procesado de sismica de reflexión superficial en la cuenca de ainsa ...

Procesamiento de Datos Sísmicos de Reflexión Superficial

i

UNIVERSIDAD SIMON BOLIVAR INGENIERIA GEOFISICA

PROCESADO DE SISMICA DE REFLEXIÓN SUPERFICIAL EN LA CUENCA DE AINSA,

HUESCA (ESPAÑA)

Por María Antonieta Gayá Florez

Proyecto de Grado Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar

Como requisito Parcial para optar al Título de Ingeniero Geofísico

Sartenejas, Enero de 2005


ii

Este trabajo ha sido aprobado en nombre de la Universidad Simón Bolívar por el

siguiente jurado calificador:

________________________________ Dr. José Regueiro

_________________________________

_________________________________


iii

PROCESAMIENTO DE DATOS SÍSMICOS DE REFLEXIÓN SUPERFICIAL EN EL

COMPLEJO TURBIDITICO DE AINSA

POR

María Antonieta Gayá Florez

RESUMEN

La presente memoria de tesis de pregrado ha consistido en efectuar el procesado de tres

perfiles sísmicos de reflexión superficial en donde la característica fundamental es la mala

calidad de los datos de campo, debido a las condiciones geológicas de la zona de estudio. El

trabajo supone pues, una revisión de las distintas estrategias de procesado multiseñal que deben

aplicarse a los datos a fin de obtener secciones sísmicas de reflexión con la mejor relación

señal/ruido posible.

La prospección sísmica llevada a cabo se ha localizado sobre el complejo turbidítico de la

cuenca de Ainsa (Huesca, España) con el propósito de caracterizar las improntas sísmicas que

dejan estas estructuras geológicas superficiales.

Con los mismos datos de campo se ha realizado también un análisis de refracción y los

campos de velocidades obtenidos se han utilizado para evaluar las secciones sísmicas. En el

trabajo también se incluye la metodología utilizada para realizar los sismogramas sintéticos

correspondientes a registros sónicos realizados en los sondeos mecánicos de investigación.

Posteriormente, estos sismogramas se utilizan como cota de referencia para situar los reflectores

de la sección sísmica (en tiempo doble) a su profundidad equivalente.


iv

A todas aquellas personas, amigos y

familiares, que de una u otra forma ayudaron en la

elaboración de este trabajo de fin de carrera, en

especial a mis padres que me han dado todo y han

hecho de mí la persona que soy hoy.

Muchas Gracias...


v

ÍNDICE

Pág.

ÍNDICE DE FIGURAS. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . vii

ÍNDICE DE LÁMINAS. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xi

ÍNDICE DE TABLAS. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xi

GLOSARIO DE TÉRMINOS EN INGLÉS. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . xii

I INTRODUCCIÓN . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1

II MÉTODOS SÍSMICOS. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 5

II.1 Principios básicos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 7

II.2 Sísmica de refracción. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 9

II.3 Sísmica de reflexión. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 12

III ZONA DE ESTUDIO Y ADQUISICIÓN DE DATOS SÍSMICOS. . . . . . . . . . . . . . 19

III.1 Marco Geológico. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 19

III.2 Zona de Estudio y Ubicación de los Perfiles Sísmicos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22

III.3 Instrumentación Utilizada y Parámetros de Adquisición. . . . . . . . . . . . . . . . . . . 27

IV PROCESADO DE DATOS DE SÍSMICA DE REFLEXIÓN. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 29

IV.1 Secuencia Convencional de Procesado. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30

Tratamientos de Pre-Apilamiento . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 30

Tratamientos de Apilamiento. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 43

Tratamientos de Post-Apilamiento . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45


vi

Pág.

V PROCESADO ESPECÍFICO DE LAS LÍNEAS SÍSMICAS. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 48

V.1 Procesado del Perfil Sísmico PS-1. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 49



V.4 Refracciones de los Perfiles Sísmicos. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68

V.5 Utilización de los Registros Sónicos del Perfil PS-1. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 72

VI INTERPRETACIÓN GEOFÍSICA DE LAS SECCIONES SÍSMICAS. . . . . . . . . . 78

VI.1 Interpretación Del Perfil Ps-1. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 78



VII CONCLUSIONES DE LA MEMORIA. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 88

BIBLIOGRAFÍA. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 90

ANEXOS

A.1 Teoría de Ecuación de Onda. Tipos de Ondas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 93

A.2 Método de Inversión de Rayo. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 99

A.3 Columnas Litológicas. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 104

A.4 Glosario de Términos Geológicos Usados en la Memoria . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 113


vii

ÍNDICE DE FIGURAS

Pág.

Figura II.1 Conversión de una onda incidente P. 7

Figura II.2 Esquema de un dispositivo de adquisición de datos sísmicos y

ecuaciones de las trayectorias de los rayos sísmicos.

8

Figura II.3 Ejemplo de tiro de campo en donde se pueden ver todas las ondas

procedentes del contacto entre dos capas.

9

Figura II.4 Método de refracción. 10

Figura II.5 El método de refracción proporciona una imagen del subsuelo en

términos de campo de velocidades sísmicas V (x,z).

11

Figura II.6 Esquema básico de la emisión y recepción de los rayos reflectados en las

distintas capas reflectoras.

12

Figura II.7 Esquema del recorrido de los rayos reflejados en tres capas para una

posición de tiro y dos estaciones receptoras.

