Levantamiento sísmico de refracción somera y levantamiento

UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR
Ingeniería Geofísica
LEVANTAMIENTO SÍSMICO DE REFRACCIÓN
SOMERA Y LEVANTAMIENTO GEOLÓGICO EN
EL ÁREA DE “EL CASINO”, AL NORTE DEL
POBLADO DE URUMACO (EDO. FALCÓN)
Realizado por:
Javier Martín Gallegos
Proyecto de Grado
Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar
Como requisito Parcial para optar al Título de
Ingeniero Geofísico
Sartenejas, febrero de 2008
UNIVERSIDAD SIMON BOLIVAR
Ingeniería Geofísica
LEVANTAMIENTO SÍSMICO DE REFRACCIÓN
SOMERA Y LEVANTAMIENTO GEOLÓGICO EN
EL ÁREA DE “EL CASINO”, AL NORTE DEL
POBLADO DE URUMACO (EDO. FALCÓN)
Realizado por:
Javier Martín Gallegos
Proyecto de Grado
Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar
Como requisito Parcial para optar al Título de
Ingeniero Geofísico
Realizado con la asesoría de los Profesores:
Dr. Andrés A. Pilloud B.
Dra. Milagrosa Aldana
Sartenejas, febrero de 2008
Este trabajo ha sido aprobado en nombre de la Universidad Simón Bolívar por el siguiente
jurado calificador:
________________________________
Dr. Carlos Izarra
_________________________________
Dra. Milagrosa Aldana
_________________________________
Dr. Andrés Pilloud
_________________________________
Prof. Corina Campos
ÍNDICE GENERAL
Página
Dedicatoria
i
Agradecimientos
ii
Resumen
iii
CAPÍTULO I: INTRODUCCIÓN
1
CAPÍTULO II: MARCO TEÓRICO
3
2.1 Refracción sísmica
3
2.2 Ley de refracción
5
2.3 Herramientas para la adquisición sísmica
8
2.3.1 Fuente de generación de ondas
8
2.3.2 Sensores de grabación
9
2.3.3 Adquisición y almacenamiento
9
2.4 Interpretación de los datos sísmicos
10
2.4.1 Selección de las primeras llegadas
10
2.4.2 Curvas camino-tiempo
11
2.5 Métodos para la interpretación de datos sísmicos
15
2.5.1 Tiempos de intercepto
16
2.5.2 Velocidades aparentes
16
2.5.3 Tiempos de retardo
16
2.5.4 Método de reciprocidad generalizada (GRM)
17
2.6 Teoría de fractales
17
2.6.1 Fractal
18
2.6.2 Dimensión fractal
18
2.6.3 Método del Divisor
19
2.7 SeisImager y tomografía sísmica
20
2.7.1 Módulo de Pickwin
21
2.7.2 Módulo de Plotrefa
21
2.7.3 Tomografía sísmica
22
CAPÍTULO III: GEOLOGÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO
25
3.1 Ubicación geográfica
25
3.2 Geología regional
25
3.3 Geología del área de El Casino
27
3.4 Formación Urumaco
30
CAPÍTULO IV: METODOLOGÍA DE TRABAJO
34
4.1 Revisión bibliográfica
34
4.2 Trabajo de campo
35
4.2.1 Levantamiento sísmico de refracción
35
4.2.2 Características del tendido
36
4.2.3 Levantamiento de puntos mediante el navegador GPS y el altímetro
38
4.2.4 Levantamiento geológico
40
4.2.5 Levantamiento de secciones parciales
41
4.3 Trabajo de laboratorio y oficina
42
4.3.1 Procesamiento de líneas sísmicas
42
4.3.2 Procesamiento por la teoría de fractales
51
4.3.3 Construcción y dibujo de mapas estructurales e isópaco de
isovelocidades
54
4.3.4 Construcción y dibujo del mapa geológico georeferenciado
54
4.3.5 Construcción y dibujo de columnas sedimentológicas
56
CAPÍTULO V: RESULTADOS Y ANÁLISIS
57
5.1 Resultados y análisis del procesamiento sísmico
57
5.2 Resultados de los perfiles sísmicos
70
5.3 Mapas estructurales e isópaco
71
5.4 Resultados del levantamiento geológico
74
5.4.1 Geología de las terrazas cuaternarias en el área de Urumaco
79
5.4.2 Resultados del levantamiento de secciones parciales
CAPÍTULO VI: INTERPRETACIÓN DE LOS RESULTADOS
81
86
6.1 Interpretación de los resultados sísmicos
86
6.2 Interpretación de los resultados geológicos
87
6.3 Integración de los resultados sísmicos y geológicos
88
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
90
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS
92
APÉNDICES
Hoja
A Descripción de las unidades de descripción de la sección parcial El Paso – 1
1–9
B
Mapa geológico del área de El Casino
1 – 14
C
Modelo estratificado de las líneas sísmicas
1 – 15
ÍNDICE GENERAL DE TABLAS
página
Tabla 4.1
Formato utilizado para llevar un control de cada tendido.
40
ÍNDICE GENERAL DE FIGURAS
Página
Figura 2.1
Modelo de propagación de ondas, modificado de Sheriff (1991)
5
Figura 2.2
Modelo de dos capas, con las velocidades de las capas
6
Figura 2.3
Propagación de las ondas en un medio de 2 capas. (Adapatado de Boyd,
1999)
7
Figura 2.4
Esquema general del equipo de refracción sísmica.
8
Figura 2.5
Registro de refracción sísmica donde se muestran las primeras llegadas
11
Figura 2.6
Arreglo de geófonos para levantamiento de refracción.
12
Figura 2.7
Curva camino-tiempo de una arreglo de tendidos directos y reversos.
13
Figura 2.8
Relación entre la distancia crítica y la profundidad adaptado del Sheriff
& Geldart, 1991.
Figura 2.9
14
Esquema comparativo entre la dimensión Fractal y la dimensión
Euclidiana. Tomada de González V., 2001.
19
Figura 2.10
Calculo de la dimensión fractal mediante el Método del Divisor.
19
Figura 2.11
Esquema planteado para la inversión. Modificado del Manual de
SeisImager.
22
Figura 3.1
Ubicación del área de estudio
26
Figura 3.2
Mapa geológico del área al norte de Urumaco con la identificación de
las fallas, tomado de Bassano (2007).
29
Figura 4.1
Ubicación de los puntos de tiro de las líneas sísmicas
37
Figura 4.2
Selección de primeras llegadas de la línea 31 (disparo).
44
Figura 4.3
Selección de primeras llegadas de la línea 31 (contradisparo).
44
Figura 4.4
Curvas camino – tiempo de la línea 31.
45
Figura 4.5
Asignación de capas y velocidades en las curvas camino – tiempo para
la línea 31
46
Figura 4.6
Inversión de la línea 31.
47
Figura 4.7
Modelo de velocidades migrado en profundidad de la línea 31.
47
Figura 4.8
Modelo de capas de la línea 31.
48
Figura 4.9
Inversión de la línea 87
49
Figura 4.10
Modelo de inversión de la línea 87.
49
Figura 4.11
Modelo de capas de la línea 87.
50
Figura 4.12
Inversión del perfil 80-81.
51
Figura 4.13
Parámetros a introducir en el programa de fractales.
53
Figura 4.14
Grafica de Amplitud vs. Tiempo y Grafica de la dimensión fractal vs.
Tiempo.
53
Figura 5.1
Curvas camino tiempo del tendido 31.
58
Figura 5.2
Modelo de capa de la línea 31.
59
Figura 5.3
Modelo de capas de la línea 31 realizados con fractales.
59
Figura 5.4
Trazas sísmicas con selección de primeras llegadas.
60
Figura 5.5
Modelo de capas de la línea 35.
61
Figura 5.6
Modelo de capas de la línea 35 realizado con Fractales.
62
Figura 5.7
Selección de primeras llegadas de la Línea 77.
63
Figura 5.8
Curva Camino – Tiempo de la línea 77.
64
Figura 5.9
Modelo de capas de la línea 77.
64
Figura 5.10
Modelo de capas de la línea 77 realizado mediante la teoría de
Fractales.
65
Figura 5.11
Selección de las primeras llegadas de la línea 93 para el disparo.
66
Figura 5.12
Selección de las primeras llegadas de la línea 93, para el contradisparo.
67
Figura 5.13
Curvas camino tiempo de la línea 93.
67
Figura 5.14
Modelo de capas para la línea 93.
68
Figura 5.15
Modelo de capas de la línea 93, realizado mediante la selección de las
primeras llegadas mediante Fractales.
69
Figura 5.16
Modelo de capa para el perfil 80 – 81.
70
Figura 5.17
Modelo de capa para el perfil 87-88-89.
71
Figura 5.18
Mapa Estructural del horizonte 1.
72
Figura 5.19
Mapa estructural del Horizonte 2.
73
Figura 5.20
Mapa Isópaco del Estrato comprendido entre el Horizonte 1 y el
Horizonte 2.
Figura 5.21
Columna de la sección parcial El Casino – 1 (EC – 1), con las unidades
de descripción 1 a 9c.
Figura 5.22
82
Columna de la sección parcial El Casino – 1 (EC – 1), con las unidades
de descripción 9d a 13.
Figura 5.23
74
83
Leyenda de litotipos, estratificación, estructuras sedimentarias,
estructuras diagenéticas y fósiles presentes en la columna de la sección
parcial El Paso - 1.
Figura 5.24
84
Columna de la sección parcial El Casino – 1 (EC – 1), con las unidades
de descripción 14 a 33.
85
DEDICATORIA
A mi abuela, por que este era su principal deseo y aunque no este físicamente conmigo se
que su espíritu siempre esta conmigo ayudándome y apoyándome.
A mis padres, por haberme brindado todo su apoyo, valor y entusiasmo y por creer en mí
en todo momento.
A mi hermana, por ser mi ejemplo de constancia y esfuerzo, por ayudarme a superar los
momento más difíciles y por que ella siempre a estado y estará para ayudarme a alcanzar mis
sueños.
A mis hermanos Luis y Guillermo porque han estado conmigo en las buenas y las malas y
me ayudaron a sobre llevar los momentos más duros.
i
AGRADECIMIENTOS
Inicialmente quiero agradecer a todas aquellas personas que a lo largo de mi carrera, han
estado ahí brindándome su ayuda y apoyo, colaborando con la culminación de esta etapa de mi
vida.
Al profesor Andrés Pilloud, por su dedicación y constancia y por haber sido una guía en el
desarrollo de este proyecto.
A la profesora Milagrosa Aldana, por su comprensión y apoyo a lo largo de toda mí
carrera y en especial durante la tesis.
A mis compañeros de tesis Gustavo, Alfredo y Christian porque sin ustedes hubiese sido
imposible soportar las dificultas en campo. Tanto ustedes como yo sabemos que no hay nada que
no podamos lograr.
A Armando, Andrea y Maria Gracia, por ayudarnos incondicionalmente en campo a pesar
de todas las dificultades.
A Todos Muchas Gracias.
ii
Levantamiento sísmico de refracción somera y levantamiento geológico en el
área de “El Casino”, al norte del poblado de Urumaco (edo. Falcón)
POR
Javier Martín Gallegos
Resumen
El objetivo principal de este estudio consiste en reconocer el paleorelieve previo a la
depositación de sedimentos de edad Cuaternaria en el área de El Casino, al norte de Urumaco. El
estudio se fundamenta en la integración de datos sedimentológicos, estratigráficos y sísmicos,
provenientes del levantamiento de sísmica de refracción de 30 líneas y del levantamiento
geológico de la zona. El trabajo de campo se realizó en dos etapas. La primera etapa consistió en
la adquisición de 29 tendidos de sísmica de refracción, de doble tiro, con un espaciamiento entre
geófonos de 6 m, sobre depósitos cuaternarios. En la segunda etapa se realizaron reconocimientos
geológicos en el área de Urumaco y se realizó el levantamiento geológico y de secciones
parciales en el área comprendida entre El Paso y la quebrada El Mamón. Los datos recolectados
durante este levantamiento fueron integrados en un mapa geológico de superficie.
Para la selección de las primeras llegadas se usaron dos métodos. En el método de
selección manual, el usuario seleccionaba manualmente las primeras llegadas en los registros,
usando el programa Pickwin. El método con base fractal, en el cual se usó un programa con base
fractal desarrollado por Charmelo (2003), se analiza la variación de la dimensión fractal a lo
largo de la traza, asociada a las primeras llegadas, en donde se observa el primer cambio en la
dimensión fractal, se estaria observando la primera llegada. El método de selección manual
resultó más confiable que el método con base fractal. A partir de estos resultados se generaron los
modelos de capas para cada uno de los tendidos, utilizando el programa Plotrefa. Se identificaron
tres horizontes en todos los perfiles, por lo tanto se generaron dos mapas estructurales y un mapa
isópaco del área.
El primer horizonte se puede asociar a sedimentos no consolidados característicos de los
depósitos de edad Cuaternario. Para el segundo horizonte se puede deducir que se trata de algún
tipo de sedimento arenoso con distintos grados de compactación, asociado a una arenisca poco
compactada que aparece en los primeros metros de la columna de meteorización. Para el tercer
horizonte podemos deducir que se trata de una lodolíta, ya que las velocidades de onda para las
lodolítas se varían en un rango de 2 a 2,4 Km/seg dependiendo del grado de compactación. Por lo
tanto el contacto entre los depósitos cuaternarios y los depósitos pertenecientes a la Formación
Urumaco se interpreta en la interfase entre el primer y el segundo horizonte.
En la quebrada El Paso – 1 se levantó la sección parcial El Casino -1 (EC – 1). Esta
sección tiene un espesor de 148 m y comprende las unidades de descripción 1 a 33. En esta
sección, en el metro 49,45 de la columna de meteorización, aflora el contacto entre el miembro
medio y superior de la formación Urumaco. El miembro superior está conformado por capas de
arena en contacto transicional con capas de arcillita y arcillita lignítica. El miembro medio está
conformado por capas de caliza intercaladas con capas de arcillita y con capas de arenisca poco
espesas. Además, en la sección El Casino – 1 afloran dos fallas menores con desplazamientos de
pocos centímetros con un rumbo para la más oriental de 189º y para la más occidental de 45º.
iii
CAPÍTULO I: INTRODUCCIÓN
Los métodos sísmicos de refracción y reflexión son una herramienta indispensable en la
exploración de hidrocarburos, debido a que permiten obtener información sobre las estructuras
geológicas presentes en el subsuelo. Los adelantos en este campo de investigación han avanzado
a gran velocidad desde principios del siglo XX.
El método de sísmica de refracción es particularmente usado en estudios geológicos de
áreas con escasos datos de superficie y de sondeos. Este método se utiliza en la ingeniería civil
para determinar la profundidad del basamento, específicamente en la planificación de represas.
Adicionalmente, mediante la sísmica de refracción se logra determinar el grado de meteorización,
fracturación y competencia de las rocas, que son datos importantes para la planificación de obras
con fundaciones.
El presente estudio forma parte del proyecto “Levantamiento geológico y sísmico de
refracción en el área de El Mamón-El Hatillo, al norte del poblado de Urumaco, estado
Falcón”.
El objetivo del presente estudio es la generación de un modelo estratigráfico y estructural
mediante la interpretación de datos sísmicos y geológicos de superficie en el área de El Casino, al
norte del pueblo de Urumaco en el Estado Falcón. La motivación del estudio es el
reconocimiento del paleorelieve previo a la acumulación de los depósitos de edad Cuaternario
sobre unidades plegadas y falladas de edad Mioceno. En tal sentido se pretende validar la
existencia de paleovalles asociados a fallas reconocidas en localidades, que se encuentran
cubiertas por los depósitos cuaternarios, contribuyendo así a la resolución de los problemas
estructurales en el área. Además, en el presente trabajo se generará un modelo de velocidad
1
aparente de los depósitos cuaternarios y de la secuencia miocena para poder generar un mapa
isópaco de los depósitos caternarios y mapas estructurales.
El levantamiento sísmico de refracción se realizó durante una salida de campo con una
duración de 10 días en el mes de septiembre de 2006. En este levantamiento participaron los
integrantes del proyecto Gustavo Guariguata, Alfredo Peralta y Christian Olbrich, así como,
estudiantes de la carrera de Geofísica de la Universidad Simón Bolívar, bajo la tutoría del Prof.
Eduardo Rodrigues. El procesamiento de los datos sísmicos se realizó en el laboratorio de
Interpretación Geofísica en la Universidad Simón Bolívar a partir de marzo de 2007 bajo la
tutoría de la Prof. Milagrosa Aldana y con apoyo del Prof. Carlos Izarra. Para esta actividad se
utilizó el paquete de computación SeisImager/2D y un algoritmo con base fractal desarrollado
por Charmelo (2003).
El reconocimiento geológico y vial, el levantamiento geológico y el levantamiento de
secciones parciales se realizaron en tres salidas de campo entre diciembre de 2006 y septiembre
de 2007, bajo la supervisión y tutoría del Prof. Andrés Pilloud. Este grupo de trabajo levantó el
área comprendida entre El Paso y El Mamón, al oeste de la Falla de Urumaco, integrando los
datos de Quijano (2005), Rodríguez (2005) y Bassano (2007). Al este de la Falla de Urumaco
existen datos adicionales que se presentan en las tesis de grado de Herrera (2005) y Rodríguez
(2005).
2
CAPÍTULO II: MARCO TEÓRICO
2.1 Refracción sísmica.
Dentro de los métodos sísmicos de la geofísica aplicada se encuentran los de refracción y
reflexión sísmica. En estos métodos se mide el tiempo de propagación de las ondas elásticas,
transcurrido entre el sitio donde se generan ondas sísmicas y la llegada de éstas a diferentes
puntos de observación.
