Prácticas de Geofísica

PRÁCTICAS DE GEOFÍSICA. Óscar Pintos

GEOFÍSICA. Prácticas 1 y 2 Sismología


PROBLEMA 1 Un terremoto se registra en dos estaciones simológicas próximas. En cada una de ellas de registran las horas de llegada de las fases P y S directas de las ondas sísmicas generadas en el hipocentro. Suponiendo que el subsuelo es homogéneo, calcular: a) La hora a la que se generó g eneró el terremoto (H 0) b) La relación de velocidades Vp/Vs Estación 1: HP1 = 01 h. 28 min. 34.09 seg. HS1 = 01 h. 28 min. 35.57 seg. Estación 2: HP2 = 01 h. 28 min. 35.45 seg. HS2 = 01 h. 28 min. 37.90 seg. Pasamos todos los tiempos a segundos, y luego representamos los datos en un gráfico HS-HP vs H P. Hallamos la ecuación de la recta: y=mx+n; calculamos m, que es la pendiente de la recta; damos valores (conocidos), y despejamos n. Por otro lado, sabemos que la hora en que se generó el terremoto será cuando H S-HP sea 0. Despejamos en nuestra ecuación (y=0), y obtenemos x. HP1 = 5314.09 seg. HS1 = 5315.57 seg. HP2 = 5315.45 seg. HS2 = 5317.90 seg. HS1-HP1 = 1.48 seg. HS2-HP2 = 2.45 seg.

La pendiente de la recta es m=0.71324; ahora, dando valores, obtenemos n, que es -3787.4654, por lo que la ecuación de la recta, será: y=0.713x-3787.466. Igualando y=0, obtenemos x=5311.9799 segundos, por lo que la hora origen del terremoto, será H0=1 hora, 28 minutos, 31.98 segundos.


La relación de velocidades, la calcularemos, intentando eliminar el espacio, que no conocemos, de la expresión:  5315.57 − 5311.98  = 1.701  V P H P − H 0 H S − H 0  5314.09 − 5311.98  = = =  ≈ 1.7035 S V S H P − H 0  5317.9 − 5311.98   5315.45 − 5311.98 = 1.706 H S − H 0 S

se trata de valores normales para la corteza y manos no anómalos

PROBLEMA 2 Un sismo próximo se ha registrado en cuatro estaciones sísmicas, de las cuales se muestra la componente vertical del sismograma. Dado el valor de Vp en la zona (6.1 km/s), así como las fases S identificadas en el mismo (Hs), se pide: A) La Hora Origen del Terremoto (H 0) B) La relación de Velocidades Vp/Vs C) La distancia epicentral a cada estación D) La polaridad y el carácter de la Fase P E) Las coordenadas del epicentro y una estimación del error epicentral. Las coordenadas Geográficas y UTM de las estaciones son: Nº ESTA LATITUD LONGITUD COTA(m) XUTM (m) YUTM (m) 1 COR3 2º56.98’N 76º3.30’W 4030 422322 287388 2 NEVA 2º55.55’N 76º3.20’W 4370 391777 366140 3 VERD 2º57.46’N 76º1.44’W 4530 339553 306277 4 CENE 2º53.94’N 76º1.81’W 4440 352072 350668


Buscamos la llegada de las ondas P en el sismograma proporcionado, y anotamos los tiempos de llegada, tanto de P como de S:

HP1 = 10.76 seg. HP2 = 10.39 seg. HP3 = 11.22 seg. HP4 = 10.21 seg.

HS1 = 13.31 seg. HS2 = 12.82 seg. HS3 = 13.91 seg. HS4 = 12.61 seg.

HS1-HP1 = 2.55 seg. HS2-HP2 = 2.43 seg. HS3-HP3 = 2.69 seg. HS1-HP1 = 2.40 seg.

Al igual que en el problema anterior, representamos los puntos, y hallamos la pendiente de la recta: m=0.2948503595. Luego sustituimos valores, y hallamos n=0.6211820766. Así, la ecuación de la recta, será: y=0.2948503595x-0.6211820766. Si igualamos y=0, tenemos que la hora origen del terremoto, es H 0=2.107 segundos. La relación de velocidades, la calculamos igual que en el caso anterior: 13.31 − 2.107  10.76 − 2.107 = 1.29   S − 12 . 82 2 . 107  = 1.30  V P H P − H 0 H S − H 0 10.39 − 2.107 = = =  ≈ 1.30 S V S H P − H 0 13.91 − 2.107 = 1.30 H S − H 0 11.22 − 2.107  12.61 − 2.107   = 1.30  10.21 − 2.107 

Para el cálculo de la distancia epicentral, como no nos dan datos de profundidad, asumimos que es un sismo poco profundo, y que la distancia al hipocentral es la misma que la epicentral. Como conocemos la velocidad de las ondas P, y los tiempos de viaje, sólo nos queda despejar el espacio:


V P = 6.1 km / s

t P 1 = 8.653 seg   s1 = 52.78 km  t = 8.283 seg   s = 50.52 km  P 2   2  t P = H P − H 0   s = V P ⋅ t P   9 . 113 55 . 59 = = t seg s km 3 3 P     t P 4 = 8.104 seg   s4 = 49.43 km