13

Figura II.8 Sección sísmica obtenida mediante el método de reflexión. 15

Figura II.9 Combinación de una sección sísmica (reflexión) con su correspondiente

perfil sísmico de refracción.

15

Figura II.10 La diferencia entre registros sísmicos pertenecientes a sísmica superficial y

a sísmica profunda.

16

Figura II.11 Registros de campo con diferentes geometrías de adquisición en un

mismo contexto geológico.

18

Figura III.1 Mapa general de la zona de estudio 19

Figura III.2 Mapa Geológico de la Península Ibérica 20


viii

Pág.

Figura III.3 Mapa tectónico de los Pirineos en donde se halla señalada la cuenca de

Ainsa.

21

Figura III.4 Situación del perfil PS-1 y de los sondeos de investigación A-1, A-2, L-1 y

L-2

23

Figura III.5 Situación de los perfiles PS-2 y PS-3. También se ubican los sondeos A-2

y A-3.

24

Figura III.6 Representación esquemática de los intervalos estratigráficos del área de

Ainsa.

25

Figura III.7 Fotografía de la sección transversal por donde circula el perfil PS-1 y su

correspondiente interpretación estratigráfica.

26

Figura III.8 Instrumentación más relevante utilizada y rutina de trabajo. 27

Figura IV.1 Secuencia básica del procesamiento de datos sísmicos de reflexión. 31

Figura IV.2 Ejemplo de un tiro de campo en el que se observan las trazas con alto

contenido de ruido que deben ser eliminadas en la primera fase del

procesamiento.

33

Figura IV.3 Lectura de las primeras llegadas y detalle del picado (picking). 33

Figura IV.4 Efecto de la eliminación directa de la onda aérea y de las primeras

refracciones en un registro.

34

Figura IV.5 Estudio espectral (frecuencias, amplitudes) de los registros a fin de

caracterizar cada uno de los eventos presentes.

36

Figura IV.6 Descomposición de los registros en bandas de frecuencia a fin de

determinar el ancho óptimo en donde se sitúan las reflexiones.

36

Figura IV.7 Análisis de las frecuencias espaciales. 37

Figura IV.8 Efecto sobre el registro después de filtrar por número de onda y

frecuencia los eventos atribuidos a ruido

37


ix

Pág.

Figura IV.9 Cálculo de las correcciones estáticas de refracción. 39

Figura IV.10 Curvas de correcciones estáticas y residuales para las posiciones de las

fuentes y los receptores.

40

Figura IV.11 Efecto sobre un registro de campo de la corrección de amplitud por

pérdida energética debido a la expansión geométrica del frente de ondas

y a los mecanismos de absorción a lo largo de la trayectoria.

42

Figura IV.12 Registros de campo sobre los que se realizó el borrado de las refracciones

y una deconvolución.

43

Figura IV.13 Ejemplo de análisis de velocidad. 45

Figura V.1 Registro tipo del perfil PS-1, en donde se muestra la mala calidad de los

datos caracterizada por una serie de trenes de onda que se superponen a

las reflexiones.

49

Figura V.2 Flujo de tratamiento pre-apilamiento del perfil PS-1. En figura se

muestran los datos de campo y el resultado del tratamiento.

51

Figura V.3 Ejemplo de la aplicación del segundo flujo de procesado con el fin de

eliminar el tren de ondas guiadas que quedaban residentes después de la

aplicación del flujo anterior

52

Figura V.4 Campo de velocidades RMS utilizado en la realización del apilamiento

de las trazas del perfil PS-1.

53

Figura V.5 Fragmento de secciones sísmicas del perfil PS-1 para ambos procesados

después del apilamiento.

54

Figura V.6 Fragmentos de las secciones editadas provenientes del primero y de

segundo grupo de datos. La semejanza entre ambos conjuntos indica que

los algoritmos aplicados no han creado artefactos y han conseguido

respetar los reflectores.

56

Figura V.7 Registro tipo del perfil PS-2. Este registro muestra una mejora de la

calidad de los datos, en donde las reflexiones se aíslan un poco más de

los trenes de onda considerados como ruido.

58


x

Pág.

Figura V.8 Flujo del primer tratamiento de pre-apilamiento del perfil PS-2. Datos de

campo y el resultado del tratamiento.

60

Figura V.9 Ejemplo del efecto del segundo flujo de procesado, con el fin de eliminar

el tren de ondas guiadas que quedaban residentes después de la

aplicación del flujo anterior.

61

Figura V.10 Porción de secciones sísmicas del perfil PS-2 producto de ambos

procesados.

62

Figura V.11 Flujo del tratamiento de pre-apilamiento aplicado al perfil PS-3. 65

Figura V.12 Sección sísmica resultante del apilamiento y la misma sección después de

crear trazas sintéticas intermedias.

66

Figura V.13 Campo de velocidades obtenido para el perfil PS-1 69

Figura V.14 Campo de velocidades obtenido para el perfil PS-2. 70

Figura V.15 Campo de velocidades obtenido para el perfil PS-3. 71

Figura V.16 Proceso de cálculo seguido para obtener la traza sísmica sintética

correspondiente al registro sónico del sondeo A-1

73


correspondiente al registro sónico del sondeo A-2 75


correspondiente al registro sónico del sondeo L-1 76


correspondiente al registro sónico del sondeo L-2 77

Figura VI.1 Diferentes imágenes sísmicas de la sección del perfil PS-1. 80




xi

ÍNDICE DE LÁMINAS

Pág.