En la sísmica de refracción los parámetros de adquisición de los datos, deben ser
seleccionados de acuerdo a la profundidad del objetivo, es decir la distancia entre los receptores y
la distancia entre el punto de disparo y los receptores deben ser configurados según la
profundidad del objetivo.
Las ondas sísmicas se generan a partir de golpes en el suelo con un martillo o con
explosiones; éstas incluyen tanto ondas sísmicas internas, Primarias y Secundarias, así como
ondas superficiales, Love y Rayleigh. Estas ondas se propagan en el interior de la tierra hasta
alcanzar puntos donde existen cambios en las propiedades elásticas de los medios. En las
interfases, ocurre un proceso de distribución de la energía, en donde, una parte de la energía se
propaga hacia el interior de la tierra, mientras que la otra porción regresa a la superficie, donde es
registrada por detectores (geófonos).
Existen un conjunto de leyes y principios que rigen la propagación y la trayectoria de las
ondas sísmicas durante el proceso de refracción:
3
• Principio de Huygens
Reconoce que cada punto de un frente de onda que avanza es de hecho el centro de
una nueva perturbación y la fuente de un nuevo tren de ondas; y que la onda que avanza
como un todo se puede mirar como la suma de todas las ondas secundarias que surgen de
puntos en el medio ya atravesado. Las ondas resultantes se convierten en un frente de
ondas que avanza en la misma dirección que el que la generó y cada nuevo frente de onda
es susceptible a su vez de ser núcleo de un nuevo frente de ondas.
• Principio de fermat
Según este principio un rayo que viaja de un punto a otro, requiere de un tiempo
mínimo comparado con otras trayectorias cercanas (p. ej. Cantos, 1973). La geometría de
las trayectorias seguidas por los rayos está gobernada por este principio.
• Ley de Snell
Se basa en los procesos de reflexión y transmisión de las ondas a través de las
interfases que separan medios con distintas propiedades elásticas. El principio de la Ley
de Snell se puede observar en la figura 2.1. En ella se presentan dos medios con
propiedades elásticas distintas. Un primer medio con α1, β1 y ρ1; y un segundo medio
con α2, β2 y ρ2. El ángulo de incidencia del rayo de ondas P sobre la interfase de los dos
medios es θ1, el ángulo de refracción de la onda P en el segundo medio es θ2, el ángulo
4
de reflexión de la onda S es φ1, y el ángulo de transmisión de la onda de cizalla en el
segundo medio es φ2. Snell demostró que el ángulo incidente de la onda P es igual al
ángulo de reflexión de esa onda en el primer medio. Las ecuaciones de Snell requieren
entonces la siguiente condición:
sin θ1
α1
=
sin φ1
β1
=
sin θ 2
α2
=
sin φ2
β2
=p
(1)
Con p como el parámetro de rayo.
Estas expresiones exigen que el número de onda, o la velocidad aparente a lo largo
de la interfase entre los dos medios, sean iguales.
Figura 2.1
Modelo de propagación de ondas, modificado de Sheriff (1991)
2.2 Ley de refracción
La ley de refracción dice que el seno del ángulo incidente es al seno del ángulo de
refracción como la velocidad de la onda incidente es a la velocidad de la correspondiente onda
refractada.
5
sin θ1 V1
=
sin θ 2 V2
(2)
Para explicar la trayectoria de las ondas en el método de la Refracción sísmica,
consideremos un medio, con velocidad V1, que suprayace un medio seminfinito, con velocidad
V2, mayor que V1 (Figura 2.2). Una vez que se han generado las ondas en el punto de disparo,
éstas empiezan a viajar por el medio superior conformando frentes de onda en el espacio.
Figura 2.2
Modelo de dos capas, con las velocidades de las capas.
Al hacer un corte vertical, el frente de ondas luciría como se ilustra en la Figura 2.3. En la
parte b) de la Figura 2.3 el frente de ondas se ha encontrado con el límite de los medios y ocurren
las primeras refracciones hacia la capa inferior. En la parte c), ha pasado más tiempo y se pueden
observar claramente 3 frentes de onda: 1. de las ondas directas; 2. de las ondas refractadas hacia
la capa inferior, y 3. de las reflejadas hacia la capa superior. Al observar en detalle puede
identificarse un cuarto frente de ondas. El frente de ondas refractado hacia la capa inferior, no
tiene una curvatura constante, de tal manera que corresponde a dos frentes de onda, el que se
6
refracta hacia abajo, y el que se refracta hacia la capa superior. Como se puede observar, este
frente de ondas está mas alejado del punto disparo que el frente de ondas directas en la primera
capa, por lo que llegará más rápido a los geófonos donde aún no había llegado el frente de ondas
directas.
Figura 2.3
Propagación de las ondas en un medio de 2 capas. (Adapatado de
Boyd, 1999)
El frente de ondas refractado hacia el medio superior se genera cuando los rayos
provenientes de la fuente alcanzan en ángulo crítico, ic, en la interfaz entre los medios.
Posteriormente el frente de onda se propaga a lo largo de la Interfase entre los dos medios,
pero con la velocidad V2, debido a que el frente de onda refractado a 90º viaja a lo largo de la
interfase pero con la velocidad del medio infrayacente.
El ángulo crítico se alcanza cuando el ángulo de refracción es mayor que el ángulo de
incidencia, es decir cuando es igual a 90º, resultando una expresión que está definida por la
velocidad de las capas.
sin ic =
α1
α2
(3)
7
2.3 Herramientas para la adquisición sísmica
Las componentes del equipo de medición de refracción sísmica son (Figura 2.4):
• Fuente de generación de ondas sísmicas.
• Detectores de los movimientos del terreno.
• Sistema de adquisición y almacenamiento.
Fuente de
generación
Martillo, explosivos
o disparos.
Figura 2.4
Detectores de los
movimientos del
terreno
Varios sensores en
línea recta
Sistema adquisción y
almacenamiento
Unidad con filtros,
ganancia y capacidad de
apilamiento
Esquema general del equipo de refracción sísmica.
2.3.1 Fuente de generación de ondas
Las ondas que se utilizan en refracción son generadas por una perturbación artificial, que se
conoce como impulso sísmico. Lo que se busca con éste es generar el tipo de ondas sísmicas,
producidas por un único evento de duración instantánea, para que no haya superposición de ondas
(de diferentes eventos) en los movimientos del terreno detectados por los geófonos.
Para esto se buscan fuentes de generación que se puedan controlar en términos del tiempo
de inicio y localización (p. ej. Jakosky, 1950; Cantos, 1980).
Existen tres tipos:
8
• Fuentes de impacto. Generalmente martillos; debido a que la energía transmitida
al suelo no es muy grande, se debe apilar varias veces los golpes impactaos al suelo, con
el fin de modelar mejor las llegadas y suprimir el ruido.
• Cargas explosivas. Son de mayor energía que las fuentes de impacto . La
explosión puede ocurrir en un tiempo de micro a milisegundos, dependiendo de la
naturaleza y cantidad del explosivo y del material que rodea sitio de explosión (p. ej.
Cantos, 1980).
• Disparos. Se utilizan balas o cartuchos; la energía generada es mayor que la
generada por la fuente de impacto.
2.3.2 Sensores de grabación
Mediante geófonos de una componente (vertical), el movimiento del terreno es observado
en diferentes puntos a lo largo del tendido de refracción sísmica. Actualmente se usan 12, 24 ó 48
geófonos. Los geófonos exigen mayor resistencia mecánica que aquellos usados en la sismología
tradicional (p. ej. Jakosky, 1950) debido a que en los estudios de refracción se requiere geófonos
con frecuencias naturales de vibración mucho mayores, entre 8 y 40 Hz.
.
2.3.3 Adquisición y almacenamiento
Los equipos sísmicos de adquisición y almacenamiento están compuestos por:
• Unidad de apilamiento y digitalización. Es la unidad donde se adquiere, digitaliza y
procesan los datos. Tiene puertos especializados para recibir las señales enviadas por los
9
geófonos; a cada geófono le corresponde un canal y sus señales son filtradas y digitalizadas de
acuerdo con las opciones definidas por el usuario.
• Cables sísmicos. Por lo general, se usan dos cables para conectar en cada uno la mitad de
los geófonos. Cada cable contiene a su vez cableado para llevar la señal de cada geófono a la
unidad de adquisición; cada uno de éstos se llama canal.
• “Trigger”. Este es un cable conectado a la fuente sísmica, de tal manera que en el instante
en que se golpea el suelo con el martillo o cuando la carga explosiva es detonada, el sistema de
registro empieza a grabar.
2.4 Interpretación de los datos sísmicos
Para generar un modelo coherente del subsuelo, a través del cálculo de velocidades y de
profundidad de las interfases refractoras, es necesario aplicar una serie de procedimientos, entre
ellos tenemos la selección de las primeras llegadas de los registros de manera automática o
manual, la construcción de las curvas camino-tiempo y el cálculo de velocidades.
2.4.1 Selección de las primeras llegadas
La selección se puede realizar de manera manual o automática. Si tenemos un registro de
buena calidad es posible hacer la selección de manera visual.
Actualmente existen programas basados en principios matemáticos y físicos, que realizan la
selección de las primeras llegadas de manera automática. Esta opción es muy útil en el caso de
tengamos registros con mucho ruido grabado y por lo tanto la selección visual sea difícil de
realizar.
10
En la figura 2.5 se muestra un registro de 12 trazas, en donde las líneas roja y verde
representan la selección de las primeras llegadas realizadas de manera manual.
Figura 2.5
Registro de refracción sísmica donde se muestran las primeras
llegadas
2.4.2 Curvas camino-tiempo
Para la construcción de estas curvas es necesario seleccionar los tiempos de las primeras
llegadas de las ondas para cada geófono. Con estos tiempos y la distancia entre cada receptor y la
distancia de la fuente se construyen las curvas camino tiempo. Estos tiempos pueden ser
obtenidos directamente del sismógrafo o se imprime el registro para el estudio detallado; también
se pueden bajar los datos a un computador para visualizar el registro y realizar la selección, como
se muestra en la figura 2.5, o se pueden usar programas para realizar la selección de manera
automática.
11
Figura 2.6
arreglo de geófonos para levantamiento de refracción.
Para construir las curvas camino tiempo se debe definir el tipo de arreglo que se va a usar
en la adquisición. El arreglo que se usa comúnmente es el que se muestra en figura 2.6. A lo largo
de una línea (cable sísmico) se colocan los geófonos, normalmente 12 ó 24, que se conectan por
medio de un cable con el número correspondiente de contactos para cada uno. Este conjunto de
geófonos se conoce como arreglo (o spread).
La fuente o disparo, de cualquier tipo, se ubica en una de las cinco posiciones mostradas en
la figura (con asterisco). El caso más simple es ubicar el disparo al principio y al final del arreglo,
lo cual se conoce como tiro sobre-extremos (end-on shot). Una fuente ubicada a una cierta
distancia del final del arreglo se llama disparo fuera de línea (off-end). Cuando la fuente se ubica
en un punto a lo largo del arreglo, excepto en uno de sus extremos, este se conoce con el nombre
de disparo en-arreglo (split-spread), generalmente es en la mitad, a un cuarto o a tres cuartos de la
distancia total a lo largo del arreglo. Los disparos se realizan generalmente en los extremos del
arreglo en direcciones directa e inversa. La ubicación de los disparos se realiza en función de la
cobertura que se necesite de la superficie del refractor y de la resolución lateral necesaria. Para
cada disparo se obtienen tiempos de llegada de las ondas directa y refractada para cada una de las
trazas del registro del conjunto de geófonos. Cambiando la posición del disparo en un mismo
arreglo, se obtienen datos adicionales que proporcionan mayor detalle del horizonte refractor.
12
En la figura 2.7 se muestra una curva camino-tiempo para un arreglo en donde los disparos
se realizan en los extremos del tendido; también es conocido como tendidos directos y reversos.
Linea 37
80
70
60
Tiempo (ms)
50
Disparo
40
contradisparo
30
20
10
0
0
10
20
30
40
50
60
70
Distancia (m)
Figura 2.7
Curva camino-tiempo de una arreglo de tendidos directos y reversos.
La distancia crítica (Xc), es aquella medida entre el punto disparo y el sitio donde emerge la
primera onda refractada en superficie. Dependiendo de las velocidades de la capa superior y del
refractor o capa inferior y de la profundidad a éste, la distancia crítica puede ser o no menor que
la longitud del tendido en observación.
En la Figura 2.8 se muestra la relación entre el contraste de velocidades de la primera capa
V1 y del refractor V2, versus la relación entre la distancia crítica Xc y la profundidad h.
13
Figura 2.8
Relación entre la distancia crítica y la profundidad adaptado del
Sheriff & Geldart, 1991.
A medida que aumenta la relación V2 / V1 la relación xc / h disminuye. Como regla
práctica, las longitudes de los tendidos de refracción deben ser mayores que el doble de la
profundidad al refractor para observar refracciones sin interferencias indebidas de las ondas P
originales (Sheriff & Geldart, 1991).
De la figura 2.8 se puede inferir que las velocidades aumentan con la profundidad; este
método no permite identificar capas o estratos de suelo con velocidades inferiores a la superior
(“inversiones de velocidad”).
Una vez construidas las curvas camino-tiempo, se procede a identificar qué secciones de las
curvas pertenecen a un mismo refractor. El conjunto de puntos que pertenecen a un refractor
conforma lo que se conoce como dromocrona. La identificación de las dromocronas es la parte
más importante en la interpretación de los datos de refracción.
14
Hay algunas características del subsuelo que se pueden prestar para malas interpretaciones,
a saber:
• Un cambio de pendiente de la curva T-x no significa necesariamente un cambio de
refractor, sino que puede significar un cambio de pendiente del primer refractor. (p. ej.
Cantos, 1989).
• Cuando existe un estrato o una capa delgada de suelo cuya velocidad es menor que
la de la capa superior, no hay refracción crítica, de tal manera que no habría indicios de su
presencia en las primeras llegadas en cada punto de la línea sísmica. ( p. ej. Sheriff &
Geldart, 1991).
• Cuando existe una capa demasiado delgada, a pesar de tener velocidades mayores,
no alcanza a producir primeros arribos por el hecho mismo de ser tan delgada (p. ej.
Sheriff & Geldart, 1991.)
2.5 Métodos para la interpretación de datos sísmicos
Los métodos de interpretación en refracción sísmica se diferencian principalmente por las
suposiciones en las que se basan y los modelos de suelo que estudian. Algunos de estos métodos
se han implementado en programas de computación con el fin de optimizar el tiempo en la
elaboración de los cálculos.
Los métodos más utilizados son:
15
2.5.1 Tiempos de intercepto
Las ondas originadas en el punto de disparo una vez refractadas en los contactos de los
medios, determinan los tiempos de llegada de las ondas en los geófonos en superficie. Estos
tiempos se incrementan con la distancia y la profundidad de penetración de las ondas. De la curva
camino-tiempo, el método utiliza la pendiente de las dromocronas para calcular la velocidad de
los refractores y los tiempos de intercepto de las dromocronas con el eje del tiempo para calcular
las profundidades. Este método es usado para modelos de un refractor plano o múltiples
refractores planos.
2.5.2 Velocidades aparentes
Este método permite la identificación de velocidades y profundidades para modelos con
capas inclinadas paralelas; utiliza los tiempos de intercepto en el origen de un tendido directo y
de su reverso. El método supone que la velocidad de cada uno de los estratos es constante
(medios homogéneos) y que la pendiente del refractor también lo es.
2.5.3 Tiempos de retardo
Este es un método útil en el caso de refractores con topografías que no son muy
accidentadas o que presentan muchas curvaturas.
Utiliza la definición del tiempo de retardo como la diferencia entre el tiempo que requiere la
onda para recorrer la trayectoria ente el punto de disparo y el refractor, con el ángulo crítico
16
dentro del medio superior y con su propia velocidad, V1 y el tiempo requerido por las misma
onda para recorrer la proyección de esa misma trayectoria, pero con velocidad de refractor V2.
2.5.4 Método de reciprocidad generalizada (GRM)
El método de reciprocidad generalizada (Palmer, 1980) es una técnica de inversión que
utiliza los tiempos de viaje de los disparos directo e inverso para determinar la geometría de los
refractores en el subsuelo a través de una solución gráfica. El método emplea la migración de
refracciones para obtener una estructura detallada de la interfase y variaciones laterales de la
misma. La migración de refracciones usa la distancia de desfase, que es la separación horizontal
entre el punto en donde empieza la refracción crítica y otro sobre la superficie en donde el rayo
emerge.
2.6 Teoría de fractales.
La geometría fue propuesta por primera vez por Euclides hace unos 300 años A.C.; esta
geometría también se conoce como la geometría Euclidiana. Esta definición abarca los distintos
intervalos discretos de dimensión espacial, es decir un objeto puede tener una, dos o tres
dimensiones. Existen formas en la naturaleza como montañas, cristales, nubes, líneas de fronteras
de costa y un infinito número de objetos que, debido a su forma tan compleja, son muy difíciles
de interpretar usando la geometría tradicional Euclidiana. La geometría de los fractales permite
describir estos objetos, además de muchos fenómenos que se habían considerado muy complejos
de manera matemática y de forma mucho más sencilla (González V., 2001).
17
2.6.1 Fractal
Un fractal es un objeto geométrico cuya estructura básica se repite a diferentes escalas. El
término fue propuesto por el matemático Benoît Mandelbrot en 1975 y deriva del Latín fractus,
que significa quebrado o fracturado. Los fractales pueden ser generados por un proceso recursivo
o iterativo, capaz de producir estructuras auto-similares a cualquier escala de observación. Los
fractales son estructuras geométricas irregulares y de detalle infinito. Muchas estructuras
naturales son de tipo fractal. Actualmente se entiende también como un objeto en el que la parte
es similar al todo de alguna manera (exacta o estadística) (González V., 2001).