La polaridad y el carácter de las ondas P, se lee directamente en el sismograma; en este caso, todas son DOWN (hacia abajo), y de carácter impulsivo (bien diferenciada la llegada de las mismas). Para determinar las coordenadas epicentrales, se trazan círculos (a escala), con la distancia hallada, en un gráfico con coordenadas UTM (x,y); dónde se cortan los círculos es dónde se produce el terremoto. El error epicentral, es la diferencia entre el punto central del polígono y los bordes:

PROBLEMA 3 En tres estaciones sismológicas se registran los tiempos de llegada de los primeros impulsos de las fases P, S y pP. Sabiendo que el subsuelo es homogéneo, y que Vp = 5350 m/seg., Vs = 3100 m/seg., y que el radio de la Tierra (Rt) es 6370800 m., calcular: a) La hora a la que se produjo el sismo (H 0). b) La posición del epicentro (θ y λ). c) La profundidad del hipocentro (H) si el ángulo de incidencia del Rayo Sísmico (i) en el punto de reflexión en superficie es de 10º.


Antes de empezar, conviene aclarar brevemente la nomenclatura de fases que utilizaremos: En terremotos superficiales  Pg: Del foco a la estación, por la corteza.  PmP: Del foco al Moho, y a la estación superficial.  Pn: Del foco al Moho, y refractada críticamente por el techo del manto. La nomenclatura, es exactamente igual para las ondas S, pero cambiando la letra P por S.

En terremotos profundos (en el manto)  P: Del foco a la superficie.  S: Si la onda viaja como fase S.  pP: Se refleja en la superficie.  sS: Se refleja en la superficie.  pS: Se refleja una P en la superficie, y sale como S.  sP: Se refleja una S en la superificie y sale como P. Telesismos  PPP: Reflejada 3 veces en la superficie (va por el manto).  PcP: Reflexión en el núcleo externo de una onda P.  ScS: Reflexión de una onda S en el núcleo interno.  PKP: Refracción en el núcleo externo.  PKKP: 2 refracciones en el núcleo externo.  PKiKP: Refracción en el núcleo externo y reflexión en el interno.  PKIKP: Atraviesa todo.  PKJKP: Atraviesa todo, pero el núcleo interno lo atraviesa como onda S.


Empezamos ahora con el Problema 3. Calculamos la hora de inicio del terremoto, igual que en los casos anteriores. Representamos los valores, y obtenemos una pendiente m=0.7258198; dando valores, obtenemos que n=-3483.934106; de esta forma, la ecuación de la recta, será y=0.7258198x-3483.934106; igualando y=0, obtenemos que la hora origen del terremoto, es x=4799.98713 segundos, por lo que H0=1 hora, 19 minutos, 59.99 segundos. HP1 = 5110.86 seg. HP2 = 5213.56 seg. HP3 = 5315.47 seg.

HS1 = 5336.49 seg. HS2 = 5513.73 seg. HS3 = 5689.61 seg.

HS1-HP1 = 225.63 seg. HS2-HP2 = 300.17 seg. HS3-HP3 = 374.14 seg.

Vamos a calcular ahora, la posición del epicentro ( θ y λ): V =

2 ⋅ RTierra

⋅ sen

∆º

∆º

=

V P ⋅ t P 2 ⋅ RTierra

2 t P 1 = 310.8729 seg    t P = H P − H 0 t P 2 = 413.5729 seg  t = 515.4829 seg   P 3  t

2

⇒ sen

 ∆º1   sen 2 = 0.1305 ⇒ ∆1 = 15º   ∆º V P ⋅ t P   ∆º2 = sen  sen 2 = 0.1737 ⇒ ∆ 2 = 20º  2 2 ⋅ RTierra   º ∆  sen 3 = 0.2164 ⇒ ∆ = 25º  3 2  

Ahora, representaremos los datos en proyección estereográfica; primero, debemos tener claro, que se utiliza toda la esfera, no sólo la parte inferior como ocurría en Geología Estructural; establecemos el N y el S, el Ecuador, y el Meridiano 0 que más nos interese, y contamos directamente sin mover la falsilla. Ahora, representaremos los ∆º alrededor de cada estación: medimos en la vertical, y vamos girando (ver papel vegetal con proyección estereográfica); Obtenemos así, que las coordenadas del epicentro, son θ=25ºS, y λ=55ºW, con un error de ±0.5º. Para calcular la profundidad, partimos de la base de que en telesismos, SF ≈SR. Por otro lado, sabemos que y que t PP = H PP − H 0 = 313.89 seg , t PP − t P ≈ 3 seg (tiempo que ha tardado en reflejarse). Como conocemos V y t, despejamos la distancia FR: Ahora, FR = V P ⋅ (t P − t PP ) = 16209.9 metros . por trigonometría, ya sólo queda despejar la distancia h: h = FR ⋅ senθ = 15964 metros . Hemos usado el ángulo de 80º, que es el complementario de la reflexión que nos dan en superficie.