Lámina VI.1 Sección sísmica de reflexión del perfil PS-1. 57



Lámina VII.1 Interpretación de la sección sísmica del Perfil PS-1 85



ÍNDICE DE TABLAS

Pág.

Tabla III.1 Información general de los parámetros de adquisición de los tres perfiles

sísmicos superficiales.

28

Tabla V.1 Parámetros de ajuste del cálculo de refracción de los perfiles sísmicos. 68


xii

GLOSARIO DE TERMINOS EN INGLES

Las expresiones y abreviaturas que se describen a continuación son las más utilizadas a lo

largo de la memoria:

Aliasing. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Efecto de distorsión de la frecuencia de la señal debido al

muestreo temporal y/o espacial. Common MidPoint. . . . . . . . . . . . . . . . . . . Punto medio de reflexión común. Ground Roll (GR) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Ondas superficiales Headers. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Encabezado Nearshore. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Costero Normal MoveOut. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Corrección dinámica de la hipérbola de reflexión. Mute. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Borrado directo de una porción de traza (o trazas) sísmica. Offset. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Distancia fuente-receptor. Picking. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Digitizar Spike . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Señal temporal de duración cero, delta de Dirac. Vibroseis . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Camión vibrador VRMS . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . Velocidad cuadrática media.


1

CAPÍTULO I

INTRODUCCIÓN

La presente memoria de tesis de pregrado se basa en el procesamiento de datos de

sísmica de reflexión superficial y su objetivo es presentar y valorar los aspectos metodológicos

que la distingue de la sísmica profunda y que han de tenerse en cuenta durante el tratamiento

de los datos.

La sísmica de reflexión superficial, también llamada sísmica de alta resolución, tiene

como objetivo obtener imágenes de los primeros 500 m del subsuelo en términos de capas

reflectoras que luego, mediante la información geológica, se asociarán a estructuras y capas

litológicas. El término de alta resolución se incorpora debido a las pequeñas dimensiones de las

estructuras a determinar, comparadas con las porciones de subsuelo más profundas y

estructuras de mayor tamaño inspeccionadas por la sísmica convencional.

Dado que los primeros metros del subsuelo son en donde se concentra la mayor parte de

la actividad humana (construcciones, contaminación, etc.) y teniendo en cuenta que suministran

la mayoría de los recursos (agua, minerales, recursos líticos); es fácil deducir que actualmente la

sísmica de reflexión superficial está experimentando un auge de aplicación.

Ya a finales de los 90 se planteó la necesidad de explicitar las diferencias metodológicas

entre sísmica superficial y profunda (Steeples y otros, 1997); puesto que si bien la física de la

tierra es la misma, hay aspectos que varían significativamente entre ambas. Por ejemplo, el

diseño de filtros para eliminar las bajas frecuencias producidas por las ondas guiadas es un

punto crucial en un registro de sísmica de alta resolución, mientras que en sísmica profunda


2

suele realizarse por borrado directo ya que estos trenes no interfieren con las reflexiones

profundas.

Además de este aspecto metodológico, el trabajo que se presenta constituye un caso

peculiar de la utilización de la sísmica superficial con fines de apoyo a la sísmica profunda. La

prospección sísmica llevada a cabo se ha localizado sobre el complejo turbidítico de la cuenca de

Ainsa (Huesca, España), con el propósito de caracterizar las imágenes sísmicas que dejan estas

estructuras geológicas superficiales para, posteriormente y mediante el uso de modelos sísmicos,

obtener imágenes “equivalentes” en profundidad. En este contexto, la presente memoria

constituye una primera parte de un proyecto más general sobre impronta sísmica de reservorios

petrolíferos.

Es importante mencionar que los datos de campo fueron adquiridos en los años 1997-

1998 por el Institut Cartográfic de Catalunya (ICC) a petición del Dr. Kevin T. Pickering del

‘Department of Earth Sciences’ del University College London (UCL). Sin embargo, debido a las

condiciones geológicas de la zona de estudio, los datos se caracterizaron por poseer una baja

relación señal/ruido de forma que el primer procesamiento que se aplicó no fue lo

suficientemente efectivo como para aislar correctamente las reflexiones de los otros eventos

sísmicos. Coincidiendo con la adquisición de un nuevo paquete de programas de procesado de

datos de reflexión por parte del ICC, este trabajo consiste en efectuar un nuevo procesado

utilizando los emergentes algoritmos multiseñal, lo que ha supuesto una revisión profunda de

todos los datos disponibles.


3

Los capítulos de la memoria se han organizado en vistas a facilitar la comprensión de la

misma:

Así, el Capítulo II se ha incorporado a modo de introducción, en donde se presentan los

principios básicos de la prospección sísmica de reflexión y su diferencia con la sísmica de

refracción; que también ha sido utilizada como método complementario.

En el Capítulo III se recoge la información geológica de la zona de estudio y, a partir de

ella se construye el corte-patrón sobre el cual se planifican la geometría y los parámetros de

adquisición de los datos. También se presenta la ubicación de los tres perfiles sísmicos

realizados.

El Capítulo IV es la exposición de la secuencia básica de procesamiento de datos que

debe seguirse para convertir los registros sísmicos de campo en una sección sísmica de reflexión.