La ecuación básica que define un conjunto fractal es (Mandelbrot, 1983):
N=
C
rD
(4)
Donde N es el número de objetos con una característica r de dimensión lineal, C es una
constante de proporcionalidad y D es la dimensión fractal.
2.6.2 Dimensión fractal
La principal propiedad para saber si un objeto tiene un comportamiento fractal es calcular la
dimensión fractal (D). Esta propiedad nos indica qué tanto el objeto ocupa el espacio que lo
contiene y puede adquirir valores, dentro del conjunto de los números reales, entre 0 y 3
(González V., 2001). Para comprender mejor esta definición vamos a partir de la geometría
Euclidiana y de las formas definidas en la figura 2.9. donde De representa la dimensión euclidiana
y Df representa la dimensión fractal entonces, si estos objetos fueran continuos en el espacio,
ambas dimensiones coincidirían, como en el caso de un punto. En cambio si magnificamos la
18
línea podemos comprobar que no es continua y que presenta espacios, por tal razón su dimensión
fractal Df está entre 0 y 1, a diferencia de su dimensión Euclidiana la cual es 1.
Figura 2.9
esquema comparativo entre la dimensión Fractal y la dimensión
Euclidiana. Tomada de González V., 2001
2.6.3 Método del Divisor
Mediante este método podemos calcular la dimensión fractal. Este método consiste en la
medición de la longitud (L) de una línea curva aproximándola a un número determinado de
segmentos o reglas (step) (N) de longitud también establecida (r) (Figura 2.14).
Segmentos
Figura 2.10
Calculo de la dimensión fractal mediante el Método del Divisor
La longitud la calculamos a través de la siguiente fórmula:
19
L = Nr
(5)
A partir de la Ec. 5, se grafica el logaritmo del número de steps N versus el logaritmo de
la longitud del step r correspondiente para cada N (Gráfico Hausdorff-Besicovitch, y actualmente
llamado Gráfico Mandelbrot-Richardson). Si el resultado de la gráfica es una línea recta de
pendiente constante, entonces la línea curva analizada tiene un comportamiento fractal y por lo
tanto se define un conjunto fractal. Esta pendiente representa la dimensión fractal D (Mandelbrot,
1983). La relación entre L y r revelada a partir del gráfico se representa a continuación:
N=
C
rD
Log ( N ) = Log ( L ) − DLog ( r )
(6)
(7)
La detección de la primera llegada se efectúa sobre la base del cambio producido en el
valor de la dimensión fractal (D), cuando la traza pasa de contener sólo ruido a contener ruido y
señal (Boschetti et al., 1996); por lo tanto, la principal función del algoritmo es calcular D a lo
largo de la traza, encontrar la variación de D, ubicarla en tiempo en la traza y así, localizar la
primera llegada de las ondas sísmicas.
2.7 SeisImager y tomografía sísmica
SeisImager es el programa principal elaborado por Geometrics, que consiste de cuatro
módulos para el análisis de datos de refracción. Los módulos son Pickwin, Plotrefa, WaveEq,
Geoplot, Pickwin y Plotrefa.
A través del modulo Pickwin, se realiza el primer análisis de los datos y la detección de
las primeras llegadas y con el módulo de Plotrefa se llevó a cabo la inversión sísmica de los
datos. El programa SeisImager/2D presenta tres diferentes técnicas de inversión de los datos: “the
20
time-term method”, el método de reciprocidad generalizada y la Tomografía. Los dos primeros
están basados en tiempos de retraso, la diferencia principal entre los dos es el método con que se
calculan dichos tiempos.
2.7.1 Módulo de Pickwin
Con este módulo se realiza la identificación y selección de las primeras llegadas. Una vez
leídos los datos, los cuales deben estar en formato SEG-2, el usuario puede optimizar y mejorar el
aspecto de los datos para facilitar la selección de las primeras llegadas.
El programa ofrece diversas opciones de filtraje, de aumento o disminución de la
ganancia y permite visualizar y modificar la geometría del tendido, para luego guardarlas en el
mismo formato de entrada.
2.7.2 Módulo de Plotrefa
En este módulo se realiza la interpretación de los datos. La selección de las primeras
llegadas realizada con el modulo de PickwinTM, son los datos de entrada; una vez leídos se le
aplica cualquiera de las tres técnicas de inversión que ofrece el programa. En este módulo se
realiza la identificación de las dromocronas, las velocidades correspondientes a cada una y
finalmente, la inversión a través de la tomografía.
21
2.7.3 Tomografía sísmica
El método de tomografía de refracción sísmica implica la creación de un modelo de
velocidad inicial, e iterativamente rastrea los rayos a través del modelo, comparando el tiempo de
viaje calculado con el tiempo de viaje observado, modificando al modelo, y repitiendo el proceso
hasta que la diferencia entre los tiempos calculados y medidos se minimiza (Mason I,.1981).
El programa, al momento de hacer la tomografía, tiene como fin principal conseguir el
mínimo tiempo de viaje entre la fuente y el receptor para cada par fuente- receptor. Esto puede
ser resuelto a través de un planteamiento aproximado del problema y de la búsqueda de una
ecuación para esos tiempos de viaje. Para esto es necesario usar l (parámetro de rayo) y s
(lentitud o inverso de la velocidad). (Figura 2.11)
Fuente
Receptor
Figura 2.11
Esquema planteado para la inversión. Modificado del Manual de SeisImager
22
A partir de la figura 1 definimos:
s=
l
v
(8)
s = lentitud
l = parámetro de rayo
v = velocidad
Entonces podemos expresar el tiempo de la siguiente forma:
(9)
Si discretizamos el tiempo (14) queda de la forma:
(10)
que es igual a:
(11)
Si finalmente separamos en M ecuaciones simultáneas (una para cada tiempo de viaje)
y N incógnitas, se obtiene:
23
(12)
Y por ultimo de forma matricial queda:
(13)
Finalmente tenemos la ecuación aproximada para el cálculo de los tiempos de viaje
(13), en donde el primer término está representado por el parámetro de rayos que multiplica al
modelo y que da como resultado, tal como se espera, la matriz unidimensional de los tiempos.
24
CAPÍTULO III: GEOLOGÍA DEL ÁREA DE ESTUDIO
3.1 Ubicación geográfica
La región de Urumaco se encuentra ubicada en la parte noroccidental del Estado Falcón
en los alrededores del pueblo de Urumaco (Figura 3.1). A este pueblo se accede por medio de la
carretera nacional Falcón-Zulia, desde las ciudades de Coro o Maracaibo. El área de estudio está
ubicada aproximadamente 2,5 Km al norte del pueblo de Urumaco, en el margen occidental del
río Urumaco. El acceso al área de estudio es por medio de una carretera no pavimentada, que
permite el tránsito de vehículos hasta la antigua casa de El Casino (figura 3.1).
3.2 Geología Regional
Según Audemard (1997), la Cuenca de Falcón se formó en la parte oriental y central sobre
el alóctono de la Cordillera del Caribe, emplazado durante la compresión del Paleoceno – Eoceno
inferior (Quijano, 2005). Durante el Eoceno superior tuvo lugar un nuevo pulso orogénico, que
separó las cuencas de Falcón y Maracaibo. González de Juana et al. (1980) denomina la cuenca
occidental como Canal Falconiano (González de Juana et al., 1980). Esta cuenca, fue rellenada
durante el Terciario, específicamente durante el Oligoceno y Mioceno (González de Juana et al.,
1980).
La Cuenca de Falcón comenzó a recibir sedimentos marinos durante el Eoceno superior
en su parte más oriental, que corresponden a la Formación Cerro Misión. La invasión marina
avanzó hacia el límite occidental de la cuenca en el Oligoceno inferior, alcanzando su mejor
desarrollo durante el Oligoceno medio y superior y parte del Mioceno inferior. Durante este lapso
25
las zonas meridionales y en parte centrales de la cuenca se levantaron, aportando sedimentos a los
ambientes marinos de Falcón centro norte y Falcón nor-oriental (González de Juana et al., 1980).
Figura 3.1
Ubicación del área de Estudio, modificado de Bassano (2007).
26
Durante el Mioceno comenzó el proceso de inversión de la cuenca. Esta inversión, levantó
y erosionó los sedimentos. La formación del anticlinorio de Falcón condujo a la división de la
cuenca en dos entidades depositacionales distintas, hacia el Sur, ambientes marginales y costeros,
y hacia el Norte se mantuvieron los ambientes de aguas profundas y de transición (Quijano,
2005).
Según Audemard (1995) el cierre de la Cuenca de Falcón, se subdivide en tres etapas
(Quijano, 2005). La primera etapa comprende la inversión tectónica del Mioceno medio –
Mioceno superior, que se originó debido a la configuración de un campo de esfuerzos con un
esfuerzo máximo orientado N 155º. Tanto los esfuerzos máximos como mínimos son subhorizontales, lo que genera según la teoría de fallamiento de Anderson un régimen de
transcurrencia. La segunda etapa corresponde a la compresión Mioceno – Plioceno, que originó
probablemente la inversión del Surco de Urumaco. La fuente de la compresión fue el movimiento
transcurrente de la Falla de Oca-Ancón y el campo de esfuerzos existente para el momento. Esta
fase tectónica propició la formación de una discordancia durante el Mioceno tardío, que es
observable con intensidad variable en diversas zonas, lo cual hace que esta discontinuidad
estratigráfica no tenga un carácter regional. La última fase compresiva configuró la región al
estado actual y se mantiene activa.
3.3 Geología del área de El Casino
Según Rodríguez (2005), Quijano (2005) y Bassano (2007) el área de El Casino pertenece
al bloque tectónico El Mamón, ubicado al oeste de la Falla de Urumaco. Esta falla tiene un rumbo
norte – sur y separa el bloque de El Mamón del bloque de El Domo de Agua Blanca (Figura 3.2).
Según Linares (2004), Rodríguez (2005) y Quijano (2005) en el área de El Casino afloran
27
estratos pertenecientes al miembro medio de la Formación Urumaco (Figura 3.2). Sin embargo,
según los resultados de Bassano (2007), en esta área afloran estratos pertenecientes a la parte
media del miembro medio de la Formación Urumaco. En las terrazas, estos estratos están
cubiertos por depósitos de edad Cuaternario, posiblemente del Pleistoceno (Olbrich, 2007).
Según el Mapa geológico de superficie de la compañía Creole Petroleum Corporation, 1954
(1:100.000, Hoja B-4), la Falla de Urumaco es una falla dextral y tiene su continuación en la
Falla Hato Viejo. En este mapa, la parte media y superior del miembro medio de la Formación
Urumaco corresponden al miembro informal Picacho.
En el área de El Domo de Agua Blanca, los estratos de la Formación Urumaco describen
al norte de la Falla El Manantial un anticlinal con ejes de pliegues que tienen inmersiones tanto
hacia el este como hacia el oeste (Rodríguez, 2005 y Herrera, 2005). La estructura dómica está
fracturada por fallas sinestrales con rumbos NNE – SSW.
En la parte meridional del área de El Casino y cercano a las orillas del Río Urumaco, los
estratos pertenecientes a la Formación Urumaco buzan con 40º promedio en dirección norte
(Rodríguez, 2005 y Quijano, 2005). En la parte septentrional del área de El Casino los estratos
están sucesivamente menos inclinados hasta buzar con 15º promedio en dirección noroeste
(Bassano, 2007). Cercano a la Falla El Jebe y a la Falla El Mamón, los estratos de la Formación
Urumaco describen pliegues decamétricos a hectamétricos (Peralta, en preparación). La Falla El
Jebe no fue reconocida por Rodríguez, 2005 y Quijano, 2005 en las localidades de la orilla
derecha del Río Urumaco. Sin embargo, esta falla se reconoce en una quebrada, que cruza la vía
Urumaco – El Mamón, 150 m al suroeste de El Casino (Peralta, en preparación).
28
Figura 3.2
Mapa geológico del área al norte de Urumaco con la identificación de las
fallas, tomado de Bassano (2007).
29
3.4 Formación Urumaco.
Según el Tercer Léxico Estratigráfico de Venezuela (1997), la Formación Urumaco se
reconoce entre los ríos Zazárida y Lagarto al oeste, y el río Mitare al este, en el noroeste del
Estado Falcón.
El espesor de la sección tipo, ubicada en los alrededores de la población de Urumaco,
varía entre 1.700 m y 2.000 m, de acuerdo a la selección de los contactos. Por su parte, la edad de
la Formación Urumaco es Mioceno tardío, Zona de Neogloboquadrina humerosa. Los mamíferos
presentes, indican una edad continental comprendida entre los pisos Chasiquense y
Huayqueriense, también del Mioceno tardío. Hambalek, et al. (1994) reconocen la Zona de
Echitricolporites spinosus (Mioceno medio) en base a estudios palinológicos.
En relación a los paleoambientes, Díaz de Gamero y Linares (1989) indican que la
sedimentación de la Formación Urumaco se ubica dentro de un complejo de ambientes
marginales y próximo costeros, con desarrollo de amplias lagunas y bahías semiprotegidas por
barreras litorales, en un régimen principalmente transgresivo.
Según el Tercer Léxico Estratigráfico de Venezuela (1997), la Formación Urumaco
descansa concordante y transicionalmente sobre la Formación Socorro. En la sección tipo, Díaz
de Gamero y Linares (1989) definen el contacto inferior en el tope de una potente arenisca con
Ophiomorpha nodosa que infrayace a la primera caliza coquinoide, típica de la Formación
Urumaco y que es seguida por areniscas de reducido espesor individual. La primera aparición de
calizas sirve para definir el contacto inferior de la formación al oeste de la sección tipo,
probablemente en niveles más jóvenes. Al este, donde la Formación Socorro tiene calizas en su
parte superior, el contacto entre ambas es difícil de definir sin ambiguedad y según Díaz de
30
Gamero y Linares (1989) se coloca en la base de la primera caliza de ostras de gran extensión
lateral y buena expresión topográfica.
El contacto superior de la Formación Urumaco con la Formación Codore es concordante y
transicional. De acuerdo a Díaz de Gamero y Linares (1989), en la sección tipo y hacia el oeste
de la misma se define el contacto por el marcado cambio en el color de las lutitas y limolitas de
gris o marrón en la Formación Urumaco a rojizo abigarrado en la Formación Codore. Entre el río
Urumaco y la quebrada El Paují, el contacto se coloca en el tope de la última capa conchífera (de
Anadara). Al este de la quebrada El Paují, el contacto se establece en la base de la primera
arenisca conglomerática, típica de la Formación Codore en esta región, posiblemente en niveles
más antiguos que en la sección tipo. La Formación Urumaco ha sido dividida por Díaz de
Gamero y Linares (1989) en tres miembros informales.
El miembro inferior de la Formación Urumaco es lutítico-limoso. El litotipo más
abundante son lutitas, de las cuales se presentan dos tipos, que ocurren igualmente en toda la
formación. Las lutitas más comunes y de mayores espesores individuales son de color gris,
macizas, presentan una fractura concoidea, son muy escasamente microfosilíferas, a veces
limolíticas y ocasionalmente portadoras de madera fósil. El segundo tipo de lutitas son de color
marrón, laminadas, extremadamente ricas en material vegetal finamente fragmentado y a veces
carbonoso. Las capas no sobrepasan los 2m de espesor y son las principales portadoras de fósiles
de vertebrados en la formación, aunque éstos son raros en el miembro inferior. Ambos tipos de
lutitas tienen concreciones, costras ferruginosas y ocasionales madrigueras y se intercalan entre
sí, o con delgados espesores de areniscas o niveles ferruginosos.
Las limolítas varían de 0,3 m a 8 m de espesor, están muy bioturbadas, presentan
concreciones ferruginosas y madrigueras, observándose ocasionalmente laminación paralela.
Estas rocas forman paquetes que se intercalan con areniscas y lutitas y sus contactos son
31
transicionales o abruptos con costras ferruginosas. Las areniscas son de espesor variable, desde
unos centímetros hasta 5 m ó 6 m. Estas rocas son masivas, están bioturbadas, son micáceas y
friables, presentan madrigueras, concreciones ferruginosas y costras de oxidación en el tope de
las capas. Ocasionalmente, las areniscas muestran estratificación paralela y cruzada planar. En la
parte superior de este miembro, las rocas contienen restos de conchas.
Miembro medio lutítico-arenoso-calcáreo. Las lutitas son semejantes a las del miembro
inferior. Las de color gris son microfosilíferas, bioturbadas, con concreciones ferruginosas y un
mayor contenido carbonoso que las correspondientes del miembro anterior, concentrado en
delgados niveles o lentes. Las lutitas marrones son relativamente más abundantes, portadoras de
restos de vertebrados variados: reptiles, mamíferos y peces, así como coprolitos y madera. A
veces gradan a limolitas, intensamente bioturbadas con Thalassinoides. Calizas presentan
espesores de 0,5 m a 4 m, excepcionalmente hasta 6 m. Varían de areniscas conchíferas hasta
calizas coquinoides, consolidadas y arenosas, frecuentemente bioturbadas, con concreciones
ferruginosas y costras ferruginosas en el tope de las capas. Las calizas son muy numerosas en la
mitad inferior de este miembro. Contienen una abundante y medianamente variada fauna de
moluscos en matriz arenosa, fragmentados y con variedad de tamaños. Hacia la parte superior del
miembro, las calizas son más arenosas, menos abundantes y más delgadas. Ocasionalmente, las
conchas son de mayor tamaño y mejor selección y forman bancos o niveles dominados por cada
uno de los siguientes géneros: Pecten, Ostrea, Chama, Anadara. Estas capas, forman crestas
extensas y bisectadas, de baja altura (inferior a los 200 m), con pendientes de 15% a 25% que
disminuyen hacia el norte (Linares, 2004), haciéndolas excelentes capas guías. Las areniscas
hacia la parte inferior del miembro, son de grano fino a medio, friables, masivas, en espesores de
2 a 10 m, de contacto basal erosivo, a veces con material conglomerático y clastos de arcilla en la
base y costra de oxidación en el tope; estratificación cruzada planar y festoneada a gran escala,
32
con ángulos de 20 a 30 grados, disminuyendo hacia el tope y pasando a estratificación paralela,
flaser y ondulada; bioturbadas, con madrigueras verticales hacia el tope de las capas; con poca
extensión lateral y generalmente asociadas a capas carbonosas de hasta 1 m de espesor en la base.
