación Urumaco descansa concordante y transicionalmente sobre la Formación Socorro. En la sección tipo, Díaz de Gamero y Linares (1989) definen el contacto inferior en el tope de una potente arenisca con
Ophiomorpha nodosa que infrayace a la primera caliza coquinoide, típica de la Formación
Urumaco y que es seguida por areniscas de reducido espesor individual. La primera aparición de calizas sirve para definir el contacto inferior de la formación al oeste de la sección tipo, probablemente en niveles más jóvenes. Al este, donde la Formación Socorro tiene calizas en su parte superior, el contacto entre ambas es difícil de definir sin ambiguedad y según Díaz de
Gamero y Linares (1989) se coloca en la base de la primera caliza de ostras de gran extensión lateral y buena expresión topográfica.
El contacto superior de la Formación Urumaco con la Formación Codore es concordante y transicional. De acuerdo a Díaz de Gamero y Linares (1989), en la sección tipo y hacia el oeste de la misma se define el contacto por el marcado cambio en el color de las lutitas y limolitas de gris o marrón en la Formación Urumaco a rojizo abigarrado en la Formación Codore. Entre el río Urumaco y la quebrada El Paují, el contacto se coloca en el tope de la última capa conchífera (de
Anadara). Al este de la quebrada El Paují, el contacto se establece en la base de la primera
arenisca conglomerática, típica de la Formación Codore en esta región, posiblemente en niveles más antiguos que en la sección tipo. La Formación Urumaco ha sido dividida por Díaz de Gamero y Linares (1989) en tres miembros informales.
El miembro inferior de la Formación Urumaco es lutítico-limoso. El litotipo más abundante son lutitas, de las cuales se presentan dos tipos, que ocurren igualmente en toda la formación. Las lutitas más comunes y de mayores espesores individuales son de color gris, macizas, presentan una fractura concoidea, son muy escasamente microfosilíferas, a veces limolíticas y ocasionalmente portadoras de madera fósil. El segundo tipo de lutitas son de color marrón, laminadas, extremadamente ricas en material vegetal finamente fragmentado y a veces carbonoso. Las capas no sobrepasan los 2m de espesor y son las principales portadoras de fósiles de vertebrados en la formación, aunque éstos son raros en el miembro inferior. Ambos tipos de lutitas tienen concreciones, costras ferruginosas y ocasionales madrigueras y se intercalan entre sí, o con delgados espesores de areniscas o niveles ferruginosos.
Las limolítas varían de 0,3 m a 8 m de espesor, están muy bioturbadas, presentan concreciones ferruginosas y madrigueras, observándose ocasionalmente laminación paralela. Estas rocas forman paquetes que se intercalan con areniscas y lutitas y sus contactos son
transicionales o abruptos con costras ferruginosas. Las areniscas son de espesor variable, desde unos centímetros hasta 5 m ó 6 m. Estas rocas son masivas, están bioturbadas, son micáceas y friables, presentan madrigueras, concreciones ferruginosas y costras de oxidación en el tope de las capas. Ocasionalmente, las areniscas muestran estratificación paralela y cruzada planar. En la parte superior de este miembro, las rocas contienen restos de conchas.