Como se verá, esta secuencia incluye varias etapas y en cada una pueden aplicarse muchos

algoritmos específicos. Siendo el objetivo fundamental del tratamiento multiseñal la

preservación de las distintas reflexiones y la eliminación de los otros trenes de ondas. En este

capítulo no se ha pretendido explicar cada uno de los posibles algoritmos de tratamiento,

difundidos ampliamente en la literatura; si no que se ha centrado más en presentar como éstos

operan sobre los datos superficiales y deducir así un conjunto de sugerencias.

Siguiendo la línea del anterior capítulo, en el Capítulo V se presentan los flujos de

procesado para obtener las secciones sísmicas de reflexión de los tres perfiles realizados, así

como los respectivos campos de velocidades obtenidos de la aplicación del método de

refracción. En este capítulo se incluye también la metodología utilizada para calcular los

sismogramas sintéticos correspondientes a los registros sónicos realizados en los sondeos de

investigación. Posteriormente, estos sismogramas se utilizan como punto de comparación con

las trazas de la sección sísmica.


4

Una vez presentados todos los procesos seguidos para la obtención de las secciones

sísmicas, en el Capítulo VI se procede a la interpretación geofísica de los perfiles. Este es un

punto a explicar ya que el presente trabajo es meramente geofísico, su resultado final es la

obtención de secciones sísmicas; evidentemente todo resultado va acompañado de una

valoración y, por ende, de una interpretación. Pero en este caso dicha interpretación se basa solo

en criterios geofísicos (capas reflectoras, zonas de baja velocidad, etc.) que luego deberán

asociarse a facies sísmicas y a estructuras geológicas.

Todas las conclusiones extraídas del trabajo se hallan recogidas en el Capítulo VII de

conclusiones. Así mismo, al final de la memoria se recogen las referencias bibliográficas y los

Anexos en donde se amplían ciertos aspectos mencionados en los capítulos.


5

CAPÍTULO II

MÉTODOS SÍSMICOS

La exploración sísmica emplea las ondas elásticas que se propagan a través de la tierra y

que han sido generadas artificialmente. Su objetivo es el estudio del subsuelo en general, lo cual

permite obtener información geológica de los materiales que lo conforman. La prospección

sísmica es una herramienta de investigación poderosa, ya que con ella se puede inspeccionar con

buena resolución desde los primeros metros (sísmica de alta resolución o sísmica superficial)

hasta varios kilómetros de profundidad (sísmica profunda). Así, para la sísmica profunda se

utilizan fuentes de energía muy potentes (explosivos o camiones ‘vibroseis’) capaces de generar

ondas elásticas que llegan a las capas profundas del subsuelo, mientras que para la sísmica

superficial se utilizan martillos de impacto, rifles sísmicos y explosivos de baja energía. De

manera que el diseño de una campaña sísmica (equipo y material a utilizar) está en función del

objetivo del estudio. Según esto, la sísmica profunda se emplea en la detección de reservorios

petrolíferos (ya sea terrestre o marítima), grandes estructuras geológicas (plegamientos

montañosos, zonas de subducción, etc.), yacimientos minerales, domos salinos, etc. Mientras que

la sísmica superficial tiene mucha aplicación en la obra pública y la ingeniería civil.

La prospección sísmica se basa en el mismo principio que la sismología, consiste en

generar ondas sísmicas mediante una fuente emisora y registrarlas en una serie de estaciones

sensoras (geófonos) distribuidas sobre el terreno. A partir del estudio de las distintas formas de

onda y sus tiempos de trayecto, se consiguen obtener imágenes del subsuelo que luego se

relacionan con las capas geológicas (secciones sísmicas, campos de velocidades, etc.).


6

El desarrollo de la teoría sísmica se remonta a 1678 cuando se enuncia la Ley de la

Elasticidad de Hooke1, mucho antes de la existencia de instrumentos capaces de realizar

medidas significativas. Sin embargo, no es sino hasta 1845 cuando, Robert Mallet, realiza los

primeros intentos de medición de las velocidades sísmicas a través de “terremotos artificiales”,

usando pólvora negra como fuente de energía y recipientes de mercurio como receptores. En

1899 Knott2 desarrolla la teoría sísmica de la reflexión y la refracción. Pero, es en 1910 cuando las

diferencias entre las ondas S y P se da a conocer por A. Mohorovicic, quien las identifica y las

relaciona con la base de la corteza, el Moho.

La sísmica de reflexión nace gracias a los primeros trabajos realizados por Reginald

Fesseden, en 1913, con el fin de detectar témpanos de hielo. Pero no fue sino hasta 1927 cuando

el método de reflexión se convierte en una técnica comercial de exploración geofísica.

En 1919, Ludger Mindtrop aplicó para una patente sobre el método de refracción y ya

hacia 1930 todos los domos salinos superficiales habían sido descubiertos mediante esta técnica

de exploración.

Rieber (1939) introduce la idea del procesado de datos sísmicos usando una grabación de

densidad variable y foto celdas para la reproducción de las trazas sísmicas. Sin embargo, es en

1953, cuando las cintas magnéticas se hicieron comercialmente disponibles, que se dio el paso al

inicio del procesamiento de datos; difundiéndose rápidamente en los años siguientes (Telford,

1990). Hasta este momento no se empleaba la geometría CMP, la cual es usada por primera vez

en 1956.