Otro tipo es de grano fino, en capas inferiores a 3 m de espesor, laminadas o con estratificación
paralela, gruesas costras de oxidación en el tope y contactos abruptos.
Miembro superior lutítico-arenoso. Las lutitas son más abundantes hacia la parte superior,
generalmente de color gris, frecuentemente limosas, intercaladas con delgadas areniscas con
costras de oxidación y niveles carbonosos. Las lutitas marrones, portadoras de vertebrados, son
más escasas y delgadas de hasta 0,3 m. Las limolitas, tanto arenosas como arcillosas tienen
espesor promedio de 2 m, excepcionalmente hasta de 6 m, intercaladas con areniscas y horizontes
ferruginosos. Las areniscas en la parte inferior son friables, de grano fino a medio, con espesores
promedios de 3 m a 7 m, o laminares en capas centimétricas entre lutitas y limolitas, a veces
calcáreas y conchíferas; presenta estratificación cruzada y festones a pequeña escala,
estratificación flaser; rizaduras en el tope y laminación convoluta hacia la base; las estructuras y
el tamaño del grano disminuyen hacia la parte superior de esta secuencia, que suele mostrar
estratificación paralela; bioturbación y concreciones ferruginosas. Hacia arriba en la sección son
de 1 m a 2 m de espesor; masivas, pasando hacia arriba a laminación paralela, rara vez cruzada de
ángulo bajo, laminación flaser y lenticular y finalmente limosas, en espesores delgados,
intercaladas con limos y arcillas, con concreciones y horizontes ferruginosos. Casi en el tope de
la formación hay varios niveles importantes portadores de vertebrados, en una variedad de
litologías: lutitas marrones y grises, limolitas arenosas y areniscas de grano fino, localmente
conchíferas, con costras de oxidación. De esta última hay una capa delgada con abundantes
madrigueras verticales y numerosos restos de tortugas, denominada en la literatura como "capa de
tortugas".
33
CAPÍTULO IV: METODOLOGÍA DE TRABAJO
4.1 Revisión bibliográfica
La revisión bibliográfica correspondió a la primera fase del presente trabajo, realizada en
los meses de Julio y Agosto de 2006. Durante este lapso de tiempo se recopilaron los mapas
topográficos y geológicos. En la Dirección de Cartografía Nacional se recopilaron las hojas
Pedregal 6149, en escala 1:100.000, así como, 6149-I-SO y 6149-IV-SE, en escala 1:25.000, de
los mapas topográficos de Venezuela. De la compañía Creole Petroleum Corporation se
recopilaron las hojas B-4 (1954) y C-4 (1966), en escala 1:100.000.
Los artículos recopilados corresponden a los de Díaz de Gamero y Linares, (1989) y
Linares (2004), quienes muestran datos estratigráficos, sedimentológicos, paleontológicos y
estructurales del área de Urumaco. Adicionalmente se recopilaron las tesis de grado de Herrera
(2005), titulada “Estudio magnetoestratigráfico de la sección del Domo de Agua Blanca
(Miembro medio de la Formación Urumaco, Estado Falcón)”, de Quijano (2005), titulada
“Estudio magnetoestratigráfico en la sección de El Mamón (Miembro medio de la Formación
Urumaco, Estado Falcón)”, de Rodríguez (2005), titulada “Modelo sísmico del Domo de Agua
Blanca, al Norte de Urumaco, Estado Falcón”, y de Bassano (2007), titulada “Estudio
magnetoestratigráfico en la sección del Río Urumaco, parte meridional de El Mamón, Estado
Falcón”.
Por otra parte, durante el desarrollo del presente trabajo se recopiló información sobre
algunos tópicos relacionados a la geología de la Cuenca de Falcón, la sísmica de refracción y la
teoría de fractales.
34
4.2 Trabajo de campo
El trabajo de campo se realizó en dos etapas, llevadas a cabo entre septiembre de 2006 y
septiembre de 2007. La primera etapa consistió en el levantamiento sísmico de refracción bajo la
tutoría del Prof. Eduardo Rodrígues, la cual se llevó a cabo durante una salida de campo con una
duración de 10 días. Durante la segunda etapa se realizaron reconocimientos geológicos en el
área de Urumaco y se realizó el levantamiento geológico y de secciones parciales en el área
comprendida entre El Paso y la quebrada El Mamón. Esta etapa se llevó a cabo en tres salidas de
campo, la primera de cinco días (diciembre 2006), la segunda de 10 días, durante el desarrollo
del curso de geología y geofísica de campo con estudiantes de la Universidad Simón Bolívar
(Abril 2007), y la tercera de 42 días (Agosto-Septiembre 2007). En estas salidas de campo, el
equipo de trabajo estuvo alojado en el Museo Paleontológico de Urumaco.
4.2.1 Levantamiento sísmico de refracción
Previo al levantamiento sísmico de refracción, se realizó un reconocimiento vial y
geológico en el área de estudio. El reconocimiento vial permitió reconocer las zonas de fácil
accesibilidad y donde se podían realizar los tendidos sin daños ecológicos. El reconocimiento
geológico permitió validar los datos estratigráficos y estructurales que se presentan en los mapas
geológicos recopilados. Basado en los resultados del reconocimiento vial y geológico se diseñó el
levantamiento sísmico. En campo se trató de levantar la mayoría de las líneas sísmicas sobre
depósitos de edad Cuaternario y perpendicular al rumbo de las estructuras mayores, presentes en
los estratos de la Formación Urumaco, es decir la mayoría de los tendidos sísmicos fueron
adquiridos con una dirección N45E. Mediante el diseño se pretendía observar en las tomografías
35
sísmicas el contacto entre la Formación Urumaco y los depósitos cuaternarios, que tienen un
espesor variable de hasta 15 m, así como, las estructuras mayores infrayacentes a los depósitos
cuaternarios.
En campo se adquirieron 29 tendidos sísmicos, a lo largo y en los alrededores de la
carretera Urumaco – El Casino. Estos tendidos tienen una longitud de 66m cada uno, con una
distancia entre geófonos de 6m. La profundidad máxima de resolución es de aproximadamente 20
m, con un intervalo de muestreo de 256 mseg.
Los tendidos están ubicados entre las coordenadas E 362770, N 1241323 y E 362616, N
1240524 y fueron denominados según la siguiente nomenclatura EC más el número de la línea
sísmica, donde EC significa El Casino (Figura 4.1).
4.2.2 Características del tendido
Basado en los resultados preliminares, procesados en campo, se decidió que la longitud de
las líneas deben ser mayor a 33 m. Debido a que el cable de conexión del tendido disponible tenía
una longitud máxima de 66 m, se realizó el levantamiento con 12 geófonos separados por 6 m de
distancia entre cada uno. Los puntos de disparo y contradisparo se colocaron a 3 m de distancia
del primer y último geófono, respectivamente.
Las herramientas utilizadas para el levantamiento sísmico fueron un sismógrafo, marca
Geometrics con un procesador 386 y con una entrada para 24 canales, 12 geófonos, un cable
accionador (trigger), un cable de conexión de 66 m, el cual une los geófonos con la unidad de
almacenamiento (sismógrafo), y una batería, la cual suministraba la corriente al sismógrafo.
Además, se utilizó una brújula geológica marca Brunton para orientar el tendido sísmico y una
mandarria de 10 Kg para generar el impulso sísmico.
36
Figura 4.1
Ubicación de los puntos de tiro de las líneas sísmicas.
37
Para la adquisición de los datos a lo largo de una línea sísmica, en un primer paso, se ubicó
el cable de conexión sobre el terreno en la dirección deseada, mediante el uso de la brújula.
Posteriormente, se encajaron los geófonos perpendicularmente a la superficie del terreno para
evitar la recepción de ondas de cizalla y se acoplaron al cable de conexión. Una vez finalizada
esta actividad, se acopló el cable de conexión y el cable accionador al sismógrafo.
Posteriormente, se revisó que el cable accionador abría el sistema de geófonos, golpeando el
terreno con la mano. Finalizada la revisión se procedió a golpear el terreno con la mandarria una
sola vez, para generar un impulso sísmico, mientras que el sismógrafo graba la llegada de las
ondas sísmicas. Esta actividad se repitió dos a cuatro veces, con la finalidad de eliminar el ruido
aleatorio y sumar la señal coherente. Estos pasos se realizaron tanto para el disparo como para el
contradisparo.
Durante la adquisición sísmica se recolectaron datos adicionales para cada línea, con el fin
de llevar un control del tendido (Tabla 4.1).
4.2.3 Levantamiento de puntos mediante el navegador GPS y el altímetro.
En campo, se utilizó un navegador GPS para ubicar los puntos de interés. Las coordenadas
fueron leídas mediante los valores cuadriculares UTM, correspondientes al Huso 19 y con el dato
horizontal WGS84. Las mediciones se realizaron durante 10 minutos promedio, para disminuir el
error. Los puntos de interés fueron los disparos y contradisparos, así como puntos de apoyo
correspondientes a poligonales, medidas con el uso de la cinta métrica y la brújula geológica
Brunton.
38
Zona en el área
Operador del sismógrafo
Fecha
Hora
Identificación de la línea
Identificación del archivo
Disparo
Coordenadas UTM x
Coordenadas UTM y
Elevación
Cantidad de canales
Distancia entre geófonos
Distancia fuente – primer
receptor
Longitud de la línea
Orientación de la línea
Longitud del registro
Intervalo de muestreo
Tipo de fuente
Cantidad de disparos
Contradisparo
Coordenadas UTM x
Coordenadas UTM y
Elevación
Cantidad de canales
Distancia entre geófonos
Distancia fuente – primer
receptor
Longitud de la línea
Orientación de la línea
Longitud del registro
Intervalo de muestreo
Tipo de fuente
Cantidad de disparos
Observaciones
Croquis en planta
Tabla 4.1:
Formato utilizado para llevar un control de cada tendido.
Para medir las elevaciones con respecto a un punto de referencia, se definió una estación
base en el Museo Paleontológico de Urumaco. Tanto en la estación base como en los puntos de
interés se midieron las elevaciones con dos altímetros barométricos. Las mediciones de los
puntos de interés fueron en parte promediados y en parte descartados, cuando la diferencia
superaban los 2 m. En la estación base se anotaron las elevaciones cada 5 minutos, para poder
corregir las variaciones de presiones durante el período de medición.
39
4.2.4 Levantamiento geológico
El estudio geológico está basado en el levantamiento de poligonales cerradas, con puntos
que corresponden a rasgos morfológicos y geológicos. Los rasgos morfológicos levantados
fueron las orillas del río Urumaco y de las quebradas, así como, los bordes de las vías y el piso de
El Casino. Los rasgos geológicos levantados fueron los contactos, las estructuras y los sitios con
mediciones de orientaciones de planos y líneas geológicas. Los contactos levantados
corresponden a los de la Formación Urumaco con los depósitos de edad Cuaternario y con los
depósitos recientes. Entre los depósitos recientes se distinguieron los aluviones y los coluviones.
Adicionalmente, en el área de estudio se levantó mediante puntos poligonal los contactos entre
algunas unidades de descripción de la Formación Urumaco.
Los puntos de interés morfológicos y geológicos se ubicaron entre si mediante
poligonales, medidas con la cinta métrica y la brújula geológica Brunton. Las poligonales tienen
un máximo de 250 puntos y la ubicación de los puntos de interés se realizó a partir de puntos de
apoyo. Los puntos de apoyo pertenecientes a una poligonal corresponden a bloques o mojones en
el terreno, identificados con pintura. La travesía entre los puntos de apoyo corresponde a una o
varias poligonales cerradas. Adicionalmente, en el área de estudio se levantaron poligonales
claves, en las cuales se ubicaron únicamente puntos de apoyo de diferentes poligonales. Las
travesías de las poligonales claves, también corresponden a circuitos cerrados. Mediante el uso de
un navegador GPS se midieron los valores cuadriculares UTM de algunos puntos de apoyo de las
poligonales claves.
La orientación de los planos geológicos, tales como contactos entre estratos y fallas, se
midieron con la brújula Clar y el cabeceo de las líneas geológicas, tales como las estrías de fallas,
40
se midieron con un transportador. Con la brújula Clar se mide la dirección azimutal magnética
del buzamiento y el ángulo de buzamiento (DAB/B); restándole 10º al azimut magnético se
obtiene el azimut cuadricular o geográfico. En cada sitio se realizaron 3 a 20 mediciones en
puntos diferentes, las cuales fueron promediadas aritméticamente para obtener la orientación
promedio de los estratos en cada sitio.
4.2.5
Levantamiento de secciones parciales
El levantamiento de secciones parciales en zonas con rocas meteorizadas requirió como
primer paso, el retiro del regolito con un pico o la piqueta, para poder reconocer con mayor
facilidad los contactos entre los litotípos y sus colores de capas adyacentes. Mediante un estudio
somero de las rocas a lo largo de la sección se ubicaron con mojones los contactos entre las
unidades de descripción (UD´s), que corresponden a capas con características distintivas. Los
espesores de las UD´s se midieron con el metro plegable o a través de una construcción
geométrica, a partir de la orientación de los estratos y la anchura entre sus contactos con UD´s
adyacentes. En campo se trató de medir los espesores mediante el metro plegable, siempre y
cuando la topografía y el reconocimiento de la estratificación lo permitían. Posterior a estas
actividades se construyó la columna en la libreta de campo, con una escala, en la cual dos líneas
corresponden a un metro y se continuó con el dibujo de la columna de meteorización.
Para la descripción de las UD´s se utilizó el comparador de tamaño de grano de la
compañía Shell, una lupa de mano, la tabla de comparación de colores de la GSA (“Rock-Color
Chart”) y el ácido clorhídrico al 10%. Las características de cada UD fueron anotadas en estilo
telegrama, en la libreta de campo.
41
4.3
Trabajo de laboratorio y oficina
El procesamiento de las líneas sísmicas se realizó en el Laboratorio de Interpretación
Geofísica en la Universidad Simón Bolívar desde marzo hasta septiembre de 2007. El trabajo de
oficina se realizó de forma paralela, durante el mismo período e incluyó la generación de los
productos y la redacción del texto.
4.3.1 Procesamiento de líneas sísmicas.
Las líneas sísmicas fueron procesadas con el paquete de procesamiento “SeisImager”, el
cual contiene varios programas con diversas aplicaciones. Este programa pertenece a la misma
casa constructora del Sismógrafo utilizado en la adquisición (GEOMETRICS). El paquete
“SeisImager” está conformado como se indicó anteriormente, por 4 programas los cuales son
Pickwin (Pick First Breaks or Dispersion Curves), Plotrefa (Refraction Analysis), GeoPlot
(Visualize Data), WaveEq (Surface Wave Analysis) y Surface Wave Analysis Wizard de los cuales
sólo se utilizaron para el procesamiento de las líneas sísmicas Pickwin (Pick First Breaks or
Dispersion Curves) y Plotrefa (Refraction Analysis).
El programa Pickwin permite realizar la selección de las primeras llegadas, introduciendo
directamente los datos adquiridos en campo. Permite mediante una serie de comandos llevar a
cabo los primeros pasos necesarios para el procesamiento. En este programa se guardan los
archivos con la selección de las primeras llegadas con las que posteriormente se construyen las
curvas camino tiempo.
Plotrefa es otro programa de procesamiento, con el que se lleva a cabo la fase final del
procesamiento. En este programa se cargan los datos procesados y almacenados en Pickwin de
42
cada tendido y se generan las curvas camino – tiempo. Posteriormente se asigna el número de
capas y las velocidades de las capas, Sucesivamente se genera un modelo inicial de capas con las
variaciones de velocidades mediante un gradiente suavizado, al cual se le introduce el valor de la
altimetría promedio para cada línea; posteriormente mediante un comando del programa se
calcula la inversión mediante parámetros por defecto. Los parámetros por defecto utilizados por
el programa son, una velocidad mínima de 0,30 km/seg, una velocidad máxima de 3,00 km/seg y
un máximo de 10 capas. De esta manera se genera un modelo de capas, según lo observado en las
curvas camino – tiempo, del cual se extraen finalmente los datos en profundidad de cada
superficie refractora, correspondientes a la ubicación de cada geófono. Con estos datos de
profundidad y las coordenadas de cada geófono se generaron posteriormente los mapas de
contorno de paleo relieves e isópaco en el programa de computación SURFER8.
Se establecieron varios tipos de procesamiento dependiendo de los problemas de cada
línea sísmica. El primero se aplicó a líneas donde los parámetros de procesamiento estaban bien
definidos y no hubo complicaciones al momento de generar el modelo de capas (tipo 1). El
segundo tipo se realizo a líneas donde los parámetros de procesamiento no estaban claros y por lo
tanto era muy complicado realizarlo mediante el primer tipo de procesamiento (tipo 2) y el tercer
tipo se aplicó para generar modelos con la unión de varias líneas, es decir generar perfiles
sísmicos (tipo 3).