Miembro medio lutítico-arenoso-calcáreo. Las lutitas son semejantes a las del miembro inferior. Las de color gris son microfosilíferas, bioturbadas, con concreciones ferruginosas y un mayor contenido carbonoso que las correspondientes del miembro anterior, concentrado en delgados niveles o lentes. Las lutitas marrones son relativamente más abundantes, portadoras de restos de vertebrados variados: reptiles, mamíferos y peces, así como coprolitos y madera. A veces gradan a limolitas, intensamente bioturbadas con Thalassinoides. Calizas presentan espesores de 0,5 m a 4 m, excepcionalmente hasta 6 m. Varían de areniscas conchíferas hasta calizas coquinoides, consolidadas y arenosas, frecuentemente bioturbadas, con concreciones ferruginosas y costras ferruginosas en el tope de las capas. Las calizas son muy numerosas en la mitad inferior de este miembro. Contienen una abundante y medianamente variada fauna de moluscos en matriz arenosa, fragmentados y con variedad de tamaños. Hacia la parte superior del miembro, las calizas son más arenosas, menos abundantes y más delgadas. Ocasionalmente, las conchas son de mayor tamaño y mejor selección y forman bancos o niveles dominados por cada uno de los siguientes géneros: Pecten, Ostrea, Chama, Anadara. Estas capas, forman crestas extensas y bisectadas, de baja altura (inferior a los 200 m), con pendientes de 15% a 25% que disminuyen hacia el norte (Linares, 2004), haciéndolas excelentes capas guías. Las areniscas hacia la parte inferior del miembro, son de grano fino a medio, friables, masivas, en espesores de 2 a 10 m, de contacto basal erosivo, a veces con material conglomerático y clastos de arcilla en la base y costra de oxidación en el tope; estratificación cruzada planar y festoneada a gran escala,
con ángulos de 20 a 30 grados, disminuyendo hacia el tope y pasando a estratificación paralela, flaser y ondulada; bioturbadas, con madrigueras verticales hacia el tope de las capas; con poca extensión lateral y generalmente asociadas a capas carbonosas de hasta 1 m de espesor en la base. Otro tipo es de grano fino, en capas inferiores a 3 m de espesor, laminadas o con estratificación paralela, gruesas costras de oxidación en el tope y contactos abruptos.
Miembro superior lutítico-arenoso. Las lutitas son más abundantes hacia la parte superior, generalmente de color gris, frecuentemente limosas, intercaladas con delgadas areniscas con costras de oxidación y niveles carbonosos. Las lutitas marrones, portadoras de vertebrados, son más escasas y delgadas de hasta 0,3 m. Las limolitas, tanto arenosas como arcillosas tienen espesor promedio de 2 m, excepcionalmente hasta de 6 m, intercaladas con areniscas y horizontes ferruginosos. Las areniscas en la parte inferior son friables, de grano fino a medio, con espesores promedios de 3 m a 7 m, o laminares en capas centimétricas entre lutitas y limolitas, a veces calcáreas y conchíferas; presenta estratificación cruzada y festones a pequeña escala, estratificación flaser; rizaduras en el tope y laminación convoluta hacia la base; las estructuras y el tamaño del grano disminuyen hacia la parte superior de esta secuencia, que suele mostrar estratificación paralela; bioturbación y concreciones ferruginosas. Hacia arriba en la sección son de 1 m a 2 m de espesor; masivas, pasando hacia arriba a laminación paralela, rara vez cruzada de ángulo bajo, laminación flaser y lenticular y finalmente limosas, en espesores delgados, intercaladas con limos y arcillas, con concreciones y horizontes ferruginosos. Casi en el tope de la formación hay varios niveles importantes portadores de vertebrados, en una variedad de litologías: lutitas marrones y grises, limolitas arenosas y areniscas de grano fino, localmente conchíferas, con costras de oxidación. De esta última hay una capa delgada con abundantes madrigueras verticales y numerosos restos de tortugas, denominada en la literatura como "capa de tortugas".
CAPÍTULO IV: METODOLOGÍA DE TRABAJO
4.1 Revisión bibliográfica
La revisión bibliográfica correspondió a la primera fase del presente trabajo, realizada en los meses de Julio y Agosto de 2006. Durante este lapso de tiempo se recopilaron los mapas topográficos y geológicos. 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. De la compañía Creole Petroleum Corporation se recopilaron las hojas B-4 (1954) y C-4 (1966), en escala 1:100.000.
Los artículos recopilados corresponden a los de Díaz de Gamero y Linares, (1989) y Linares (2004), quienes muestran datos estratigráficos, sedimentológicos, paleontológicos y estructurales del área de Urumaco. Adicionalmente se recopilaron las tesis de grado de Herrera (2005), titulada “Estudio magnetoestratigráfico de la sección del Domo de Agua Blanca (Miembro medio de la Formación Urumaco, Estado Falcón)”, de Quijano (2005), titulada “Estudio magnetoestratigráfico en la sección de El Mamón (Miembro medio de la Formación Urumaco, Estado Falcón)”, de Rodríguez (2005), titulada “Modelo sísmico del Domo de Agua Blanca, al Norte de Urumaco, Estado Falcón”, y de Bassano (2007), titulada “Estudio magnetoestratigráfico en la sección del Río Urumaco, parte meridional de El Mamón, Estado Falcón”.