A finales de los 70, coincidiendo con el auge informático y el desarrollo tecnológico, los

nuevos soportes digitales y la nueva instrumentación representaron otro cambio significativo en

el campo de la sísmica. Desde entonces no se ha dejado de trabajar en la continua mejora de las 1 Véase el Anexo A.1 2 Knott, C. Reflexión y refracción de ondas elásticas con aplicaciones sismológicas. Philosophical Magazine 48. 1989, p. 64-97.


7

técnicas de adquisición y procesamiento de datos. En la actualidad toda la adquisición se realiza

en formato digital y los datos son procesados antes de su interpretación.

II.1 PRINCIPIOS BÁSICOS

Cuando una onda sísmica encuentra un cambio en las propiedades elásticas del material,

como es le caso de una interfase entre dos capas geológicas; parte de la energía continúa en el

mismo medio (onda incidente), parte se refleja (ondas reflejadas) y el resto se transmite al otro

medio (ondas refractadas) con cambios en la dirección de propagación, en la velocidad y en el

modo de vibración (Figura II.1).

i2

i’2

S trasmitida

P trasmitida

i0 i1

I’1

P incidente

P reflejada

S reflejada

medio 1

medio 2

p1 p1 s1 , v , v

p2 , v , vp2 s2

sen i v

o

p1=

sen i v

1

p1=

sen i' v

1

s1=

sen i v

2

p2=

sen i' v

2

s1

P críticaic

Figura II.1 Conversión de una onda incidente P. Las ondas sísmicas que viajan por subsuelo se reflejan

y se refractan siguiendo la ley de Snell. La cantidad de energía de las ondas incidentes se

reparte entre las ondas reflejadas, las refractadas y la absorción natural del terreno.

= p


8

Las leyes de la reflexión y la refracción se derivan por el principio de Huygens cuando se

considera un frente de onda que incide sobre una interfase plana. El resultado final es que

ambas leyes se combinan en un único planteamiento: en una interfase el parámetro de rayo, p,

debe tener el mismo valor para las ondas incidentes, reflejadas y refractadas. Si el medio consta

de un cierto número de capas paralelas, la ley de Snell establece que el parámetro del rayo tiene

que ser el mismo para todos los rayos reflejados y refractados resultantes de un rayo inicial

dado.

La ley de Snell proporciona información sobre las trayectorias de los rayos, los tiempos

de llegada y la posición de los refractores, pero no proporciona información alguna sobre las

amplitudes de las ondas.

v1

tiro geófonos

onda directa t = x / v1

v1v2

icic

onda refractada t = x/ v2 sen i = V1 / V2c

v1v2

tiro

s'onda reflejada t = t + x / V12 2 2 2

o

geófonostir

geófonos

Figura II.2 Los geófonos, situados a distancias conocidas (xi), registran los diferentes tiempos de

llegada de cada tipo de onda (tj) que está caracterizada para una determinada trayectoria.

Con estos tiempos (tj), la geometría del dispositivo experimental (xi) y las ecuaciones de las

trayectorias de los rayos se calcula la distribución de velocidades del subsuelo (V1, V2;....).

Rayo directo que viaja por la parte superior de la primera capa a una velocidad V1.

Rayo refractado (o trasmitido), que se origina para ángulos de incidencia (i0) mayores y cuando la velocidad de la segunda capa es superior a la de la primera (V2 > V1). Dependiendo de las velocidades, hay un ángulo de incidencia crítica (ic) para el cual el ángulo de refracción es de 90º, entonces el rayo viaja a través del contacto entre las dos capas y vuelve a subir con el mismo ángulo que ha incidido, este rayo se denomina rayo crítico y es el único que se registra en superficie.

Rayo reflejado que se origina para ángulos de incidencia (i0) pequeños. Las ondas rebotan sobre el techo de la segunda capa.


9

En el registro sísmico que se presenta en la Figura II.3 se pueden identificar claramente

las ondas elásticas producto del contacto entre dos capas. Se aprecia la onda directa (1754 m/s),

la onda refractada (3500 m/s) y las ondas P reflejadas (1630 m/s primera capa, y 4000 m/s

segunda capa), así como la onda reflejada SV (2858 m/s). Luego, con la información de distancia

fuente-receptor y tiempos de llegada se construyen las curvas espacio-tiempo.

onda refractada

h

toti

ona reflejada

onda directa

xc gdistancia

tiempo

Profundidad

v1v2

distancia crítica

distancia de corte

Figura II.3 Ejemplo de tiro de campo en donde se pueden ver todas las ondas procedentes del contacto

entre dos capas. A la derecha se muestra las curvas espacio-tiempo.

II.2 SÍSMICA DE REFRACCIÓN

La sísmica de refracción realizó grandes aportaciones a la prospección sísmica en sus

comienzos. Hasta la década de los 60 fue extremadamente popular, especialmente en la

exploración de cuencas sedimentarias donde condujo al descubrimiento de grandes campos de

petróleo; posteriormente quedó relegada por los avances del método de reflexión que

proporcionaba una información más detallada (Lavergne, 1989). Sin embargo, debido a su

menor coste y al tipo de información que proporciona (campo de velocidades) la sísmica de


10

refracción es un potente método que actualmente se emplea tanto en estudios de estructuras

profundas de la corteza terrestre como en estudios del subsuelo más inmediato (ripabilidad,

rellenos anisotrópicos, compactación de los materiales, etc.).