En el procesamiento tipo 1 la selección de las primeras llegadas se realizó con el
programa Pickwin; el criterio de selección consintió en ubicar la primera llegada para cada traza
sísmica, en el punto de máxima amplitud de polaridad negativa, en la primera perturbación de la
traza. Este procedimiento se siguió tanto para el disparo como para el contradisparo. En las
figuras 4.2 y 4.3 se muestra la selección de las primeras llegadas en la línea 31 utilizando el
programa Pickwin.
43
Figura 4.2
Figura 4.3
Selección de primeras llegadas de la línea 31 (disparo).
Selección de primeras llegadas de la línea 31 (contradisparo).
Las Curvas Camino – Tiempo se obtienen cargando el archivo procesado y guardado en
Pickwin. En la figura 4.4 se muestran las curvas camino – tiempo de la línea 31.
44
Figura 4.4
Curvas camino – tiempo de la línea 31.
La asignación de capas y velocidades depende de los criterios de cada intérprete y
consiste en asignarle, mediante la observación de las curvas camino tiempo, un número de capas
y las velocidades de dichas capas. En esta interpretación las capas se asignan según los cambios
notables en las pendientes de las curvas camino – tiempo. En la figura 4.5 se observan tres capas
diferenciadas por los tres colores distintos (rojo, verde y azul) en cada curva y las líneas rojas
con los números representan las velocidades para las capas respectivamente.
45
Figura 4.5
Asignación de capas y velocidades en las curvas camino – tiempo para la
línea 31.
Para realizar la inversión se utilizó en el programa Plotrefa una técnica de inversión
llamada Tomografía Sísmica, la cual fue explicada en el marco teórico. En la figura 4.6 se
muestra un ejemplo de la inversión realizada por el programa para la línea 31 y se muestra la
curva observada y la calculada. La curva calculada es la inversión realizada por el programa. En
la figura 4.7 se muestra el modelo de velocidades migrado en profundidad.
46
Figura 4.6
Figura 4.7
Inversión de la línea 31.
Modelo de velocidades migrado en profundidad de la línea 31.
A partir de la inversión, se genera el modelo de capas. Para generar el modelo es
necesario introducir en el programa el número de capas y las velocidades respectivas a cada capa.
47
Una vez introducidos estos datos, el programa genera un modelo de capas a partir de los
parámetros indicados. En la figura 4.8 se observa el modelo de capas para la línea 31.
Figura 4.8
Modelo de capas de la línea 31.
En el procesamiento Tipo 2, tanto la selección de las primeras llegadas como las curvas
camino tiempo se realizaron de la misma manera que en el caso del tipo 1. Además, en algunas
líneas no era clara la asignación de capas y velocidades, por lo cual en este tipo de procesamiento
no se le asignan capas ni velocidades previas a la inversión.
Para la inversión, el programa realiza el mismo ajuste que en el procesamiento tipo 1. Sin
embargo no tiene la asignación de capas ni de velocidades. En la figura 4.9 se muestra el ajuste
realizado por el programa con la curva observada y en la figura 4.10 se muestra el modelo de la
inversión.
48
Figura 4.9
Figura 4.10
Inversión de la línea 87
Modelo de inversión de la línea 87.
49
Para la generación del modelo de capas, se observa el modelo de velocidades de la
inversión. A partir de esta observación directa se definen el número de capas y sus velocidades
correspondientes, con el apoyo de la leyenda. En la figura 4.11 se muestra el modelo de capa de
la línea 87.
Figura 4.11
Modelo de capas de la línea 87.
El procesamiento Tipo 3 se realiza para generar perfiles con más de un tendido sísmico.
El primer paso consiste en reordenar la geometría del tendido, es decir cambiar las distancias de
cada traza y de los puntos de disparo y contradisparo, de manera de poder solapar varias líneas
entre sí. Por ejemplo la línea 80 y 81 forman un perfil, por lo tanto debe cambiarse la geometría
de la línea 80 de manera que el geófono 12 que representa el metro 66 ahora es el metro o el
geófono cero y el que representa el metro 0 ahora es el metro -66. Posteriormente se rehace la
selección de primeras llegadas y se guarda el nuevo archivo. Estos pasos se realizan en el
programa Pickwin.
50
De esta manera cuando se abre el archivo de la línea 80 en Plotrefa, las curvas camino –
tiempo están corridas; consecutivamente se agrega mediante un comando del programa (append
plotrefa file) la línea 81 y quedan solapados el geófono 1 de la línea 81 y el geófono 12 de la
línea 80. Con las curvas camino tiempo solapadas, se procede a realizar el procesamiento de los
datos de igual manera que en el procesamiento tipo 1. En la figura 4.12 se muestra la inversión
del perfil 80-81 en donde se observa el solapamiento de los geófonos.
Figura 4.12
Inversión del perfil 80-81.
4.3.2 Procesamiento por la teoría de fractales
Para realizar este procesamiento se utiliza un programa basado en teoría de fractales. Este
programa fue desarrollado por el Ingeniero Nellyana Charmelo (2003) en Matlab.
En este tipo de procesamiento es necesario transformar el formato original de los datos, es
decir el formato que arroja el sismógrafo (SEG2) a un formato que sea compatible con el
51
Programa Matlab (ASCII). Esta transformación se realiza mediante el programa Reflex, el cual
transforma los datos de un formato SEG2 a un formato ASCII.
Una vez transformado los archivos, con el programa en base a fractales, se procesan las
líneas sísmicas. Este procesamiento se realiza tanto para el disparo como para el contradisparo.
El principal objetivo del algoritmo de detección de primeras llegadas utilizando teoría
fratal es realizar un análisis en la variación de la dimensión fractal a lo largo de la traza sísmica,
para encontrar el cambio, entre la parte que corresponde solo a ruido y la señal, como se explicó
en el capitulo II.
Para procesar los datos sísmicos con el programa de fractales, se selecciona el disparo o el
contradisparo de la línea deseada; posteriormente se introducen los parámetros que pide el
programa (figura 4.13), incluyendo el rango de tiempo a analizar para cada traza. En la figura
4.14 se muestra en la parte superior una gráfica de amplitud versus tiempo, en la parte inferior,
una gráfica de la dimensión fractal versus tiempo y una ventana donde se introduce el rango de
tiempo a analizar. En este paso, usamos el gráfico superior para tener una idead del rango de
tiempo en donde se encuentra el primer quiebre; luego analizamos la variación de la dimensión
fractal a lo largo del tiempo, para definir el rango de tiempo de la ubicación de la primera llegada
donde se produce el cambio en la dimensión y por ultimo el resultado obtenido con fractales te
genera una curva camino tiempo la cual se procesa con el programa Plotrefa mediante el
procesamiento Tipo 2.
52
Figura 4.13
Figura 4.14
Parámetros a introducir en el programa de fractales.
Grafica de Amplitud vs. Tiempo y Grafica de la dimensión fractal vs.
Tiempo.
53
4.3.3 Construcción y dibujo de mapas estructurales e isópaco
Los mapas de estructurales se generaron a partir de varios subproductos explicados en
este capítulo. Para generar estos mapas se digitalizaron con el programa Surfer 8 las coordenadas
de cada geófono a partir de las coordenadas de los disparos y contradisparos. Para esto se
construyó una escala de 66m de longitud, espaciada equidistantemente cada 6m, sobre los cuales
se obtuvieron las coordenadas deseadas.
Posteriormente se corrigieron los valores de profundidad de cada horizonte, ya que el
archivo obtenido del programa Plotrefa no arroja la elevación del horizonte sino la distancia
desde la superficie. Este procedimiento se realizó restándole a la elevación promedio de cada
línea los valores por Plotrefa para cada geófono. Después de corregir las elevaciones, se
graficaron las coordenadas de cada geófono en el programa Surfer (versión 8.0), con sus
respectivas elevaciones, además se aplicó un método de interpolación (inverso de la distancia a
una potencia) a los datos con el fin de generar líneas de isoprofundidad las cuales generan el
mapa de paleo-relieve.
Para generar el mapa isópaco simplemente se restaron las elevaciones de los dos horizontes,
es decir al horizonte más superficial se le restó el horizonte más profundo. Posteriormente se
graficaron en el programa Surfer 8 las coordenadas de cada geófono y las elevaciones restadas, al
igual que los mapas de paleo-relieve se aplicó el mismo método de interpolación.
4.3.4 Construcción y dibujo del mapa geológico georeferenciado
Las coordenadas radianes de las poligonales fueron transformadas a coordenadas
cuadriculares empleando un macro en Excel. Mediante esta transformación se corrigieron
54
simultáneamente las direcciones magnéticas a geográficas, restándole a los valores 10º. Posterior
a la transformación, el sistema de coordenadas está referido a un punto origen, ubicado 1000 m al
norte y 1000 m al este del primer punto de cada poligonal levantada. La ubicación de los puntos
fue visualizada en el programa de computación Surfer (versión 8.0) y validad con los croquis en
planta. En caso que las poligonales, medidas en campo con una precisión de lectura de 0,5
grados, no cerraban, se ajustaron las direcciones sumando o restando décimas de grado,
dependiendo del caso.
Para generar el mapa georeferenciado se midieron en campo las coordenadas UTM con un
navegador GPS de algunos puntos de apoyo, correspondientes a las poligonales claves. Las
coordenadas fueron introducidas en un marco Excel para poder visualizar la ubicación de los
puntos con el programa de computación Surfer (versión 8.0) y poder importarlos al programa de
computación CANVAS (versión 9). En una nueva capa de este último archivo se dibujó un
mallado de coordenadas UTM con un espaciado de 100m en escala 1:1000. Sobre este mallado se
construyeron aproximadamente 15 puntos con un error de ubicación menor a 2,5m. Esta
construcción incluyó el dibujo de círculos, cuyo radio corresponde al error de la ubicación.
Mediante la traslación se ajustaron los puntos importados del programa de computación Surfer
sobre los puntos correspondientes ubicados sobre el mallado.
Sobre los puntos de apoyo con coordenadas UTM se ubicaron primero las poligonales
claves con todos sus puntos. La visualización permitió reconocer que la dirección de las
poligonales con respecto al Norte cuadricular tuvo que ser corregida por poco más de un grado.
Además, correcciones menores, de pocas décimas de grados en puntos correspondientes a
poligonales abiertas, permitieron ajustar las poligonales claves entre sí. Posteriormente, se
montaron las poligonales con puntos correspondientes a los rasgos morfológicos y geológicos
sobre las poligonales claves.
55
4.3.5 Construcción y dibujo de columnas sedimentológicas
En campo se levantaron secciones parciales con espesores construidos entre puntos
pertenecientes a una poligonal, medida con la cinta métrica y la brújula geológica Brunton, o con
espesores construidos a partir de una poligonal medida con la constante de pasos y la brújula.
Con ambos métodos de levantamiento se dibujaron las columnas de meteorización
correspondientes a las secciones parciales en la libreta de campo. Las secciones parciales están
delimitadas por zonas cubiertas, que no permiten correlacionar contactos entre capas guías. Es
decir, entre secciones parciales adyacentes se presentan intervalos cubiertos o intervalos macizos
de los cuales hubo que construir los espesores a partir de la orientación de los estratos y la
anchura entre contactos de unidades de descripción adyacentes.
Las columnas sedimentarias se dibujaron en escala 1:200 o en escala 1:500 con el
programa de computación CANVAS (versión 9). La columna en escala 1:200 corresponde a
secciones parciales con espesores construidos a partir de puntos poligonal, ubicados con la cinta
métrica, o medidos con el metro plegable. En esta columna se importaron los dibujos de las
columnas de meteorización y se graficaron los símbolos de los litotipos, las estructuras
sedimentarias y los fósiles reconocidos. La columna en escala 1:500 corresponde a las secciones
parciales con espesores construidos a partir de puntos poligonal, ubicados con la constante de
pasos. En esta columna se graficaron únicamente los litotipos.
56
CAPÍTULO V: RESULTADOS Y ANÁLISIS
5.1 Resultados y análisis del procesamiento sísmico
Durante el levantamiento sísmico se adquirieron los datos necesarios para la construcción
de un mapa isópaco del área. Para generar este mapa fue necesario generar modelos de capas para
cada línea sísmica.
Estos modelos se generaron por varios métodos de interpretación de primeras llegadas
que posteriormente se correlacionaron.
A continuación se presentan los modelos más ilustrativos de todos los problemas de
procesamiento y los resultados más importantes.
Línea 31
En la figura 5.1 se muestra la curva camino tiempo obtenida mediante la selección manual
de las primeras llegadas; se observan tres dromocronas a las cuales se le asignaron velocidades de
0,4 y 0,8 Km/seg y una variación de la velocidad entre el disparo y el contradisparo en la ultima
dromocrona de 2,3 a 2,4 Km/seg. Para realizar el modelo tomamos las velocidades de 0,4; 0,8 y
2,3 Km/seg.
57
Figura 5.1
Curvas camino tiempo del tendido 31
En la figura 5.2 se muestra el modelo de capas generado mediante la selección manual de
las primeras llegadas. En este modelo se observan tres estratos con un buzamiento hacia en sur.
Para corroborar este resultado se utilizó teoría de fractales para la selección de primeras
llegadas obteniéndose el modelo que se presenta en la figura 5.3. Al igual que el modelo
realizado por selección manual, se presentan 3 capas con velocidades de 0,4; 1,0 y 2.2 Km/seg.
Al comparar ambos modelos observamos que tanto las velocidades como la geometría se pueden
correlacionar muy bien entre los dos.
58
Figura 5.2
Figura 5.3
Modelo de capa de la línea 31.
Modelo de capas de la línea 31 realizados con fractales.
Línea 35
59
Debido a la cantidad de ruido ambiental (carros, viento, animales caminando, etc.), se
presentan perturbaciones en las trazas sísmicas, como se muestra en figura 5.4, lo que dificulta la
selección de las primeras llegadas.
En la figura 5.4 se observa la saturación sobre todo de los primeros canales debido a la
cantidad de ruido asociado. Además se observa un problema en el canal nueve, el cual está
totalmente saturado, posiblemente por fallas en el equipo (sismógrafo). A pesar de los problemas
de ruido, se obtuvo un modelo de capas consistente, el cual se muestra en la figura 5.6.
Figura 5.4
Trazas sísmicas con selección de primeras llegadas.
En la figura 5.5 se observa un modelo de tres capas, realizado mediante el procesamiento
tipo 1. Se presenta velocidades de 0,5; 1,5 y 2,0 Km/seg respectivamente, además se observa un
buzamiento hacia el sur lo cual es consistente con la línea 31.
60
Figura 5.5
Modelo de capas de la línea 35.
Se realizo la selección de primeras llegadas por fractales obteniendo un modelo bastante
consistente con el realizado por selección manual, aunque se observan variaciones en la
geometría de los horizontes y en el ángulo de buzamiento (figura 5.6). Estas variaciones se deben
a que los tiempos de las primeras llegadas en el procesamiento por fractales son mayores que los
tiempos obtenidos mediante el procesamiento tipo 1.
61
Figura 5.6
Modelo de capas de la línea 35 realizado con Fractales.
Línea 77
En esta línea no se presenta mucho ruido; sin embargo al realizar la selección de las
primeras llegadas en el disparo se observa un salto en las dromocronas. En efecto en la Figura 5.7
se observa el salto en las trazas 3 y 4, el cual posiblemente se deba a alguna complejidad
estructural en el área, a problemas en la adquisición o a problemas de ruido asociado.
62
Figura 5.7
Selección de primeras llegadas de la Línea 77.
En la figura 5.8 se observa el salto en la dromocronas en donde se presenta una
disminución significativa de la pendiente en el salto y un posterior aumento de la misma. Este
problema dificulto la obtención del modelo de capas, por lo cual se realizo por dos métodos de
procesamiento diferentes.
Mediante la selección manual de las primeras llegadas se obtuvo el modelo de 3 capas que
se presenta en la Figura 5.9. Las velocidades son de 0,5; 1,5 y 2,0 Km/seg. respectivamente.
Dichas velocidades son consistentes con modelos anteriores sin embargo se presenta un cambio
significativo en el buzamiento, en comparación con las líneas sísmicas anteriormente descritas.
63
Figura 5.8
Figura 5.9
Curva Camino – Tiempo de la línea 77.
Modelo de capas de la línea 77.
64
El modelo generado a partir de la selección de primeras llegadas usando teoria de
fractales produjo un resultado similar al derivado del procesamiento tipo 1. Sin embargo, se
observa una variación en la velocidad de la segunda capa, la cual es de 1,5 para el modelo
generado a partir del procesamiento tipo 1 y de 1,0 para el modelo realizado mediante la teoría de
Fractales (figura 5.10). Esta variación de la velocidad se debe a que los tiempos de las primeras
llegadas en el procesamiento por teoría de fractales son mayores que los tiempos obtenidos
mediante el procesamiento tipo 1, por lo tanto se presentan leves cambios en las pendientes de las
curvas, lo que representa variaciones en las velocidades.
Al obtener un resultado similar en los dos métodos descartamos que el cambio en la
geometría de los reflectores y el cambio de buzamiento se deban a un problema en la adquisición
o a un problema de ruido asociado y me inclino hacia la idea de que en esta zona existe algún tipo
de complejidad estructural.
Figura 5.10
Modelo de capas de la línea 77 realizado mediante la teoría de
Fractales.
65
Línea 93
Esta línea no presenta mucho ruido asociado tal como se muestra en la figura 5.11; sin
embargo, al igual que en la línea 77, se presenta un salto en las dromocronas tanto en el disparo
como en el contradisparo.
En la figura 5.11 se presenta la selección de las primeras llegadas para el disparo, en
donde se observa el salto en las trazas 7 y 8.
En la figura 5.12 se presenta la selección de las primeras llegadas para el contradisparo,
en donde se observa el salto en las trazas 6 y 7. Este salto puede deberse a problemas en la
adquisición o a algún tipo de complejidad estructural.