PROBLEMA 4 La relación entre la energía sísmica en Julios liberada en un terremoto y la magnitud (Ms) del mismo, viene dada por: log10E=5.24+1.44·MS (Båth, 1966). Por otra parte, la frecuencia media de los terremotos registrada por el USGS a lo largo de un año viene dada por la tabla: MAG FREC. 1
Ahora, calculamos la energía térmica en toda la Tierra durante el período de un año; para ello empleamos la expresión: ω Térmica = FlujoTérmico ⋅ SuperficieTierra ⋅ t . 2 FlujoTérmico = 1.4 µ cal / cm s


2 18 2 SuperficieTierra = 4 ⋅ π ⋅ r = 5.10032 ⋅ 10 cm

t = 365 días = 31536000 seg ω Térmica = 9.379 ⋅ 1020 Julios

Así, la relación entre el flujo térmico terrestre y la energía sísmica liberada es de tan sólo un 0.06%. Si la mayor explosión termonuclear rusa, fue de 60 Megatones, es decir 60000 KT (2.52·1014 Julios), y la energía liberada por un terremoto como el de Sumatra es mayor de 3·1017 Julios, dicho terremoto equivaldría a más de 1200 explosiones como la termonuclear termonuclear de Rusia.


GEOFÍSICA. Práctica 3 Sismología


PROBLEMA 1 Los sismogramas muestran la componente vertical de dos terremotos registrados por la red sísmica portátil localizada alrededor del Volcán Nevado del Huila en Colombia. La barra horizontal muestra el eje de tiempos en segundos. a) Identificar las diferentes fases de ondas sísmicas b) Identificar el carácter impulsivo (y) o emergente (e), y el sentido (UP o DOWN) de la fase P. c) Discute las diferencias entre dichos terremotos y a qué tipo de terremotos puede estar cada uno asociado.


Los sismógrafos recogen el movimiento del terreno en una dirección, y la mayoría se basan en el principio del péndulo: Pueden ser de dos tipos. • Mecánicos: Más baratos y algo menos fiables; se basan en el desplazamientos del terreno • EM: Más caros, pero más precisos; se basan en la velocidad del movimiento del terreno: el movimiento induce una ∆V proporcional al rango de variación del flujo magnético. Podemos obtener varios tipos de sismogramas, según el tipo de movimiento (dirección): • LHT: Movimiento N-S. • LHR: Movimiento E-W. • LHZ: Movimiento en la vertical. Así, las ondas P, se ven muy bien el LHZ; amplitudes bajas; bajas; 5-2 Hz. Las ondas S se ven muy bien en LHR y LHt; amplitudes algo mayores; frecuencias similares. Las ondas Love no se ven en LHZ; grandes amplitudes. Las ondas Rayleigh, se ven en LHR y LHT; grandes amplitudes.

Ondas P

Ondas P

Ondas P

Ondas P

Ondas S

Ondas S

Ondas S

Ondas S

En este sismograma, las ondas S se ven de tamaño parecido, ya que es de componente vertical; se solapan con las trazas de las ondas P (no se puede determinar con exactitud cuándo llegan las ondas S). No se puede determinar (poco zoom en el sismograma) si son UP o Down, pero sí se ve claramente el carácter impulsivo de las ondas (se diferencia muy bien la llegada). Llegan las S y las P muy próximas, por los que se trata de un sismo muy próximo.


Ruído

Ondas P

Ondas P

En este sismograma, se detecta ruído en la primera estación, mientras que en la segunda y en la tercera, se ve muy bien la llegada de las ondas P: DOWN, y de carácter impulsivo, aunque la de la tercera estación, se podría considerar emergente. No hay ondas S, ya que es un sismo generado por fluidos magmáticos (no se generan ondas S).

PROBLEMA 2 Los sismogramas muestran el registro del terremoto de magnitud 7.3 del 10 de Mayo de 1997 en Ardekul (Irán), producido por una falla de desgarre. Se representan en 2 sismogramas, de 0 a 2000 segundos y de 0 a 5000 segundos, los registros de las tres componentes, vertical, Norte-Sur y Este-Oeste. a) Identificar las diferentes fases de ondas sísmicas b) Identificar el carácter impulsivo (y) o emergente (e), y el sentido (UP o DOWN) de la fase fas e P. c) Deducir si se trata de un sismo próximo o un telesismo y discutir la posible profundidad focal del terremoto.


Sismograma 1 (de 0 a 2000 segundos)

P

PP

SP

S

SS

Sismograma 2 (de 0 a 5000 segundos)

P

PP

SP

S

Love

Rayleig

SS Trenes de ondas en fase Rayleigh

Las distintas fases están marcadas en los sismogramas (utilizando la porción y/o tipo de sismograma dónde mejor se aprecian dichas fases). Por otro lado, con el tiempo de recorrido y la velocidad, podemos deducir que el sismo se produce a más de 10000 kilómetros.