El método se basa en la medición del tiempo de viaje de las ondas refractadas

críticamente en las interfaces entre las capas con diferentes propiedades físicas;

fundamentalmente por contraste entre impedancias acústicas (z = ρ.v; en donde ρ es la densidad

y v la velocidad de la capa). La energía sísmica se genera mediante un impacto controlado en

superficie (o a una determinada profundidad) que va propagándose en forma de onda elástica a

través del subsuelo interaccionando con las distintas capas, de manera que una parte de la

energía se refleja y permanece en el mismo medio que la energía incidente, y el resto se

transmite al otro medio con un fuerte cambio de la dirección de propagación debido al efecto de

la interfase (refracción). De esta interacción, la sísmica de refracción solo considera las

refracciones con ángulo crítico ya que son las únicas ondas refractadas que llegan a la superficie

y pueden ser captadas por los geófonos (Figura II.4).

Figura II.4 La sísmica de refracción utiliza los tiempos de primeras llegadas del sismograma que

corresponden a las ondas refractadas críticamente en las distintas capas del subsuelo.


11

La distancia desde los receptores al punto de tiro debe ser considerablemente grande

comparada con la profundidad de los horizontes que se desean detectar, debido a que las ondas

viajan grandes distancias horizontales antes de ser refractadas críticamente hacia la superficie;

por ello también se suele llamar sísmica de gran ángulo. Estas largas trayectorias de

propagación hacen que se disipe una mayor proporción de energía y, en particular se produzca

una absorción de las frecuencias más altas, en consecuencia los datos de refracción son de bajas

frecuencias comparados con los datos de reflexión y, a igualdad de fuente sísmica, se

inspecciona menor profundidad.

La sísmica de refracción es especialmente adecuada cuando se desean estudiar

superficies de alta velocidad, ya que brinda información de velocidades y profundidades en las

cuales se propagan las ondas (Figura II.5). También es posible inspeccionar áreas más grandes

mas rápidamente y de forma más económica que el método de reflexión; a pesar de presentar

una significante perdida del detalle (Dobrin, 1988).

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 190 200 210 220 230 240

-30

-20

-10

0

500100015002000250030003500400045005000

Velocidaes de las Ondas P (m/s)

Figura II.5 El método de refracción proporciona una imagen del subsuelo en términos de campo de

velocidades sísmicas V (x,z). Este perfil sísmico de refracción se realizó en la cuenca

evaporítica de Cardona, Barcelona (España) (Teixidò, 2004). El techo de la sal corresponde

a la capa de mayor velocidad (superior a 3500 m/s). Nótese que el contacto entre la sal y las

capas superiores es altamente irregular dando cuenta de la alta plasticidad de la sal.


12

II.3 SÍSMICA DE REFLEXIÓN

El método sísmico de reflexión se basa en las reflexiones del frente de ondas sísmico

sobre las distintas interfases del subsuelo. Estas interfases (reflectores) responden, al igual que

en la refracción, a contrastes de impedancia que posteriormente se relacionaran con las distintas

capas geológicas. Las reflexiones son detectadas por los receptores (geófonos) que se ubican en

superficie y que están alineados con la fuente emisora. Dado que las distancias entre la fuente y

los geófonos son pequeñas respecto a la profundidad de penetración que se alcanza (Figura II.6),

el dispositivo experimental soporta que se esté operando en "corto ángulo"; asegurando así la

obtención de reflexiones y, distinguiéndose de la sísmica de refracción o de "gran ángulo".

Figura II.6 Esquema básico de la emisión y recepción de los rayos reflectados en las distintas capas

reflectoras.

Con el fin de conseguir un mejor reconocimiento de la zona de estudio, se realiza un

número de disparos mayor y se aumenta la cantidad de geófonos en comparación con los

empleados en un perfil de refracción de longitud equivalente. El resultado es un grupo de trazas

sísmicas procedentes de todos los tiros que se analizan, se procesan y luego se reordenan en


13

conjuntos de “puntos reflectores comunes” (CMP), los cuales contienen la información de todas

las reflexiones halladas (Figura II.7-a). Una vez todas las trazas de un mismo CMP se han

agrupado, se suman y se obtiene una traza CMP. El conjunto de todas las trazas CMP constituye

la denominada sección sísmica de reflexión que es el resultado final de este método. Una sección

sísmica es una imagen del subsuelo en donde las reflexiones se ven en forma de lóbulos negros

de mayor amplitud y definen las capas reflectoras que después se asociarán a las estructuras

geológicas (Figura II.7-b).

Puntos de reflexión

Capa 3

Capa 2

Capa 1Capa 1

Capa 2

Capa 3

Tiro Geófonos .... ...... Registro Sísmico

Reflexiones en las capas

Puntos de reflexión (a)

Figura II.7 (a) Esquema del recorrido de los rayos reflejados en tres capas para una posición de tiro y

dos geófonos. (b) Una vez todas las reflexiones de un mismo CMP se han agrupado, se

suman y se obtiene una traza CMP. (c) Las trazas CMP proporcionan la imagen sísmica del

terreno.