Por otra parte, durante el desarrollo del presente trabajo se recopiló información sobre algunos tópicos relacionados a la geología de la Cuenca de Falcón, la sísmica de refracción y la teoría de fractales.
4.2 Trabajo de campo
El trabajo de campo se realizó en dos etapas, llevadas a cabo entre septiembre de 2006 y septiembre de 2007. La primera etapa consistió en el levantamiento sísmico de refracción bajo la tutoría del Prof. Eduardo Rodrígues, la cual se llevó a cabo durante una salida de campo con una duración de 10 días. Durante la segunda etapa se realizaron reconocimientos geológicos en el área de Urumaco y se realizó el levantamiento geológico y de secciones parciales en el área comprendida entre El Paso y la quebrada El Mamón. Esta etapa se llevó a cabo en tres salidas de campo, la primera de cinco días (diciembre 2006), la segunda de 10 días, durante el desarrollo del curso de geología y geofísica de campo con estudiantes de la Universidad Simón Bolívar (Abril 2007), y la tercera de 42 días (Agosto-Septiembre 2007). En estas salidas de campo, el equipo de trabajo estuvo alojado en el Museo Paleontológico de Urumaco.
4.2.1 Levantamiento sísmico de refracción
Previo al levantamiento sísmico de refracción, se realizó un reconocimiento vial y geológico en el área de estudio. El reconocimiento vial permitió reconocer las zonas de fácil accesibilidad y donde se podían realizar los tendidos sin daños ecológicos. El reconocimiento geológico permitió validar los datos estratigráficos y estructurales que se presentan en los mapas geológicos recopilados. Basado en los resultados del reconocimiento vial y geológico se diseñó el levantamiento sísmico. En campo se trató de levantar la mayoría de las líneas sísmicas sobre depósitos de edad Cuaternario y perpendicular al rumbo de las estructuras mayores, presentes en los estratos de la Formación Urumaco, es decir la mayoría de los tendidos sísmicos fueron adquiridos con una dirección N45E. Mediante el diseño se pretendía observar en las tomografías
sísmicas el contacto entre la Formación Urumaco y los depósitos cuaternarios, que tienen un espesor variable de hasta 15 m, así como, las estructuras mayores infrayacentes a los depósitos cuaternarios.
En campo se adquirieron 29 tendidos sísmicos, a lo largo y en los alrededores de la carretera Urumaco – El Casino. Estos tendidos tienen una longitud de 66m cada uno, con una distancia entre geófonos de 6m. La profundidad máxima de resolución es de aproximadamente 20 m, con un intervalo de muestreo de 256 mseg.
Los tendidos están ubicados entre las coordenadas E 362770, N 1241323 y E 362616, N 1240524 y fueron denominados según la siguiente nomenclatura EC más el número de la línea sísmica, donde EC significa El Casino (Figura 4.1).
4.2.2 Características del tendido
Basado en los resultados preliminares, procesados en campo, se decidió que la longitud de las líneas deben ser mayor a 33 m. Debido a que el cable de conexión del tendido disponible tenía una longitud máxima de 66 m, se realizó el levantamiento con 12 geófonos separados por 6 m de distancia entre cada uno. Los puntos de disparo y contradisparo se colocaron a 3 m de distancia del primer y último geófono, respectivamente.
Las herramientas utilizadas para el levantamiento sísmico fueron un sismógrafo, marca Geometrics con un procesador 386 y con una entrada para 24 canales, 12 geófonos, un cable accionador (trigger), un cable de conexión de 66 m, el cual une los geófonos con la unidad de almacenamiento (sismógrafo), y una batería, la cual suministraba la corriente al sismógrafo. Además, se utilizó una brújula geológica marca Brunton para orientar el tendido sísmico y una mandarria de 10 Kg para generar el impulso sísmico.
Para la adquisición de los datos a lo largo de una línea sísmica, en un primer paso, se ubicó el cable de conexión sobre el terreno en la dirección deseada, mediante el uso de la brújula. Posteriormente, se encajaron los geófonos perpendicularmente a la superficie del terreno para evitar la recepción de ondas de cizalla y se acoplaron al cable de conexión. Una vez finalizada esta actividad, se acopló el cable de conexión y el cable accionador al sismógrafo. Posteriormente, se revisó que el cable accionador abría el sistema de geófonos, golpeando el terreno con la mano. Finalizada la revisión se procedió a golpear el terreno con la mandarria una sola vez, para generar un impulso sísmico, mientras que el sismógrafo graba la llegada de las ondas sísmicas. Esta actividad se repitió dos a cuatro veces, con la finalidad de eliminar el ruido aleatorio y sumar la señal coherente. Estos pasos se realizaron tanto para el disparo como para el contradisparo.