PROBLEMA 3 Los sismogramas muestran el registro del terremoto de magnitud 7.3 del 4 de Agosto de 2003 localizado a 70 km hacia el ENE de la Base Ocadas (Isla Laurie) en las cercanías de la dorsal de la placa Scotia Sur, en la Antártica. Se representan los registros de las tres componentes, Este-Oeste, NorteSur y Vertical.


a) Identificar las diferentes fases de ondas sísmicas b) Identificar el carácter impulsivo (y) o emergente (e), y el sentido (UP o DOWN) de la fase P. c) Discutir si se trata de un sismo próximo o un telesismo y discutir la posible profundidad focal del terremoto.

P

P Rayleigh

P

P Rayleigh

P

P Rayleigh

No hay ondas Love



GEOFÍSICA. Práctica 4 Mecanismos focales


PROBLEMA 1 La red sísmica Colombiana (Mapa adjunto) ha registrado tres terremotos a los cuales se les ha localizado espacial (λ y θ) y temporalmente (H0). Dadas las polaridades descritas en las Tablas, así como las orientaciones relativas de las primeras llegadas de las ondas P desde el hipocentro a cada estación, se pide: A) Calcular el mecanismo de foco de cada terremoto (Sentido de buzamiento y buzamiento de los planos nodales, inmersión y sentido de la inmersión de los ejes P y T, y sentido de movimiento en la vertical). B) Indicar el tipo de falla que ha generado el terremoto y sus posibles características (orientación, tipo y sentido de movimiento). C) Discutir el proceso con el cual puede estar asociado cada terremoto, partir de los datos anteriores y de su localización espacial.


El primer paso en la construcción de un mecanismo focal consiste en trazar la orientación de cada rayo sísmico desde el foco a cada estación. Para ello se sitúa una esfera imaginaria en el foco, y se calcula cual es la orientación del rayo a cada estación (mediante tablas estándar de las Vp en el interior de la Tierra). Se calcula el azimut y la inclinación del rayo, y se representa en la semiesfera inferior (P. estereográfica). Cada uno de estos puntos se dibujan en sólido si la onda P es Up (el suelo se levanta, cuadrante de compresión), y en blanco si la primera llegada es Down (el suelo se hunde, cuadrante de dilatación). Si tenemos las polaridades (sentido) de las primeras llegadas de un sismo de estaciones con diferentes orientaciones respecto al foco, es posible separar en el estereograma los cuatro cuadrantes (mediante técnicas de mínimos cuadrados). Debemos además, tener en cuenta el carácter impulsivo (se ve claramente la primera onda: cerca del eje P), o emergente (no se ve claramente la primera onda: cerca del plano de falla o del plano auxiliar). En el esquema que sigue, nos podemos hacer una idea de los tipos de fallas que crean los distintos mecanismos focales. Las proyecciones estereográficas están en las hojas de papel vegetal, que aparecen a continuación VISTA LATERAL

VISTA SUPERIOR Plano auxiliar

Superficie de la Tierra P r o f u n d i d a d

Plano de falla Plano de falla Plano auxiliar

Plano de falla Esfera focal

Falla direccional

Falla normal

Falla inversa

Falla oblícua


GEOFÍSICA. Práctica 5 Procesado de señal


PROBLEMA 1 Utilizando el programa PSW, para cada uno de los terremotos de la lista adjunta: A) Realizar el espectro de la señal, indicando la anchura de banda del registro. B) Caracterizar las frecuencias del ruido y de la señal sísmica. C) Filtrar las frecuencias del ruido, para mejorar la calidad de la señal. D) Identificar fases P y S, y discutir el tipo de terremoto que ha generado la señal. TERREMOTOS: 00041517.PLP 00041104.HAL 0006230E.REG 00092517.REG 00041506.PAL

Llamamos evento al trozo de fragmento donde hay una variación notable de las ondas sísmicas en las diferentes estaciones. Mediante un análisis espectral, de realiza la transformada de Fourier, consiguiendo así la variación de la amplitud en función de la frecuencia, no del tiempo. Nosotros, realizaremos, con el programa PSW el espectro del ruído, detectando entre qué frecuencias está el ruído, y entre cuáles está la señal. Tomamos esos datos para cada


estación, y luego aplicamos un filtro de paso de banda, conservando las frecuencias (que hemos anotado) en las cuales hay señal. De esta forma, conseguiremos eliminar buena parte del ruído, y ver más limpia nuestra señal, para proceder a interpretarla. Para el caso del 00041517.plp, observamos que en la primera estación, tenemos ruído entre 0 y 25 Hz; lo malo es que tenemos señal a la misma frecuencia; en la segunda estación tenemos ruído entre 0 y 13 Hz, mientras que señal, entre 0.5 y 9 Hz. En la tercera estación, tenemos ruído en 0-8 y 15 Hz, mientras que señal entre 2 y 11 Hz.

Ahora, aplicamos un filtro de paso de banda, conservando las frecuencias en la que hay señal. Vemos claros picos a 40 Hz, que se deben a la corriente eléctrica (América); por otro lado, se ven muy bien las ondas P, pero no las S; no sabemos si es próximo o lejano; puede tratarse de un sismo volcánico, ya que son frecuencias bajas, poca energía, duración muy variable, y ausencia de ondas S.


GEOFÍSICA. Práctica 6 Sísmica de refracción


PROBLEMA 1 Identificar las primeras llegadas de ondas P en las trazas sísmicas (picar”), y representar los valores de distancia/tiempo correspondientes (x/t).

