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:
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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
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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).
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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:
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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.
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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
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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.
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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
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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.
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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.
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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.
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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.
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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,
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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.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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
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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.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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.
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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
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92
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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