Figura 5.11
Selección de las primeras llegadas de la línea 93 para el disparo.
66
Figura 5.12
Selección de las primeras llegadas de la línea 93, para el contradisparo.
En la figura 5.13 se presentan las curvas camino tiempo, en donde se muestran la curva
observada con la línea azul y el ajuste realizado por el programa con la línea negra.
Figura 5.13
Curvas camino tiempo de la línea 93.
67
Con estas curvas se construyó un modelo de 3 capas que se presenta en la figura 5.14. En
este modelo se puede observar que la capa de 1.2 Km/seg. presenta un espesor de
aproximadamente 57 m. Este resultado no es consistente ya que nuestra resolución máxima es de
aproximadamente 20 m de profundidad, por lo que este modelo no representa una buena
aproximación de un modelo geológico real.
A causa de esta inconsistencia en el modelo anterior, se realiza la selección de las primeras
llegadas mediante teoría de fractales para tratar de descartar un problema durante el
procesamiento o durante la adquisición de lo que se obtuvo el modelo que se presenta en la figura
5.15.
Figura 5.14
Modelo de capas para la línea 93.
68
En la figura 5.15 observamos un modelo de 3 capas con velocidades de 0,5; 1,0 y 2,0
Km/seg. y una profundidad promedio de 29 m la cual se ajusta mucho mejor a la resolución que
se esperaría obtener.
En el caso de esta línea el resultado que más se ajusta a la realidad es el modelo que se
obtiene a partir de la selección de las primeras llegadas mediante la teoría de fractales. Es posible
que el criterio utilizado en la selección manual no fue el adecuado y por lo tanto no se ubicó
correctamente los tiempos de las primeras llegadas, mientras que con la selección por teoría de
fractales si se ubicó correctamente las primeras llegadas, ya que la detección de las primeras
llegadas se efectúa en el cambio del valor de la dimensión fractal cuando la traza pasa de
contener solo ruido a contener ruido y señal. Por lo tanto el modelo realizado mediante la
selección manual de las primeras llegadas se descarta para la elaboración del mapa isópaco.
Figura 5.15
Modelo de capas de la línea 93, realizado mediante la selección de las
primeras llegadas mediante Fractales.
69
5.2 Resultados de los perfiles Sísmicos
Los perfiles sísmicos se generaron con la finalidad de minimizar los problemas de borde y
tener modelos en una escala más amplia. Estos perfiles se realizaron mediante el procesamiento
tipo 3 explicado en el capítulo IV y las elevaciones utilizadas son las correspondientes para cada
geófono y no una elevación promedio como la que se utilizo para los modelos individuales. En
total se generaron 2 perfiles sísmicos.
Perfil 80 – 81.
En la figura 5.16 se muestra el modelo del perfil conformado por las líneas 80 y 81; en
este se observan tres capas con velocidades de 0,4; 1.0 y 2.0 Km/s. En este caso la longitud total
del tendido es de 132 m. El horizonte entre el estrato de velocidad 0,4 Km/s y el estrato de
velocidad 1.0 Km/s, muestra hacia el centro del perfil entre los metros -6 y 4 un afinamiento del
estrato de velocidad 0,4 Km/s, el cual puede deberse a un alto estructural presente en el área.
Figura 5.16
Modelo de capa para el perfil 80 – 81.
70
Perfil 87-88-89.
En la figura 5.17 se presenta el modelo del perfil conformado por las líneas 87, 88 y 89.
En este modelo es posible observar tres capas con velocidades de 0,5; 1,0 y 2,0 Km/seg,
respectivamente. La longitud total del tendido es de 198 m.
El horizonte entre el estrato de velocidad 0,5 Km/s y el estrato de velocidad 1,0 Km/s,
indica un acuñamiento de la capa de velocidad 0,5 Km/s, entre los metros 44 y 54 de
profundidad.
Figura 5.17
Modelo de capa para el perfil 87-88-89.
5.3 Mapas estructurales e isópaco
Se generaron dos mapas de estructurales, uno para el primer horizonte que separa el
estrato de velocidad 0,5 Km/seg. y el de velocidad 1,0 km/seg, y otro para el segundo horizonte
que separa los estratos de velocidad 1,0 Km/seg. y el de velocidad 2,0 Km/seg. Es importante
acotar que para la construcción de estos mapas se utilizaron las profundidades arrojadas por las
líneas procesadas mediante el procesamiento tipo 1, excepto la línea 93, que debido a los
71
problemas expuestos en este mismo capitulo fue necesario utilizar las profundidades arrojadas
por el procesamiento mediante Teoría de Fractales.
En la figura 5.18 se presenta el mapa estructural del primer horizonte, se puede observar
las variaciones en las profundidades, lo que nos indica un buzamiento regional hacia el NE,
además se pueden apreciar un serie de estructuras entre el disparo y el contradisparo de la línea
76 donde se observa un alto estructural, al igual que entre el disparo y el contradisparo de la línea
91.
1241250
62
1241150
(m)
61
60
59
1241050
58
57
56
1240950
55
54
53
1240850
52
51
50
1240750
49
48
47
1240650
46
1240550
362250
362350
362450
362550
362650
362750
362850
362950
0
100 m
Escala Gráfica
Figura 5.18
Mapa Estructural del horizonte 1.
72
En la Figura 5.19 se presenta el mapa estructural del horizonte 2. En este mapa se
presenta un buzamiento regional hacia el NE y una serie de estructuras geológicas similares a las
del Horizonte 1.
1241250
54
53
52
51
50
49
48
47
46
45
44
43
42
41
40
39
38
37
36
35
34
33
32
31
30
29
28
27
1241150
1241050
1240950
1240850
1240750
1240650
(m)
1240550
362250
362350
362450
362550
362650
362750
362850
362950
0
100 m
Escala Gráfica
Figura 5.19
Mapa estructural del Horizonte 2.
Basado en estos dos mapas de contorno se generó el mapa isópaco; los pasos seguidos
para su elaboración se explican en el capítulo IV. En la figura 5.20 se muestra el mapa isópaco
para el estrato comprendido entre el horizonte 1 y el horizonte 2. En este mapa se observan
pequeñas variaciones en el espesor, excepto en una estructura ubicada al SE, en donde se
presentan espesores de hasta 24 m.
73
Regionalmente se observa que los espesores aumenta hacia el NE y disminuyen hacia el
SW, de lo se infiere que el estrato presenta un acuñamiento regional hacia el SW.
1241250
25 (m)
24
23
22
21
20
19
18
17
16
15
14
13
12
11
10
9
8
7
6
5
4
1241150
1241050
1240950
1240850
1240750
1240650
1240550
362250
362350
362450
362550
362650
362750
362850
362950
0
100 m
Escala Gráfica
Figura 5.20
Mapa Isópaco del estrato comprendido entre el Horizonte 1 y el
Horizonte 2.
5.4 Resultados del levantamiento geológico
En campo se realizó un levantamiento geológico y el levantamiento de secciones parciales
en el área de El Mamón-El Hatillo, al norte del poblado de Urumaco. Los resultados de estas
actividades permitieron generar mapas, cortes estructurales y columnas sedimentarias con sus
74
respectivas descripciones. Algunos de estos productos se presentan en los trabajos de grado en
preparación de Carelis Herrera, Alfredo Peralta y Gustavo Guariguata. En el presente estudio se
muestran los productos correspondientes al área enmarcada entre las coordenadas E 362.654, E
363.149, N 1.240.558 y N 1.241.446 (Apéndice B).
Los sitios con datos estructurales y los contactos entre las unidades de descripción se
ubicaron entre sí mediante el levantamiento y la construcción de poligonales. Estas poligonales se
unieron entre sí mediante el levantamiento de poligonales claves, las cuales estaban conformadas
únicamente por puntos de apoyo, lo cual permitió cerrar las diferentes poligonales abiertas. En
caso que las poligonales, medidas en campo con una precisión de lectura de 0,5 grados no
cerraban, se ajustaron las direcciones sumando o restando 0,25º a 0,75º, dependiendo del caso.
Para la construcción del mapa geológico georeferenciado se midieron en campo las
coordenadas UTM de algunos puntos de apoyo, correspondientes a las poligonales claves con un
navegador GPS. Sobre los puntos de apoyo con coordenadas UTM se ubicaron primero las
poligonales claves con todos sus puntos. La visualización permitió reconocer que la dirección de
las poligonales con respecto al Norte cuadricular tuvo que ser corregida, rotando las poligonales
por 1,2º. Por tanto, la declinación magnética en el área de estudio para el año 2007 es de 8,8°.
Además, correcciones de pocas décimas de grados, en puntos de apoyo correspondientes a
poligonales abiertas permitieron ajustar estas poligonales con las poligonales claves.
Los datos recolectados durante el levantamiento geológico están integrados en el mapa
geológico (Anexo B). En el área de estudio, afloran estratos pertenecientes al miembro medio y al
miembro superior de la Formación Urumaco, depósitos de edad Cuaternario que forman las
terrazas, así como, aluviones y coluviones recientes. En las orillas del río Urumaco y en la
quebrada El Paso – 1.1 se reconocieron las unidades de descripción 1 a 35, definidas por Quijano
(2005), y en la orilla derecha del río Urumaco se reconocieron las unidades de descripción 1 a 8,
75
definidas por Bassano (2007). Estas unidades de descripción pertenecen al miembro superior de
la Formación Urumaco. En la parte superior y media de la quebrada El Paso – 1 se distinguen en
el presente estudio 33 unidades de descripción adicionales, pertenecientes a los miembros medio
y superior de la Formación Urumaco. El miembro medio de la Formación Urumaco se diferencia
del miembro inferior y del miembro superior por presentar abundantes capas de calizas
biomicríticas, que se caracterizan por ser competentes y resistentes a la meteorización.
El área de estudio está delimitada hacia el este por la Falla de Urumaco. Esta falla aflora
en una localidad, ubicada en la orilla derecha del río Urumaco, con las coordenadas E 363.150, N
1.241.180 (Hoja 8 del apéndice B). Según Herrera (2005), en esta localidad, la Falla de Urumaco
tiene un rumbo N21E y buza con 60° a 76° en dirección oeste. Según Bassano (2007), en esta
localidad, la Falla de Urumaco pone en contacto estratos pertenecientes al miembro medio con
estratos pertenecientes al miembro superior de la Formación Urumaco. Los estratos
pertenecientes al miembro medio afloran en el bloque tectónico oriental, mientras que los estratos
pertenecientes al miembro superior afloran en el bloque tectónico occidental. Esta interpretación
no coincide con el mapa geológico mostrado en la figura 3.2. Según Rodríguez (2005), la Falla de
Urumaco tiene una componente sinestral importante y una posible componente normal.
En la orilla derecha del río Urumaco, cercano a la desembocadura de la quebrada El Paso
– 1, la Falla de Urumaco está cubierta por aluviones recientes y al sur de esta desembocadura por
depósitos cuaternarios, que forman las terrazas (Hoja 8 del apéndice B). En el área central de la
quebrada El Paso – 1, la Falla de Urumaco debe tener un rumbo Norte – Sur, debido a que en la
localidad al este de la abscisa E 363.085 no se reconoce una falla mayor (Hoja 11 del apéndice
B). En el flanco sur del Domo de Agua Blanca, Carelis Herrera y Christian Olbrich reconocieron
una falla mayor en una localidad, ubicada en la orilla izquierda del río Urumaco, cercano a la
ordenada 1.240.700. En esta localidad la falla tiene un rumbo Norte – Sur. Por tanto, se infiere
76
que la Falla de Urumaco debe presentar un rumbo N30W en el subsuelo del área comprendida
entre el río Urumaco y la naciente de la quebrada El Paso – 1 (Hoja 14 del apéndice B).
En la parte nororiental del área de estudio, Bassano (2007) interpreta varias fallas
menores en el cause del río Urumaco. En la parte más septentrional del área de estudio, en la
orilla derecha del Río Urumaco, aflora una falla normal que pone en contacto limolitas y arcillitas
con arcillitas ligníticas que presentan capas delgadas de lignito. Esta falla buza con 25º a 42º en
dirección oeste y está sellada por una capa de lignito (Hoja 5 del apéndice B). Bassano (2007)
interpreta esta falla como una falla sinsedimentaria, posiblemente debido a la compactación
diferencial de estratos infrayacentes.
En dos localidades en el cauce del Río Urumaco, cercano a la abscisa E 362.995 aflora
una falla, que tiene un rumbo de 350° y buza con 50° en dirección oeste (Hoja 5 del apéndice B).
Bassano (2007) interpreta esta falla como inversa con una componente dextral y con un salto
estratigráfico horizontal de aproximadamente 15,60 m. Al sur de estas dos localidades no vuelve
a aflorar esta falla. Sin embargo, Bassano (2007) interpreta su continuación en una zona cubierta
en la orilla derecha del río, entre las unidades de descripción 21 y 25, debido al cálculo del
espesor del intervalo comprendido entre estas dos unidades (Hoja 5 del apéndice B).
Cercano a una vía de acceso hacia El Casino, Bassano (2007) interpreta una falla normal
o sinestral en una zona cubierta del lecho del Río Urumaco (Hoja 5 del apéndice B). Esta
interpretación se debe al desplazamiento de la proyección del rumbo de los estratos de la
localidad cercana a la orilla derecha del río y de la localidad cercana a la orilla izquierda del río.
En comparación con años anteriores, durante la salida de agosto y septiembre de 2007 afloraban
en varias localidades capas pertenecientes a las unidades de descripción 14 a 17, cercano a la
orilla derecha del río Urumaco (Hoja 8 del apéndice B). En estas localidades no se reconocieron
fallas o variaciones significativas en el rumbo y buzamiento de las capas. Por tanto, la falla
77
interpretada por Bassano (2007) puede corresponder a un plano de ruptura sinsedimentario
perteneciente a un desplome. Esta interpretación se apoya además, en las variaciones laterales de
espesores de las unidades de descripción 15 y 16 en el rumbo de las capas (Hoja 8 del apéndice
B). En la localidad de la orilla izquierda del río Urumaco, Quijano (2005) midió un espesor de
3,00 m para la unidad 15, un espesor de 8,50 m para la unidad 16 y un espesor de 10,20 m para la
unidad 17; mientras que en las localidades de la orilla derecha, se calculó un espesor de 8,55 m
para la unidad 15, un espesor de 1,45 m para la unidad 16 y un espesor de 9,85 m para la unidad
17.
En la parte central de la quebrada El Paso – 1 afloran dos fallas con desplazamientos
decimétricos (Hoja 11 del apéndice B). La falla oriental tiene un rumbo de 189° y la falla
occidental tiene un rumbo de 45°.
En la parte sur – occidental del área de estudio, infrayacente a los depósitos cuaternarios,
se interpreta la traza de la Falla El Jebe (Hoja 9, hoja 12 y hoja 13 del apéndice B). Esta falla
aflora en un afluente de la quebrada El Casino – 1 y fue estudiada por Peralta (en preparación).
Los depósitos de edad Cuaternario están en posición horizontal a subhorizontal.
Infrayacente a estos depósitos afloran estratos rotados de edad Mioceno medio y tardío
pertenecientes a la Formación Urumaco. En la parte nororiental del área de estudio, las capas de
la Formación Urumaco muestran un rumbo NW – SE y un buzamiento que disminuye de 35° a
22° promedio hacia el norte (Hoja 4 y hoja 5 del apéndice B). Cercano a la desembocadura de la
quebrada El Paso – 1, las capas presentan un rumbo WNW – ESE y un buzamiento promedio de
35° (Hoja 8 del apéndice B). En la quebrada El Paso – 1.1 las capas muestran un rumbo E – W y
un buzamiento de 32°. En la parte meridional del área de estudio, en la quebrada El Paso – 1, las
capas tienen generalmente un rumbo WNW – ESE y ocasionalmente NW – SE, presentando un
78
buzamiento que disminuye de 50° a 40° promedio hacia el norte (Hoja 10 y hoja 11 del apéndice
B).
5.4.1
Geología de las terrazas cuaternarias en el área de Urumaco
Mediante los reconocimientos realizados en el área de Urumaco, Olbrich (2007) pudo
diferenciar dos tipos de depósitos que caracterizan las terrazas de edad Cuaternario. Al sur del
pueblo de Urumaco, en las laderas del río Urumaco y en las laderas de las quebradas Santa Rita y
El Bejucal, así como, al oeste del pueblo Urumaco, entre los caseríos de Llano Grande y Cauca,
aflora el primer tipo de depósitos. Estos depósitos están formados principalmente de grava,
soportada por cantos, de tamaño guijón y guijarro de hasta 40 cm de diámetro, con una matriz de
arena pobremente escogida y con abundantes gránulos. La grava, en parte puede ser porosa,
cuando no presenta matriz. Los cantos son esféricos y redondeados a subredondeados, consisten
de areniscas de diferentes tamaños de grano, que están bien escogidas, moderadamente a
fuertemente compactadas, son duras, densas y de color gris oscuro. Ciertas areniscas presentan
mica como mineral accesorio. Hacia la base de las secuencias gravosas, estos depósitos
mayormente están cementados por minerales o coloidales férricos (hidróxidos y óxidos de
hierro), que le proporcionan al sedimento un color rojo con tonalidades parduscas o naranja
amarillento oscuro. Estos intervalos cementados son duros y resistentes a la meteorización,
formando acantilados y hasta voladizos en los taludes de los ríos y quebradas. Es de hacer notar,
que la grava es masiva, presentando en parte cantos alineados. Al sur del pueblo de Urumaco, los
depósitos de grava tienen espesores que varían de 5 m a 30 m.