Obtenemos gráficamente el tiempo de llegada de las ondas P, nos construimos la siguiente tabla, y representamos gráficamente espacio frente a tiempo: Geófono

x

t

13

24

0,022

14

22

0,019

15

20

0,019

16

18

0,018

17

16

0,018

18

14

0,017

19

12

0,016

20

10

0,015

21

8

0,013

22

6

0,012

23

4

0,008

24

2

0,005

0,025

0,02

) 0,015 s o r t e m ( x 0,01

0,005

0 0

5

10

15

20

25

t (segundos)

Se podrían trazar tres rectas con los datos representandos, por lo que podemos afirmar que hay tres medios diferentes.

30


PROBLEMA 2 Se han medido los tiempos de viaje para las primeras llegadas de las ondas P, a detectores situados a las distancias: Tiempo (segundos) FOCET (kilómetros)

0, 6 6

1,33

2,66

4

5

6

6,4

6,8

7 ,2

7 ,6

1

2

4

6

8

10

12

14

16

18

a) Calcular las velocidades de las ondas P (V P) para los diferentes tramos detectados. b) Calcular la profundidad a la que se encuentran los diferentes medios. c) Sabiendo que el perfil sísmico se ha realizado en el mar, deducir los niveles por los que han viajado las ondas sísmicas. Representamos los datos, y obtenemos un gráfico similar al del problema anterior: 8 7

) 6 s o d 5 n u g e s ( 4 o p m3 e i T 2 1 0 0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

FOCET (kilómetros)

Calculamos la pendiente de cada recta (medio diferente), y con ella obtenemos la velocidad de las ondas P en cada medio; luego hallamos el ángulo de incidencia, el tiempo (se obtiene gráficamente: punto de corte con el eje y), y finalmente, la profundidad: m1 = 0.65 ⇒ V P 1 =

1 m1

m2 = 0.20 ⇒ V P 2 =

= 1.5 km / s

1 m2

= 5 km / s

1 .5 = 0.3 ⇒ ϑ = 17.46º 5 V 1 t = 3.9 segundos z ⋅ cosϑ t ⋅ V 0 ⇒ z = = 6.28 km t = cosϑ V

senϑ =

V 0

=


Según las velocidades obtenidas, podemos interpretar que el primer medio son arenas y/o agua, y el segundo, granitos o basaltos.

PROBLEMA 3 Los siguientes datos han sido obtenidos a lo largo de un perfil de sísmica de refracción: IDA

VUELTA

DISTANCIA (m)

TIEMPO (mseg)

DISTANCIA (m)

TIEMPO (mseg)

12,5

6

12,5

6

25

12,5

25

12,5

37,5

19

37,5

17

50

25

50

19,5

75

37

75

25

1 00

42,5

100

30,5

1 25

48,5

125

37,5

1 50

53

150

45,5

1 75

57

175

52

200

61,5

200

59

225

66

22 5

65,5

250

71

25 0

71

275

76,5

275

76,5

Calcula las velocidades de propagación y la estructura del subsuelo. Tenemos tiempos de ida, y tiempos de vuelta, por lo que se tratará de un refractor inclinado. Representamos los datos, para ver a cuántas rectas se puede ajustar, y por tanto, cuántos medios existen: 90 80 70

) 60 g e s m50 ( o p 40 m e i T 30

20 10 0 0

50

10 0

150

Distancia (m)

200

250

3 00


Se dan dos tramos con dos pendientes bien diferenciadas, por lo que calcularemos la velocidad a partir de dichas pendientes, para las dos capas, y obtendremos el tiempo gráficamente: 90

80

md=0.259

mu=0.19

70

) 60 g e s m50 ( o p 40 m e i T 30

tu=22.5 mseg

td=8 mseg

20

m01=0.49

10

m02=0.5

0 0

50

100

150

200

250

300

Distancia (m)

t u = 22.5 mseg m01 = 0.49 ⇒ V 01 = 2.02 km / s mu = 0.19 ⇒ V u = 5.24 km / s t d = 8 mseg m02 = 0.49 ⇒ V 02 = 2.00 km / s md = 0.50 ⇒ V d = 3.86 km / s

La velocidad en la primera capa (V 0), será la media de V 01 y V02, obtenidas directamente de las pendientes (inversa) de las rectas que pasan por el origen. Así, V0≈2.01 km/s. Ésta, será la velocidad que introduciremos en las siguientes fórmulas para calcular los ángulos: α = θ =

1  2.01 2.01  V V  1  arcsen 0 − arcsen 0  =  − arcsen  arcsen  = 4.41º 2  3.86 5.24  V d V u  2 

1  2.01 2.01  V V  1   arcsen 0 + arcsen 0  =  arcsen + arcsen  = 26.97º 2  3.86 5.24  V d V u  2 

El ángulo α será el ángulo de buzamiento del refractor inclinado (límite entre la capa 1 y la capa 2); Por otro lado, el ángulo θ lo usaremos en las siguientes fórmulas, para despejar los tiempos de ida y los tiempos de vuelta (t u y td):


