Gustavo Guariguata

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



se muestra en las figuras 3.9 y 3.12 (tomado de Bassano, 2007) ... 44


(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



se muestra en las figuras 3.9 y 3.12 (tomado de Bassano, 2007) .... 46



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


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 5.3.5: Selección de las primeras llegadas. Disparo EM – 16 ………......... 94

Figura 5.3.6: Selección de las primeras llegadas. Contradisparo EM – 16 ........... 94


Figura 5.3.8: Curva CT para 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


(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


(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


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


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

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Cej

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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


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


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


tipo I

Línea EM-8 I 66 0,4 1 1,7 Procesamiento

tipo I


tipo I


tipo I


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


tipo II


presenta

Procesamiento

tipo II


presenta

Procesamiento

tipo II


presenta

Procesamiento

tipo II


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


tipo I

Línea EM-32 III 66 0,5 11 2,2

Procesamiento

tipo II


tipo II

91


tipo I


tipo I


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-100 66 0,7 1,4 2,1 Procesamiento tipo II






Línea HA-106 66 problemas durante la

adquisición


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


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.


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.


• 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.


130

Figura 5.4.10. Mapa isópaco residual del espesor del segundo estrato.


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.


132

Figura 5.4.12 Mapa residual de velocidad del segundo estrato.


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


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.


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


Apéndice B

2/18



Apéndice B

3/18



Apéndice B

4/18

Imagen 7. Modelo de capas de EM – 13. Procesamiento tipo II


Apéndice B

5/18



Apéndice B

6/18



Apéndice B

7/18



Apéndice B

8/18



Apéndice B

9/18



Apéndice B

10/18



Apéndice B

11/18



Apéndice B

12/18



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



Apéndice B

15/18



Apéndice B

16/18



Apéndice B

17/18



Apéndice B

18/18


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


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

Gustavo Guariguata

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