Las terrazas al norte del pueblo de Urumaco entre la carretera Falcón – Zulia y el área de
El Mamón, se caracteriza por presentar suelos arenosos de grano fino a arenosos–limosos. Estos
79
suelos son típicos para el segundo tipo de depósitos cuaternarios. Estos depósitos afloran en
varias localidades de ambas laderas del río Urumaco y en sus afluentes, desde el pueblo de
Urumaco hasta Hato Viejo, ubicado 8 Km al norte. En estas localidades se presentan mantos de
arena cuarzosa, de grano fino a limos arenosos y ligeramente arcillosos, no consolidados,
mayormente bien escogidos y de color naranja amarillento oscuro. Estos sedimentos son masivos
y ocasionalmente muestran una laminación incipiente, que describe estratificación cruzada
festoneada y permite reconocer capas delgadas a medias. Los mantos de arena a limos arenosos
suprayacen en su mayoría gravas o secuencias de gravas con intercalaciones discontinuas de
arenas gravosas. Las gravas basales están cementadas por minerales o coloidales férricos y
suprayacen discordante sedimentos de la Formación Urumaco. Probablemente, las gravas basales
con un espesor de hasta 5 m son contemporáneas con las gravas al sur del pueblo de Urumaco,
que forman las terrazas. Las arenas a limos arenosos suprayacentes forman mantos de hasta 15 m.
En el área de Urumaco, los depósitos de edad Cuaternario se encuentran discordantes
sobre estratos de edad Mioceno, mostrando un paleorelieve. Es de hacer notar, que el paleorelieve
corresponde a la resistencia de los estratos miocenos con respecto a la erosión por corrientes de
agua, siendo las calizas y los mantos de carbón más resistentes que las areniscas friables o no
consolidadas y las lodolitas. En su mayoría, los mantos de las gravas basales y los contactos entre
las intercalaciones de arenas gravosas con gravas están en posición horizontal a subhorizontal. La
posición subhorizontal con buzamientos de hasta 10º se debe generalmente, a progradaciones que
describen estratificación cruzada de bajo ángulo, y ocasionalmente, al posible basculamiento
post-depositacional.
80
5.4.2
Resultados del levantamiento de secciones parciales
En las cabeceras y en la parte central de la quebrada El Paso – 1 se reconocieron
localidades, en las cuales afloran estratos pertenecientes al miembro medio y superior de la
Formación Urumaco (Hojas 10 y 11 del apéndice B). A lo largo de estas localidades se levantó la
sección El Paso – 1 (EP – 1) con un espesor de 148 m y con la distinción de 33 unidades de
descripción. Desde la unidad de descripción 1 (UD 1), la más moderna, hasta la unidad de
descripción 13 (UD 13) se levantó la sección con gran detalle (figuras 5.21 y 5.22). Los espesores
de esta sección parcial fueron medidos con el metro plegable o fueron calculados a través de la
construcción de puntos poligonales, medidos con la cinta métrica y la brújula. Las descripciones
de las unidades 1 a 9 se presentan en el apéndice A. Desde la unidad de descripción 14 (UD 14)
hasta la unidad de descripción 33 (UD 33) se levantó la sección parcial con espesores calculados,
mediante puntos poligonal, que fueron medidos con la constante de pasos. De las unidades de
descripción 10 a 33, únicamente se distinguió el litotipo y fenómenos distintivos en las calizas y
areniscas (figuras 5.22 y 5.24).
El contacto entre los miembros medio y superior de la Formación Urumaco se ubicó en el
tope de la caliza más moderna de la sección (UD 18 en la figura 5.24).
En el miembro medio de la Formación Urumaco dominan las lodolitas con 80%, seguido
por calizas conchíferas con 17% y areniscas de grano fino y areniscas limosas y ligeramente
arcillosas con 3%. Los espesores de las lodolitas varían de 1,40 m a 8,40 m y muestran
características similares a las lodolitas del miembro superior. Las calizas tienen espesores que
varían entre 1,00 m y 1,50 m. Los contactos con las unidades de descripción adyacentes son
abruptos, ondulados en la base y planares en el tope. Las calizas de las diferentes unidades de
descripción son biomicríticas y muestran fragmentos fósiles distintivos. Las dos capas de
81
82
areniscas y areniscas limosas tienen espesores de 1,00 m. Sus rocas son friables y generalmente
son masivas o muestran en parte una laminación cruzada incipiente, que describe estratificación
cruzada. Es de hacer notar, que en el miembro superior de la Formación Urumaco no se presentan
arcillitas ligníticas ni mantos de lignito en la quebrada El Paso – 1.
En el miembro superior de la Formación Urumaco dominan las lodolitas con 48%,
seguido por areniscas, areniscas limosas y limolitas con arena y ligeramente arcillosas con 42% y
arcillitas ligníticas con 10%. Las lodolitas tienen espesores que varían entre 0,10 m y 7,00 m. Las
areniscas, areniscas limosas y limolitas con arena y ligeramente arcillosas tienen espesores que
varían entre 0,85 m y 12,80 m. Sus rocas son friables y generalmente son masivas o muestran en
83
parte una laminación cruzada incipiente, que describe estratificación cruzada. Las arcillitas
ligníticas tienen espesores que varían entre 0,50 m y 1,55 m. Sus rocas muestran laminación
paralela, restos de plantas y abundantes cristales de yeso.
84
85
CAPITULO VI: INTERPRETACIÓN DE LOS RESULTADOS
6.1 Interpretación de los resultados Geofísicos
Al norte del pueblo de Urumaco en el área del casino, los resultados de la adquisición de
29 tendidos de sísmica de refracción, de espaciamiento entre geófonos de 6 m, a lo largo y en los
alrededores de la carretera Urumaco – El Casino revelan la existencia de tres horizontes. El
primer horizonte tiene una velocidad promedio de 0,5 km/seg, el segundo horizonte con una
velocidad promedio de 1,1 km/seg y el tercer horizonte con una velocidad promedio de 2,0
km/seg.
El método de selección manual como el método de selección por teoría de fractales
arrojaron resultados similares, por lo tanto, la selección manual como la selección por fractales
son efectivos al momento de detectar las primeras llegadas. En general las líneas no presentan
altos niveles de ruido, con algunos problemas de interferencia y de saltos en tiempo entre trazas,
que dificultan la selección de los primeros quiebres. Otro problema importante se presenta
cuando el intérprete no mantiene los mismos criterios de selección, ubicando las primeras
llegadas en sitios distintos. En este trabajo se escogieron los tiempos asociados a las máximas
amplitudes con polaridades negativas. El principal problema con el método realizado mediante el
programa de fractales reside en el hecho de que los tiempos seleccionados como primeras
llegadas son tiempos posteriores a los esperados y generalmente en una polaridad distinta,
además no se mantiene el mismo criterio de selección a lo largo de las trazas que conforman el
registro. Además el programa de fractales fue elaborado en base a datos VSP con un intervalo de
muestreo de 1 ms y los datos adquiridos para este trabajo, fueron grabados con un intervalo de
86
muestreo de 250 µs. Sin embargo los modelos generados con este programa, concuerdan con los
modelos obtenidos utilizando la selección manual de las primeras llegadas y de hecho en la línea
93 se obtuvieron mejores resultados con teoría de fractales.
Con los resultados geológicos, con las velocidades calculadas y con los mapas
estructurales, se interpretó a partir de los resultados de las curvas camino tiempo, que el primer
horizonte estaría conformado por sedimentos sueltos el espesor varía a lo largo del área. Hacia el
NE de la zona los espesores están en un rango entre 4,0 m a 7,1 m, hacia el SW y el NW los
espesores tienden a mantenerse en un rango entre 3 m a 5,63 m y hacia el SE, los espesores están
en un rango entre 3 m a 6 m. El segundo horizonte estaría conformado por sedimentos arenosos o
gravosos con diferentes grados de compactación. Los espesores varían en un rango entre 4 m a 13
m, a lo largo de la zona, excepto en una estructura ubicada al SE de la zona donde se presentan
espesores de hasta 24 m. El tercer horizonte estaría conformado, por una variedad de litologías
entre las cuales destacan lodolítas, areniscas y posiblemente calizas, pertenecientes a sedimentos
de la Formación Urumaco; el espesor no se calculó. Además, mediante el estudio de los mapas
estructurales e isópaco, se puede deducir que el área de estudio presenta un buzamiento regional
hacia el NE.
6.2 Interpretación de los resultados geológicos
En el área de estudio afloran en diferentes localidades fallas mayores y menores, tanto
normales con una componente sinestral, como inversas con una componente dextral. Estas fallas
se muestran en el mapa geológico de superficie (Apéndice B).
En la quebrada El Paso – 1 se presentan dos fallas menores con desplazamientos de pocos
centímetros y con un rumbo para la más oriental de 189º y para la más occidental de 45º. Debido
87
al desplazamiento de las unidades de descripción, la falla más oriental se interpreta como una
falla lateral dextral y la falla occidental se interpreta como una falla lateral sinestral. Además al
SW del área de estudio, se interpreta una falla inversa que según los estudios de Peralta (en
preparación), seria la continuación de la Falla El Jebe.
La sección El Casino – 1 esta compuesta por sedimentos tanto del miembro medio como
del miembro superior de la Formación Urumaco. De tope a base estos sedimentos se caracterizan
por presentar capas de arena en contacto transicional con capas de arcillita y arcillita lignítica. Sin
embrago a partir del metro 49,45 hasta el metro 148 afloran una serie de capas de Calizas
biomicríticas, que se caracterizan por ser competentes y resistentes a la meteorización. Por lo
tanto la aparición de la primera capa de caliza se interpreta como el contacto entre el miembro
medio y el miembro superior de la Formación Urumaco, ya que las abundantes capas de caliza
son características del miembro medio.
6.3 Integración de los resultados geológicos y geofísicos
Según los resultados del procesamiento de los datos de sísmica de refracción, se
interpretaron 3 horizontes con velocidades diferentes; las velocidades interpretadas para los tres
horizontes son muy similares en todas las líneas.
La velocidad promedio del primer horizonte se puede asociar a sedimentos no
consolidados característicos de los depósitos de edad Cuaternario.
Para el segundo horizonte se puede deducir que se trata de algún tipo de sedimento
arenoso o gravoso con distintos grados de compactación. Si observamos la columna de
meteorización, se puede ver que en el tope de la sección entre el metro 0 y el metro 12,80,
aparece una arenisca friable, poco compactada, de grano muy fino, gradando a arenisca de grano
88
muy fino con granos finos. Además los espesores de este horizonte varían entre 4 m a 13 m, lo
que concuerda bastante bien con los espesores medidos en campo. Por lo tanto podríamos asociar
el segundo horizonte con esta arenisca.
Para el tercer horizonte podemos deducir de la columna de meteorización, que se trata de
una lodolíta, ya que las velocidades de onda para las lodolítas varían en un rango entre 2 a 2,4
Km/seg, dependiendo del grado de compactación.
En base a los resultados geofísicos, el modelo resultante a partir de los datos sísmicos se
ajusta al modelo propuesto según los datos geológicos, donde el primer horizonte corresponde a
las arenas no consolidadas de edad Pleistoceno, que se encuentran discordantes sobre estratos
pertenecientes a la Formación Urumaco que correspondería a los horizontes 2 y 3.
89
CAPÍTULO VII: CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
En base al levantamiento geológico y la adquisición, procesamiento e interpretación de
los datos de sísmica de refracción, se llega a las siguientes conclusiones:
•
La sección El Paso – 1 está compuesta por sedimentos tanto del miembro medio como
del miembro superior de la Formación Urumaco. De tope a base los sedimentos del
miembro superior se caracterizan por presentar capas de arena en contacto transicional
con capas de arcillita y arcillita lignítica.
•
En la sección El Paso – 1, afloran dos fallas menores con desplazamientos de pocos
centímetros con un rumbo para la más oriental de 189º y para la más occidental de
45º.
•
En la sección El Paso – 1 en el metro 49,45, aflora el contacto entre el miembro medio
y el miembro superior de la Formación Urumaco.
•
Tanto la selección manual como la selección con fractales de las primeras llegadas de
las ondas refractadas, arrojaron resultados consistentes entre si.
•
El arreglo y geometría utilizada en la adquisición sísmica, fue efectivo para la
determinación del contacto entre sedimentos de edad Mioceno y sedimentos de edad
Cuaternario.
•
La interpretación de las velocidades y los espesores en el área de estudio, sugiere que
el contacto entre los depósitos de edad Pleistoceno y los depósitos de edad Mioceno,
se presenta en el contacto entre el horizonte 1 y el horizonte 2.
90
•
La sísmica de refracción no fue efectiva para la determinación de paleovalles
asociados a fallas.
Recomendaciones
Se recomienda adquirir líneas sísmicas, utilizando 24 canales con un espaciamiento entre
geófono de tipo logarítmico para obtener una mayor resolución de los reflectores. Se recomienda
también utilizar tendidos de mayor longitud para aumentar la profundidad de estudio.
Continuar con el levantamiento geológico de la sección parcial El Paso – 1, ubicada en la
quebrada El Paso – 1.
91
REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS
AUDEMARD, F. A., 1995. La Cuenca Terciaria de Falcón, Venezuela Noroccidental: Síntesis
Estratigráfica, Génesis e Inversión Tectónica. IX Congreso Latinoamericano de Geología.
Caracas.
BOESI, T. y GODDARD, D., 1991. A New Geologic Model related to the distribution of
Hydrocarbon Source Rocks in the Falcón Basin, Northwestern Venezuela. In: Biddle, K.
(Edit.), Active Margins. American Association of Petroleum Geologists (AAPG). Memoir
48. pp. 303-319.
BOYD, T, 1999. Introduction to Geophysical Exploration. Colorado School of Mines.
CANTOS FIGUEROLA, 1974. Tratado de Geofísica Aplicada. Editorial AC. Madrid.
DÍAZ DE GAMERO, M. L. y LINARES, O. J., 1989. Estratigrafía y Paleontología de la
Formación Urumaco, del Mioceno tardío de Falcón Noroccidental. VII Congreso Geológico
de Venezuela, Barquisimeto. Nº 1, pp. 419-439.
GODDARD, E. N. y TRASK P. D., 1963. Rock-Color Chart. Geol. Soc. America Spec.
GONZÁLEZ DE JUANA, C., ITURRALDE DE AROZENA, J. y PICARD, X., 1980. Geología
de Venezuela y de sus Cuencas Petrolíferas. Ediciones FONINVES. Caracas, 2v. pp. 1031.
GONZÁLEZ V, 2001. Fractales: fundamentos y aplicaciones.
HERRERA, C. J., 2005. Estudio Magnetoestratigráfico de la sección del Domo de Agua Blanca
(Miembro medio de la Formación Urumaco, Estado Falcón). Trabajo de Grado Universidad
Simón Bolívar.
JAKOSKY, J. J, 1950. Exploration geophysics. Trija publishing company: Los Angeles. p. 1195.
LEEDER, M., 1994. Sedimentology, Process and Product. Department of Earth Sciences,
University of Leeds. Chapman & Hall. p. 115.
LÉXICO ESTRATIGRÁFICO DE VENEZUELA. 1997. Boletín de Geología, Publicación
Especial No. 12. Ministerio de Energía y Minas, 2 v. p 1-828.
LINARES, O. J., 2004. Bioestratigrafía de la fauna de mamíferos de las Formaciones Socorro,
Urumaco y Codore (Mioceno medio-Plioceno temprano) de la región de Urumaco, Falcón,
Venezuela. Paleobiología Neotropical. Nº 1, pp. 26.
NICHOLS, G., 1999. Sedimentary Stratigraphy. Blackwell Science Ltd. pp. 215-219.
92
PARNAUD, F., GOU, Y., PASCUAL, J. C., CAPELLO, M. A., TRUSKOWSKI, I. y
PASSALACQUA, H., 1995. Stratigraphic Synthesis of Westren Venezuela. Petroleum
basins of South America: AAPG Memoir 62, p. 681-698.
PETTIJOHN, F. J., POTTER, P.E. y SIEVER R., 1973. Sand and Sandstone. Springer-Verlag
Berlin Heidelberg. pp. 370-373.
QUIJANO, J. R., 2005. Estudio Magnetoestratigráfico en la sección de El Mamón (Miembro
medio de la Formación Urumaco, Estado Falcón). Trabajo de Grado Universidad Simón
Bolívar.
RODRÍGUEZ, R. A., 2005. Modelo Sísmico del Domo de Agua Blanca, al Norte de Urumaco,
Estado Falcón. Trabajo de Grado Universidad Simón Bolívar.
SHERIFF R.E. Y L.P: GELDART, 1991. Exploración Sismológica. Volumen 1. Historia, teoría y
obtención de datos. Noriega Editores. Limusa. México.
TARBUCK, E. y LUTGENS, F., 2000. Ciencias de la Tierra, una Introducción a la Geología
Física. Illinois Central College. Prentice Hall. pp. 202-203.
TAUXE, L, 1998. Paleomagnetic Principles and Practice. Kluwer Academic Publishers. Vol.17,
p. 27-126.
TELFORD, W. M., SHERIFF, R. E., GELDART, L. P., 1990. Applied Geophysics. Cambridge
University Press.
93
Apéndice A
Descripción de las unidades de descripción
de la sección parcial
El Paso – 1
(UD – 1 a UD – 9)
Apéndice A
Unidad de Descripción 1:
Aproximadamente 12,80 m de espesor, de los cuales 6,80 m
son accesibles.