Traczas CDP

ReflectoresPuntos reflectores Comunes (CDP)

Geófonos Tiro 1 Tiro 2


14

El tratamiento de los datos en sísmica de reflexión es más laborioso y delicado que el

procesado de refracción3; donde uno de los retos más importantes es conseguir aislar de los

registros las reflexiones, eliminando las otras ondas (onda directa, refracciones, ruido, etc.). Esta

tarea implica la aplicación de tratamientos multiseñal (filtros, deconvoluciones, etc.) que, si no se

hacen cuidadosamente, pueden crear artefactos y confundirse con falsos reflectores. Otro punto

conflictivo del procesado es que en las secciones sísmicas de reflexión las capas reflectoras están

en modo tiempo doble debido a que cada rayo reflejado ha hecho el viaje de ida (incidencia) y

vuelta (rebote). A los interpretes que están acostumbrados a trabajar con secciones sísmicas les

es fácil pasar mentalmente del tiempo doble en donde se detecta un reflector a la profundidad

que le tocaría (profundidad equivalente), pero en muchos casos se facilita esta tarea

automáticamente y se presentan las secciones sísmicas de reflexión convertidas a una

profundidad aproximada.

Este método es una de las técnicas de prospección geofísica más utilizada debido a que

su resultado es una imagen denominada sección sísmica en donde se aprecia la geometría de las

estructuras geológicas (Figura II.8).

La sísmica de reflexión tuvo su gran auge en la exploración petrolera, donde se aplicó en

la búsqueda de reservorios de gas y petróleo. Sin embrago, a partir de de los años 90 empezó a

extenderse a aplicaciones más superficiales, en donde se combina con la sísmica de refracción

de alta resolución, lográndose así expandir su campo de acción hacia los problemas relacionados

con la ingeniería geológica (Figura II.9).

3 Consultar el apartado de bibliografía si se quiere profundizar más en el tema.


15

Figura II.8 Sección sísmica obtenida mediante el método de reflexión. El objetivo fundamental de este

método es describir la geometría del subsuelo estudiado. El perfil sísmico de reflexión

coincide con el de refracción de la Figura II.5 realizado en la cuenca evaporítica de Cardona,

Barcelona (España) (Teixidò, 2004).

Figura II.9 Combinación de una sección sísmica (reflexión) con su correspondiente perfil sísmico de

refracción. Ambos resultados pertenecen a las figuras II.5 y II.8. Nótese como el campo de

velocidades de la refracción ayuda a la interpretación geológica de la sección a la vez que ha

permitido su conversión a profundidad.

La sísmica de reflexión de alta resolución se basa en los mismos principios que la sísmica

profunda y, al igual que ella, persigue los mismos propósitos. La diferencia estriba en que las

estructuras geológicas de interés de la sísmica superficial son menores que las de la sísmica

profunda, de manera que para conseguir la resolución necesaria debe trabajarse con geometrías

más reducidas y rangos de frecuencias más altos; puesto que los primeros metros del subsuelo


16

constituyen una zona caracterizada por ser más heterogénea y con contrastes de velocidades

más elevados (Holliguer, 1998). Ello produce que el registro sísmico de la propagación del frente

de ondas se distinga por un número elevado de trenes de ondas que muy a menudo se

interfieren y se superponen a las reflexiones superficiales. En la Figura II.10 se intenta establecer

las diferencias entre un registro de sísmica de alta resolución y uno de sísmica profunda

(Yilmaz, 2001). En el registro de sísmica profunda, se observa que el ‘Ground Roll’ (A) no es lo

suficientemente fuerte como para solapar las reflexiones (B, C, D, E).

(a) (b)

Figura II.10 La diferencia entre registros sísmicos pertenecientes a sísmica superficial (a) y a sísmica

profunda (b) estriba, fundamentalmente, en que en la sísmica superficial las reflexiones de

interés se superponen a las otras ondas del frente sísmico. Ello produce que el

procesamiento de datos sea más complicado.

En sísmica superficial, la elección del dispositivo experimental está muy condicionada

por la generación de las ondas guiadas, el GR y la onda aérea, debido a que normalmente los

Trenes de onda superficiales que se superponen a las reflexiones superficiales


17

datos se adquieren con un solo geófono por traza; a diferencia de la sísmica profunda en donde

es clásico utilizar arreglos de geófonos que contribuyen a la formación de una traza

disponiéndose estratégicamente de manera que estos frentes se interfieran destructivamente y

aumente así la relación señal/ruido (Sheriff, 1991).

En general los tiros se efectúan en los extremos (tiros en cola o en cabeza) o en el centro

(tiros simétricos) del dispositivo (Figura II.11). La primera geometría permite cubrir una

distancia más grande de la trayectoria de los reflectores, mientras que en los tiros simétricos se

obtiene un mejor control sobre las hipérbolas de reflexión; resultando un dispositivo más

apropiado cuando hay reflectores inclinados (Brouwer, 1998). No obstante, muchas veces la

geometría de tiro simétrico no suele ser la más adecuada ya que las ondas guiadas, el GR y la

onda aérea ocupan la mayor parte de la ventana temporal de los registros de campo. Como se

demostrará en los siguientes capítulos, esta diferencia en la adquisición de datos ha sido uno de

los puntos de valoración de la presente tesis ya que se han procesado dos líneas sísmicas en

zonas con las mismas características geológicas pero una adquirida con tiro simétrico (PS-1) y

otra con tiro en cola (PS-2).