2.01 ⋅ 8 = 9.02 m 2 ⋅ cos 26.97 V 0 2 ⋅ z u ⋅ cosθ 2.01 ⋅ 22.5 t ⋅ V ⇒ z u = u 0 = = 25.37 m t u = 2 ⋅ cosθ 2 ⋅ cos 26.97 V 0 t d =

2 ⋅ z d ⋅ cosθ

⇒ z d =

t d ⋅ V 0 = 2 ⋅ cosθ

Conociendo estos datos, podemos despejar V 1, despejando en la siguiente fórmula: V 1 =

2 V 0 = = 4.41 km / s senθ sen26.97

Como tenemos las distintas profundidades (z u y z d), podemos hacer un esquema del subsuelo:

0 5 10

) 15 m (

d a d i d n u f o r P

20 25 30 35 40 45 50 0

275

Distancia (m )

PROBLEMA 4 Deducir el tipo de estructura de la siguientes dromocronas, teniendo en cuenta que para el segundo perfil de refracción, se representan los tiempos de ida y vuelta. ) g e s m ( o p m e i T

) g e s m ( o p m e i T

Distancia (m)

Distancia (m)


En el primer caso, se trata de una estructura compuesta por dos medios (dos pendientes bien diferenciadas, y por lo tanto, dos velocidades diferentes, siendo mayor la del segundo medio); en el segundo medio, apreciamos una discontinuidad o discordancia, en la que se interrumpe el perfil, ya que las leyes de refracción y/o reflexión, no se pueden aplicar. En el segundo caso, también se dan dos medios, pero el refractor está inclinado, y por eso obtenemos diferentes tiempos para la ida y para la vuelta.


GEOFÍSICA. Práctica 7 Sísmica de reflexión


PROBLEMA 1 PERFIL SÍSMICO DE ALTA RESOLUCIÓN (MAR BALEAR) 1. Identifica las diferentes secuencias sísmicas que aprecies en el perfil adjunto. 2. A la marca 2:10, calcula la potencia total desde el fondo marino al techo del reflector o secuencia que actúa como basamento acústico. Datos: Velocidad del sonido en serie superior: 1600 m/s; Velocidad del sonido en seno transparente: 1700 m/s; Velocidad del sonido en el agua: 1500 m/s. 3. ¿Encuentras algún tipo de múltiple? Razona la respuesta. 4. Haz una interpretación geológica de lo que se ha interpretado en el perfil.

Antes de comenzar, deberíamos aclarar algunos conceptos básicos: Existen varios tipos de facies en reflexión según la forma; éstas son las geofísicas o sísmicas (planoparalelas; implican sedimentación tranquila), las convergentes (convergen; cambios de facies), las transparentes (muy claras; material isótropo), las caóticas (desordenadas; zonas de pendientes, deslizamientos, …), y las facies hiperbólicas (zonas inclinadas, bloques, planos de fallas, ….).


También debemos tener claro, que el tiempo representado en los perfiles es TWT (two way time), es decir, el tiempo de ida y vuelta; el tiempo que nos interesa resultaría de dividir entre dos el TWT. Pueden aparecer estructuras duplicadas en profundidad; podemos distinguirlas de las reales, si aparecen al doble de tiempo que el tiempo entre la superficie y dicha estructura. Además, en discontinuidades, bloques sueltos y altas pendientes, podemos encontrar ecos laterales: formas hiperbólicas debidas a múltiples reflexiones en pendientes o bordes de bloques o discontinuidades; también, facies planoparalelas insertadas en otras estructuras debido al solapamiento de estas reflexiones y las producidas en las pendientes.

Intrusión volcánica Sedimentos

1

Basamento

Ecos laterales

Sales (Crisis Salina del Mesiniense)

Canal turbidítico 2 3

En la marca que nos han indicado, obtenemos los siguientes datos de tiempo, deduciendo la profundidad a partir de las velocidades que nos da el problema: TWT 1   = 0.4982 s  TWT 1 = 0.9963 s ⇒ t 1 = 2   s1 = V 1 ⋅ t 1 = 747.23 metros de agua V 1 = 1500 m / s → Agua 


TWT 2   = 0.0408 s  TWT 2 = 0.0815 s ⇒ t 2 = 2   s2 = V 2 ⋅ t 2 = 65.28 metros de sedimentos V 2 = 1600 m / s → Sedimentos  TWT 3   = 0.0296 s  TWT 3 = 0.0593 s ⇒ t 3 = 2   s3 = V 3 ⋅ t 3 = 50.32 metros de sales V 3 = 1700 m / s → Sales 

PROBLEMA 2 PERFIL SÍSMICO DE REFLEXIÓN MULTICANAL DE MEDIA PENETRACIÓN (CUENCA DE VENEZUELA-DORSAL DE BEATA) 1. Identificar unidades sísmicas, el basamento acústico y estructuras que se observen. 2. Para el CMP 840, calcular la profundidad del fondo oceánico y el espesor de sedimentos, sabiendo que la V agua=1500 m/s y Vsedimentos=2 km/s. 3. Indicar si la sección está migrada, y si se observan múltiples y/ó ecos laterales, indicándolos en la sección.