Arenisca limosa de grano muy fino en la parte inferior, gradando en el metro 2,00 a
arenisca de grano muy fino con granos finos. Las areniscas de esta unidad son cuarzosas,
presentan mica como mineral accesorio, mayormente son friables y en parte moderadamente
compactadas, son de color gris muy claro y gris rosado muy claro y meteorizan de color naranja
amarillento pálido. Entre los metros 6,50 y 10,00, la arenisca presenta clastos de lodo de hasta 5
cm de diámetro. En el metro 2,80 se presenta una limolita arcillosa de 5 cm de espesor que se
acuña lateralmente. La limolita es de color gris medio claro. La arenisca limosa en los dos metros
basales es masiva y la arenisca suprayacente forma capas medias y gruesas de hasta 0,50 m de
espesor con bases erosivas y estratificación cruzada.
En la secuencia de arenisca se presentan nódulos férricos de forma elipsoidal con
diámetros de hasta 10 cm y de color naranja amarillento oscuro y marrón amarillento moderado.
Estos nódulos, generalmente están aislados. Sin embargo, en la parte inferior de esta unidad los
nodulos elipsoidales tienen diámetros de hasta 40 cm y pueden formar capas nodulares de hasta
10 cm de de espesor.
El contacto con la unidad de descripción infrayacente (UD 2) es transicional y se muestra
en un intervalo de 10 cm de espesor.
1
Apéndice A
Unidad de Descripción 2:
7,00 m de espesor.
Arcillita en la parte inferior (UD 2e) y lodolitas en la parte media y superior (UD 2a a UD
2d). Intervalos con fragmentos de bivalvos y nódulos permiten distinguir las unidades 2b, 2c y
2d.
La unidad 2a tiene un espesor de 1,30 m y está formada por arcillitas limosas, que gradan
en los 40 cm superiores a una limolita arcillosa. Estas lodolitas son de color gris parduzco claro y
gris parduzco medio claro, meteorizan profundamente de color naranja rosado grisáceo y marrón
pálido. Estas rocas son masivas. El contacto con la unidad infrayacente (UD 2b) es transicional
en un intervalo de 5 cm.
La unidad 2b tiene un espesor de 0,40 m y está formada por limolitas arcillosas, en parte
muy ligeramente calcáreas, con escasos fragmentos de bivalvos pequeños y de concha fina. Los
fragmentos de bivalvos, generalmente están disueltos por la meteorización, dejando moldes. Esta
roca es masiva y de color naranja rosado grisáceo, que posiblemente corresponde al color de
meteorización. El contacto con la unidad infrayacente (UD 2c) es transicional en un intervalo de
20 cm.
La unidad 2c tiene un espesor de 0,95 m y está formada por una arcillita limosa, masiva y
de color marrón pálido. El contacto con la unidad infrayacente (UD 2d) es transicional con
respecto a la litología, pero no al contenido de los nódulos, en un intervalo de 15 cm.
La unidad 2d tiene un espesor de 0,90 m y está formada por una arcillita limosa, que
grada en la parte media a una limolita arcillosa, en parte muy ligeramente calcárea, con escasos
fragmentos de bivalvos pequeños y de concha fina. La arcillita en la parte inferior es de color gris
oliva claro a gris oliva medio claro y meteoriza de color naranja amarillento oscuro. La limolita
en la parte superior es de color gris oliva medio y meteoriza de color marrón pálido. Esta unidad
2
Apéndice A
se caracteriza además, por presentar abundantes nódulos aislados y en parte alineados, de forma
elipsoidal y con diámetros de 5 cm a 20 cm. Los nódulos en la parte inferior son férricos. Los
nódulos en la parte superior son de arcilla con minerales férricos y presentan también fragmentos
de bivalvos. Los bivalvos no fragmentados de esta unidad pueden ser más grandes que en la
unidad 2b. Las rocas de la unidad 2d son masivas. El contacto con la unidad infrayacente (UD 2e)
es transicional con respecto a la litología y no a los nódulos, en un intervalo de 10 cm.
La unidad 2e tiene un espesor de 3,45 m y está formada por una arcillita en parte muy
ligeramente limosa, de color gris medio claro en la parte inferior y media y de color gris claro en
la parte superior. En la parte inferior y media la roca meteoriza de color gris rosado y rosado
moderado, en la parte superior la roca meteoriza de color gris rosado y rojo moderado. En los 20
cm basales y en los 40 cm superiores la roca puede presentar una pátina de jarosita. La roca de la
unidad 2e es masiva y el contacto con la unidad de descripción infrayacente (UD 3) es abrupto.
Unidad de Descripción 3:
1,55 m de espesor.
Arcillita lignítica, que meteoriza profundamente de color marrón pálido y presenta
mayormente una pátina de jarosita. La roca muestra laminación paralela, debido a la presencia de
restos de plantas, y presenta abundantes cristales de yeso.
El contacto con la unidad de descripción infrayacente (UD 4) es abrupto.
3
Apéndice A
Unidad de Descripción 4:
2,15 m de espesor.
Arcillita en parte muy ligeramente limosa, masiva, de color gris claro medio, que
meteoriza de color gris claro y rosado moderado a rosado pálido.
El contacto con la unidad de descripción infrayacente (UD 5) es transicional y se muestra
en un intervalo de 20 cm de espesor.
Unidad de Descripción 5:
0,45 m de espesor.
Arcillita lignítica con las mismas características de las arcillitas ligníticas de la unidad de
descripción 3.
El contacto con la unidad de descripción infrayacente (UD 6) es transicional y se muestra
en un intervalo de 10 cm de espesor.
Unidad de Descripción 6:
0,80 m de espesor.
Arcillita, en parte muy ligeramente lignítica, con restos de plantas carbonizados. La
arcillita es de color gris parduzco medio y meteoriza de color marrón pálido y en la parte basal
marrón claro. En los 3 cm basales de esta unidad se presentan costras férricas muy delgadas.
El contacto con la unidad de descripción infrayacente (UD 7) es abrupto.
4
Apéndice A
Unidad de Descripción 7:
1,50 m de espesor.
Limolita arcillosa con intercalaciones de limolitas muy ligeramente arcillosas en la parte
inferior (UD 7b), seguido por una limolita, que grada a una limolita con granos de arena muy fina
hacia el techo (UD 7a).
La unidad 7a tiene un espesor de 0,80 m y está formada por una limolita, en parte muy
ligeramente arcillosa, que grada a una limolita con granos de arena muy fina. Estas rocas son de
color gris rosado muy claro, meteorizan naranja amarillento pálido, son friables y muestran
laminación ondulada, rizaduras de crecimiento y rizaduras de corriente. En el techo de esta
unidad se presentan nódulos de forma elipsoidal, de hasta 2 cm de diámetro. Estos nódulos están
alineados, formando capas nodulares. Además, en el techo se presentan costras férricas, de hasta
2 cm de espesor. Tanto los nódulos como las costras férricas son competentes, moderadamente o
fuertemente compactadas y de color rojo moderado a rojo ahumado y meteorizan de color naranja
amarillento oscuro. El contacto con la unidad infrayacente (UD 7b) es abrupto planar.
La unidad 7b tiene un espesor de 0,70 m y está formada por una limolita arcillosa, con
intercalaciones de limolitas muy ligeramente arcillosas. La limolita arcillosa es plástica, de color
gris medio y forma capas delgadas de hasta 6 cm de espesor en la parte basal, gradando a laminas
hacia el techo. La limolita muy ligeramente arcillosa tiene características similares a la limolita
de la unidad 7a; sin embargo, forma capas muy delgadas en la parte basal, gradando a capas
delgadas, de hasta 10 cm de espesor hacia el techo. En esta unidad se muestran laminación
ondulada, rizaduras de crecimiento, lentes y flaseres, así como, raras madrigueras verticales con
diámetros de 5 mm, de posibles Planolites. El contacto con la unidad de descripción infrayacente
(UD 8) es transicional y se muestra en un intervalo de 10 cm de espesor.
5
Apéndice A
Unidad de Descripción 8:
5,55 m de espesor.
Lodolitas con intercalaciones de limolitas y arcillitas ligníticas, que permiten distinguir
nueve unidades (UD 8a a UD 8i).
La unidad 8a tiene un espesor de 0,60 m y está formada por una limolita arcillosa, con
láminas de arcillitas en la parte basal, gradando en los 30 cm inferiores a una arcillita. La limolita
arcillosa tiene características similares a la limolita arcillosa de la unidad 8b. Las arcillitas de la
parte basal y las arcillitas de la parte superior son de color gris claro. En la parte basal de esta
unidad se presenta laminación paralela, mientras que la roca de parte superior es masiva. El
contacto con la unidad infrayacente (UD 8b) es abrupto planar.
La unidad 8b tiene un espesor de 0,80 m y está formada por una limolita arcillosa, de
color gris claro, que meteoriza de color gris muy claro y naranja amarillento pálido. Esta roca es
masiva y presenta escasos nódulos de arcilla con minerales férricos. Estos nódulos tienen forma
elipsoidal, generalmente con diámetros de 1 cm a 2 cm y ocasionalmente con diámetros de 5 cm.
El contacto con la unidad infrayacente (UD 8c) es abrupto.
La unidad 8c tiene un espesor de 1,60 m y está formada por una limolita ligeramente
arcillosa, de color gris muy claro, con mica como mineral accesorio. La roca es friable y masiva.
En el tope de esta unidad se presentan nódulos alineados, de forma elipsoidal, con diámetros de 5
cm a 8 cm. Estos nódulos son férricos, de color rojo moderado y meteorizan de color rojo
ahumado y naranja amarillento oscuro. El contacto con la unidad infrayacente (UD 8d) es
abrupto.
La unidad 8d tiene un espesor de 1,60 m y está formada por una arcillita muy ligeramente
limosa y en parte ligeramente limosa, de color gris verdoso muy claro, que meteoriza de color
6
Apéndice A
naranja amarillento pálido. Esta roca es masiva y presenta una pátina de jarocita en los 60 cm
basales. El contacto con la unidad infrayacente (UD 8e) es abrupto.
La unidad 8e tiene un espesor de 0,10 m y está formada por una arcillita lignítica a
ligeramente lignítica, con características similares a las arcillitas de las unidades de descripción 3
y 5. El contacto con la unidad infrayacente (UD 8f) es transicional.
La unidad 8f tiene un espesor de 0,10 m y está formada por una arcillita muy ligeramente
limosa con raros nódulos férricos, de forma elipsoidal y diámetros de 10 cm. La arcillita es
masiva, muestra escasos restos de plantas carbonizados, es de color gris medio claro y presenta
una pátina de jarocita. El contacto con la unidad infrayacente (UD 8g) es transicional.
La unidad 8g tiene un espesor de 0,15 m y está formada por una arcillita lignítica, con
características similares a las arcillitas de las unidades de descripción 3 y 5. El contacto con la
unidad infrayacente (UD 8h) es abrupto.
La unidad 8h tiene un espesor de 0,30 m y está formada por una arcillita limosa a limolita
arcillosa. Estas rocas son de color gris medio claro, meteorizan de color naranja amarillento
oscuro y en parte presentan una pátina de jarocita. La roca muestra laminación paralela
incipiente. El contacto con la unidad infrayacente (UD 8i) es transicional en un intervalo de 5 cm
de espesor.
La unidad 8i tiene un espesor de 0,30 m y está formada por una arcillita ligeramente
limosa similar a la arcillita de la unidad 8f; sin embargo, no presenta nódulos y no muestra una
pátina de jarocita.
El contacto con la unidad de descripción infrayacente (UD 9) es abrupto.
7
Apéndice A
Unidad de Descripción 9:
7,35 m de espesor.
Intercalación de arcillitas con arcillitas ligníticas, que definen las unidades 9b a 9g. En el
techo se presenta un arcillita muy ligeramente limosa, que grada a una arenisca (UD 9a).
La unidad 9a tiene un espesor de 0,25 m y está formada por una arenisca limosa, de grano
muy fino con granos finos. La arenisca es cuarzosa, está mal escogida, es friable, muy
ligeramente porosa, de color gris amarillento muy claro, que meteoriza superficialmente de color
naranja grisáceo y presenta mica como mineral accesorio. La roca muestra laminación ondulada,
que describe rizaduras de crecimiento. En el techo de esta unidad se presenta una costra férrica de
2 cm a 3 cm de espesor. Esta costra es de color rojo ahumado, rojo moderado y naranja
amarillento oscuro. El contacto con la unidad infrayacente (UD 9b) es abrupto planar.
La unidad 9b tiene un espesor de 2,00 m y está formada por una arcillita muy ligeramente
limosa, que grada a una arcillita limosa, que en la parte superior forma una capa de 0,60 m de
espesor. La arcillita ligeramente limosa es de color gris oliva medio claro y presenta una pátina
de jarocita en los 0,50 m inferiores. Esta arcillita es masiva. La arcillita limosa es de color gris
parduzco claro, meteoriza de color naranja amarillento pálido y presenta una laminación paralela
incipiente. En la parte media de esta unidad se presentan escasos nódulos férricos de forma
elipsoidal a esférica. El contacto con la unidad infrayacente (UD 9c) es abrupto.
La unidad 9c tiene un espesor de 1,45 m y está formada por una arcillita lignítica en la parte
inferior y una arcillita muy ligeramente lignítica, con lentes de arcilla lignítica en la parte
superior. En el techo se presenta una capa de 2 cm a 4 cm de espesor, formada por un lignito
negro. La arcillita lignítica muestra características similares a las arcillitas de las unidades de
descripción 3 y 5. La arcillita muy ligeramente lignítica es de color marrón amarillento oscuro y
presenta una pátina de jarocita. Ambas rocas de esta unidad presentan restos de plantas
8
Apéndice A
carbonizados. El contacto con la unidad infrayacente (UD 9d) es transicional en un intervalo de 5
cm de espesor.
La unidad 9d tiene un espesor de 0,65 m y está formada por una arcillita masiva, de color
gris muy claro, con una pátina de jarocita. El contacto con la unidad infrayacente (UD 9e) es
transicional en un intervalo de 5 cm de espesor.
La unidad 9e tiene un espesor de 0,50 m y está formada por una arcillita lignítica, con
características similares a las arcillitas de las unidades de descripción 3 y 5. El contacto con la
unidad infrayacente (UD 9f) es transicional en un intervalo de 10 cm de espesor.
La unidad 9f tiene un espesor de 1,70 m y está formada por una arcillita, igual a la arcillita
de la unidad 9d. El contacto con la unidad infrayacente (UD 9g) es transicional en un intervalo de
10 cm de espesor.
La unidad 9g tiene un espesor de 0,80 m y está formada por una arcillita lignítica con
características similares a las arcillitas de las unidades de descripción 3 y 5.
9
Apéndice B
Mapa geológico del
área El Casino
(1:1.000)
INDICE DE HOJAS
N 1.241.446
A-1
(3/14)
A-2
(4/14)
A-3
(5/14)
B-1
(6/14)
B-2
(7/14)
B-3
(8/14)
C-1
(9/14)
C-2
C-3
(10/14) (11/14)
D-1
D-2
D-3
(12/14) (13/14) (14/14)
N 1.240.558
Datum WGS84
Apéndice B
LEYENDA
Orilla del río Urumaco y de sus afluentes
Caño
Borde de vía
Contacto entre localidades y zonas cubiertas por
depósitos de edad Pleistoceno y depósitos recientes
4
3
Contacto entre unidades de descripción
(Contacto entre la UD 3 y la UD 4)
4
3
Contacto inferido entre unidades de descripción
(Contacto entre la UD 3 y la UD 4)
3
Unidad de descripción definida por Quijano (2005)
3
Unidad de descripción definida por Bassano (2007)
3
Unidad de descripción definida en este estudio
Rumbo y buzamiento de capas en posición normal
Falla
Falla inferida
Unidades cartografiadas
Acumulación de masas desprendidas (cono de derrubio)
Aluvión (reciente)
Depósitos de edad Pleistoceno
Miembro superior de la Formación Urumaco
Miembro medio de la Formación Urumaco
2/14
Apéndice C
Modelo estratificado de las
líneas sísmicas
Apéndice C
Figura 1.
Modelo de capa de la línea 32.
Figura 2.
Modelo de capa de la línea 33.
1
Apéndice C
Figura 3.
Modelo de capa de la línea 36.
Figura 4.
Modelo de capa de la línea 37.
2
Apéndice C
Figura 5.
Modelo de capa de la línea 54.
Figura 6.
Modelo de capa de la línea 55.
3
Apéndice C
Figura 7.
Modelo de capa de la línea 56.
Figura 8.
Modelo de capa de la línea 57.
4
Apéndice C
Figura 9.
Modelo de capa de la línea 76.
Figura 10.
Modelo de capa de la línea 77.
5
Apéndice C
Figura 11.
Modelo de capa de la línea 78.
Figura 12.
Modelo de capa de la línea 79.
6
Apéndice C
Figura 13.
Modelo de capa de la línea 80.
Figura 14.
Modelo de capa de la línea 81.
7
Apéndice C
Figura 15.
Modelo de capa de la línea 82.
Figura 16.
Modelo de capa de la línea 83.
8
Apéndice C
Figura 17.
Modelo de capa de la línea 84.
Figura 18.
Modelo de capa de la línea 87.
9
Apéndice C
Figura 19.
Modelo de capa de la línea 89.
Figura 20.
Modelo de capa de la línea 91.
10
Apéndice C
Figura 21.
Modelo de capa de la línea 92.
Figura 22.
Modelo de capa de la línea 94.
11
Apéndice C
Figura 23.
Modelo de capa de la línea 95.
12
Apéndice C
Figura 24.
Modelo de capa de la línea 37, procesado con el programa de fractales.
Figura 25.
Modelo de capa de la línea 57, procesado con el programa de fractales.
13
Apéndice C
Figura 26.
Modelo de capa de la línea 87, procesado con el programa de fractales.
Figura 27.
Modelo de capa de la línea 92, procesado con el programa de fractales.
14
Apéndice C
Figura 28.
Modelo de capa de la línea 94, procesado con el programa de fractales.
15