Durante la adquisición sísmica se recolectaron datos adicionales para cada línea, con el fin de llevar un control del tendido (Tabla 4.1).
4.2.3 Levantamiento de puntos mediante el navegador GPS y el altímetro.
En campo, se utilizó un navegador GPS para ubicar los puntos de interés. Las coordenadas fueron leídas mediante los valores cuadriculares UTM, correspondientes al Huso 19 y con el dato horizontal WGS84. Las mediciones se realizaron durante 10 minutos promedio, para disminuir el error. Los puntos de interés fueron los disparos y contradisparos, así como puntos de apoyo correspondientes a poligonales, medidas con el uso de la cinta métrica y la brújula geológica Brunton.
Fecha
Zona en el área
Hora
Operador del sismógrafo
Identificación de la línea
Identificación del archivo
Disparo Contradisparo
Coordenadas UTM x
Coordenadas UTM x
Coordenadas UTM y
Coordenadas UTM y
Elevación
Elevación
Cantidad de canales
Cantidad de canales
Distancia entre geófonos
Distancia entre geófonos
Distancia fuente – primer
receptor
Distancia fuente – primer
receptor
Longitud de la línea
Longitud de la línea
Orientación de la línea
Orientación de la línea
Longitud del registro
Longitud del registro
Intervalo de muestreo
Intervalo de muestreo
Tipo de fuente
Tipo de fuente
Cantidad de disparos
Cantidad de disparos
Observaciones Croquis en planta
Tabla 4.1: Formato utilizado para llevar un control de cada tendido.
Para medir las elevaciones con respecto a un punto de referencia, se definió una estación base en el Museo Paleontológico de Urumaco. Tanto en la estación base como en los puntos de interés se midieron las elevaciones con dos altímetros barométricos. Las mediciones de los puntos de interés fueron en parte promediados y en parte descartados, cuando la diferencia superaban los 2 m. En la estación base se anotaron las elevaciones cada 5 minutos, para poder corregir las variaciones de presiones durante el período de medición.
4.2.4 Levantamiento geológico
El estudio geológico está basado en el levantamiento de poligonales cerradas, con puntos que corresponden a rasgos morfológicos y geológicos. Los rasgos morfológicos levantados fueron las orillas del río Urumaco y de las quebradas, así como, los bordes de las vías y el piso de El Casino. Los rasgos geológicos levantados fueron los contactos, las estructuras y los sitios con mediciones de orientaciones de planos y líneas geológicas. Los contactos levantados corresponden a los de la Formación Urumaco con los depósitos de edad Cuaternario y con los depósitos recientes. Entre los depósitos recientes se distinguieron los aluviones y los coluviones. Adicionalmente, en el área de estudio se levantó mediante puntos poligonal los contactos entre algunas unidades de descripción de la Formación Urumaco.
Los puntos de interés morfológicos y geológicos se ubicaron entre si mediante poligonales, medidas con la cinta métrica y la brújula geológica Brunton. Las poligonales tienen un máximo de 250 puntos y la ubicación de los puntos de interés se realizó a partir de puntos de apoyo. Los puntos de apoyo pertenecientes a una poligonal corresponden a bloques o mojones en el terreno, identificados con pintura. La travesía entre los puntos de apoyo corresponde a una o varias poligonales cerradas. Adicionalmente, en el área de estudio se levantaron poligonales claves, en las cuales se ubicaron únicamente puntos de apoyo de diferentes poligonales. Las travesías de las poligonales claves, también corresponden a circuitos cerrados. Mediante el uso de un navegador GPS se midieron los valores cuadriculares UTM de algunos puntos de apoyo de las poligonales claves.
La orientación de los planos geológicos, tales como contactos entre estratos y fallas, se midieron con la brújula Clar y el cabeceo de las líneas geológicas, tales como las estrías de fallas,