Múltiples

Zona inclinada; bloques deslizados

1

Sedimentos Ecos laterales

2

Se trata de una sección no migrada, ya que se observan muchas formas hiperbólicas en el perfil sísmico. Se observan algunos ecos laterales a la izquierda, debidos a la inclinación y a los bloques deslizados; también a la derecha del perfil, debidos a alguna pequeña pendiente, bloques, cambios de facies, o discontinuidad. TWT 1   = 2.186 s  TWT 1 = 4.371 s ⇒ t 1 = 2   s1 = V 1 ⋅ t 1 = 3278.25 metros de agua V 1 = 1500 m / s → Agua  TWT 2   = 0.671 s  TWT 2 = 1.343 s ⇒ t 2 = 2   s2 = V 2 ⋅ t 2 = 1342 metros de sedimentos V 2 = 2000 m / s → Sedimentos 


GEOFÍSICA. Prácticas 8 y 9 Gravimetría. Gravimetría. Mapas regional-residual regional-residual


Para realizar esta práctica, iremos siguiendo una serie de pasos, en Excel (para facilitar el cálculo), teniendo en cuenta las siguientes expresiones: 

Corrección de deriva: g x = g i − m(t i − t 0 ) .



G observada: GOBS = ( g x − g base ) + Gbase .



G latitud: Gλ = 978031.8(1 + 0.05304 ⋅ sen 2θ − 0.0000059 ⋅ sen 2 2θ ; debemos poner θ en grados.



Corrección de Aire Libre: C AL = 0.3086 ⋅ h .



Corrección de Bouguer: C B = 0.04191 ⋅ ρ ⋅ h .



Anomalía de Bouguer Total: A B = GOBS − (Gλ − C AL + C B ) + C TOP



Cuando tenemos anomalías positivas, implicarán un exceso de masa (mayor densidad), y por tanto, estaríamos en corteza oceánica. Si, por el contrario, tenemos anomalías negativas, deberíamos pensar que estamos sobre corteza continental.

390 389 388

) 387 l a G386 m ( a 385 í l a m384 o n A 383

AB AAL

382 381 380 479599 4795990 0

47959 4795995 95 479600 4796000 0

47960 4796005 05 479601 4796010 0

47960 4796015 15 47960 4796020 20

Distancia (UTM)

479602 4796025 5

47960 4796030 30

479603 4796035 5


PTO. 1B 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 1B

LATITUD º M IN S SE EG 43 43 43 43 43 43 43 43 43 43 43 43 43 43 43 43

18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18 18

42,5 43,4 43,3 43,3 43,2 43,1 43 42,9 42,8 42,8 42,7 42,6 42,5 42,5 42,4 42,5

Lº 43,31181 43,3121 43,31202 43,31202 43,312 43,31197 43,31194 43,31192 43,31189 43,31189 43,31186 43,31183 43,31181 43,31181 43,31178 43,31181

LONGITUD TIEMPO º M IN S SE EG H MIN ti-t0 -2 -2 -2 -2 -2 -2 -2 -2 -2 -2 -2 -2 -2 -2 -2 -2

0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0 0

48,8 48,6 48,6 48,7 48,7 48,7 48,7 48,7 48,7 48,8 48,8 48,8 48,8 48,8 48,9 48,8

12 12 12 12 12 13 13 13 13 13 13 13 13 13 14 14

10 28 32 52 56 2 8 19 24 27 33 35 40 45 10 20

0 1080 1320 2520 2760 3120 3480 4140 4440 4620 4980 5100 5400 5700 7200 7800

X

U.T.M. Y

COTA (m)

LECT. mGals

g (mGal) cor.der.

Gobs (mGals)

G teórica (mGals)

COR. A. LIBRE

COR. BOUG.

A. BOU. (mGals)

580000 580000 580003 580003 580003 580003 580002 580002 580002 580002 580002 580002 580001 580001 580001 580001 580001 580001 580000 580000 580000 580000 580000 580000 579999 579999 579999 579999 579998 579998 580000 580000

479600 4796000 0 479602 4796029 9 479602 4796026 6 479602 4796024 4 479602 4796021 1 479601 4796019 9 479601 4796016 6 479601 4796014 4 479601 4796011 1 479600 4796009 9 479600 4796006 6 479600 4796004 4 479600 4796001 1 479599 4795999 9 479599 4795996 6 479600 4796000 0

52,19 52,19 51,96 51,96 51,96 51,96 51,96 51,96 51,96 51,96 51,96 51,96 51,96 51,96 51,96 51,96 51,98 51,98 52,03 52,03 52,08 52,08 52,12 52,12 52,17 52,17 52,21 52,21 52,27 52,27 52,19 52,19

4000,2 4000,24 4 4000,6 4000,64 4 4000,6 4000,61 1 3999,7 3999,76 6 4000,6 4000,64 4 4000,5 4000,57 7 4000,4 4000,44 4 4000,5 4000,56 6 4000,5 4000,5 4000,4 4000,42 2 4000,3 4000,39 9 4000,2 4000,29 9 4000,2 4000,2 4000,2 4000,2 4000,1 4000,11 1 4000,2 4000,2

4000,24 4000,645538 4000,645538 4000,616769 4000,61 6769 3999,772923 3999,77 2923 4000,654154 4000,65 4154 4000 40 00,5 ,586 86 4000,457846 4000,45 7846 4000,581231 4000,58 1231 4000,522769 4000,52 2769 4000,443692 4000,44 3692 4000,415538 4000,41 5538 4000,316154 4000,31 6154 4000,227692 4000,22 7692 4000,229231 4000,22 9231 4000,146923 4000,14 6923 4000 40 00,2 ,24 4

980400 980400,4055 980400,4055 980400,3768 98040 0,3768 980399,5329 98039 9,5329 980400,4142 98040 0,4142 9804 98 0400 00,34 ,346 6 980400,2178 98040 0,2178 980400,3412 98040 0,3412 980400,2828 98040 0,2828 980400,2037 98040 0,2037 980400,1755 98040 0,1755 980400,0762 98040 0,0762 980399,9877 98039 9,9877 980399,9892 98039 9,9892 980399,9069 98039 9,9069 9804 98 0400 00

980029,2044 98002 9,2044 980027,7411 980027,7411 980028,1448 98002 8,1448 980028,1448 98002 8,1448 980028,2457 98002 8,2457 9800 98 0028 28,39 ,397 7 980028,5484 98002 8,5484 980028,6493 98002 8,6493 980028,8007 98002 8,8007 980028,8007 98002 8,8007 980028,9521 98002 8,9521 980029,1035 98002 9,1035 980029,2044 98002 9,2044 980029,2044 98002 9,2044 980029,3558 98002 9,3558 9800 98 0029 29,2 ,204 044 4

16,105834 16,105 834 16,034856 16,034856 16,034856 16,034 856 16,034856 16,034 856 16,034856 16,034 856 16,0 16 ,034 3485 856 6 16,034856 16,034 856 16,034856 16,034 856 16,041028 16,041 028 16,056458 16,056 458 16,071888 16,071 888 16,084232 16,084 232 16,099662 16,099 662 16,112006 16,112 006 16,130522 16,130 522 16,1 16 ,105 0583 834 4

5,840045343 5,8400 45343 5,814308412 5,814308412 5,814308412 5,8143 08412 5,814308412 5,8143 08412 5,814308412 5,8143 08412 5,81 5, 8143 4308 0841 412 2 5,814308412 5,8143 08412 5,814308412 5,8143 08412 5,816546406 5,8165 46406 5,822141391 5,8221 41391 5,827736376 5,8277 36376 5,832212364 5,8322 12364 5,837807349 5,8378 07349 5,842283337 5,8422 83337 5,848997319 5,8489 97319 5,840 5,8 4004 0453 5343 43

381,0614168 381,06 14168 382,8849432 382,8849432 382,4525448 382,45 25448 381,6086986 381,60 86986 382,3890197 382,38 90197 382, 38 2,16 1694 9499 995 5 381,8899771 381,88 99771 381,9124482 381,91 24482 381,7065485 381,70 65485 381,6373066 381,63 73066 381,4676135 381,46 76135 381,2247204 381,22 47204 381,0451751 381,04 51751 381,0545815 381,05 45815 380,8326958 380,83 26958 381, 38 1,06 0614 1416 168 8

4000,245 4000,24 4000,235 4000,23

e 4000,225 s a b 4000,22 G 4000,215 4000,21 4000,205 4000,2 4000,195 43000

44000

45000

46000

47000

48000

tiempo


49000

50000

51000

52000


GEOFÍSICA. Práctica 10 Mapas de anomalías gravimétricas


Anomalías gravimétricas positivas implicarán corteza oceánica, ya que hay mayor densidad (exceso de masa); Por el contrario, las anomalías gravimétricas negativas, implicarán corteza continental (menor densidad). Por tanto, valores cercanos al 0 implicarán cortezas de transición, intermedias. En este mapa, vemos valores negativos bajos correspondientes a la corteza continental (interior de Colmbia), aunque hay algunos valores positivos locales, correspondientes a cuencas sedimentarias. Los valores entorno al 0, implican cortezas intermedias, de transición entre la oceánica y la continental. Es posible observar, al Sur de Panamá un salto, “como si se tratara de corteza oceánica, continental, oceánica y luego otra vez continental; esto se debe al magmatismo producido por la subducción de la Placa de Nazca. Los valores negativos tan fuertes al norte de Colombia, se deben al comienzo de la cadena andina: raíces del orógeno, menor densidad, defecto de masa, lo que implica anomalías más negativas.


GEOFÍSICA. Práctica 11 Modelización


Mediante programas informáticos informáticos como Surfer o GM-SYS, podemos, a través de perfiles gravimétricos, crear un modelo del subsuelo, que se vaya ajustando a la curva de anomalía generada; para ello se crean polígonos a los que se asigna la densidad conocida (a partir de las curvas Velocidad/Densidad), y se va variando su espesor y forma, hasta que las curvas de anomalías coinciden:

Prácticas de Geofísica

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