Dos aspectos importantes en la definición de la geometría de adquisición son las

posiciones del tiro respecto al primer geófono activo (‘offset’ mínimo) y la del último geófono

(‘offset’ máximo). Éstas dependen de las profundidades de investigación, de las velocidades del

subsuelo y de la longitud total del dispositivo experimental. Una regla empírica, análoga a la de

prospección profunda, consiste en que la línea de geófonos activos cubra una distancia entre 1.5

y 2 veces la profundidad máxima de los reflectores a investigar (Mari y otros, 1998).


18

(a) (b)

Figura II.11 Registros de campo con diferentes geometrías de adquisición en un mismo contexto

geológico. (a) Tiro en cola y (b) tiro simétrico. En este caso, el tiro simétrico muestra mejor

las reflexiones por debajo de los 60 ms que el tiro en cola.No obstante, se observan

reflexiones superficiales de baja amplitud que quedan mejor descritas en el tiro en cola.


19

CAPÍTULO III

ZONA DE ESTUDIO Y ADQUISICIÓN DE DATOS

III.1 MARCO GEOLÓGICO

La zona de estudio se enmarca en el complejo turbidítico de la cuenca de Ainsa, al norte

de la Península Ibérica en el Prepirineo Aragonés. Más concretamente en la población oscense

de Ainsa, dentro del área delimitada por el cuadrado que forman los meridianos 0º 01’ E y 0º 14’

E y los paralelos 42º 17’ y 42º 30’ (Figura III.1).

Figura III.1 Mapa general de la zona de estudio. La cuenca de Ainsa se halla situada en la provincia de

Huesca (España), en el Prepirineo aragonés. El recuadro enmarca el complejo turbidítico de

Ainsa.


20

La región Pirenaica constituye una cordillera de la orogenia alpina que se extiende

alrededor de unos 500 kilómetros, entre el Océano Atlántico y el Mar Mediterráneo. Se

desarrolló en el área de colisión entre el bloque europeo occidental y la Península Ibérica,

separando una desnivelación vertical de la corteza de unos 10 kilómetros. El eje estructural de la

cordillera corresponde a la Zona Interna Metamórfica donde debe situarse la sutura entre

ambas masas continentales (Souquet, 1986).

Escala 1 : 1 000 000

LEYENDA

NeógenoPaleógenoCrtácicoJurásicoTriásico y PermotriásicoCarbonífero

Devónico

Ordívico

Cámbrico

Prec

ámbr

ico

Pa

leoz

oico

Mes

ozoi

co

Te

rcia

rio

Cua

tern

ario

Rocas Igneas

Volcánicas básicas terciarias y cuaternariasVolcánicas intermedias y ácidas terciarias y cuaternarias

Rocas ultrabásicas alpinasGranitoides postcinemáticos hercínicosGranitoides indiferenciados hercínicosGranitoides sincinemáticos hercínicos

Coplejos plutoicos hercínicos con rocas básicasUnidades plutónicas prehercínicas

Rocas ortoderivadas máficas y ultramáficasRocas ortoderivadas ácidas

Zona Bética

Fila

brid

eA

lpuj

arri

deM

alag

uide

Dor

salia

noU

nida

d de

C. d

e G

ibra

ltar

Figura III.2 Mapa geológico de la Península Ibérica. La cuenca Turbidíca de Ainsa se halla situada en la

zona Prepirenaica y está formada por materiales del Cretácico; principalmente margas.


21

Al norte de la Zona Interna Metamórfica se encuentran las zonas septentrionales,

formadas por macizos primarios y una cubierta sedimentaria, constituida por el Jurásico y

Cretácico Inferior y Medio; desarrollados en el margen del cratón europeo y por el Terciario

relacionado a la migración hacia el norte y oeste del frente tectónico activo (Figura III.2). La

Zona Axial y el Prepirineo, también conocidos como las zonas meridionales, se encuentran al

Sur. Su cobertura sedimentaria se formó en la plataforma continental del bloque Ibérico y solo

presenta algunos surcos (‘flysch’) del Cretácico Superior y Eoceno. A nivel morfológico, el

Prepirineo se caracteriza por presentar un relieve más o menos accidentado, alcanzando sus

alturas máximas en las Provincias de Huesca y LLeida.

En la zona de estudio (Figura III.3), bajo los materiales de pie de monte, se ubica la

formación San Vicente principalmente constituida por margas que usualmente deslizan talud

abajo y que incluyen olistostromos y cuerpos conglomeráticos arenosos y calcareníticos de

carácter turbidítico. En conjunto estos materiales corresponden a una sedimentación de

plataforma externa altamente compactada.

Figura III.3 Mapa tectónico de los Pirineos en donde se halla señalada la cuenca de Ainsa.


22

Hacia el Sureste de la cuenca se hallan las calizas de la Formación Guara que sirven de

límite inferior. El contacto con dichas calizas es el anticlinal de Boltaña, mientras que al

Noroeste se observa una intercalación de margas y calizas margosas, entre dos niveles de

calcarenitas. El nivel superior de la formación San Vicente pasa lateralmente a las calizas de

Puy del Cinca, en la zona de Mediano, y a los sedimentos de ‘nearshore’ de la Formación

Sobrarbe, con los que se indenta profusamente, en todo el resto del sinclinal de Buil (De

Federico, 1981).

III.2 ZONA DE ESTUDIO Y UBICACIÓN DE LOS PERFILES SÍSMICOS

Los tres perfiles sísmicos se han realizado en los entornos de la población de Ainsa

(Figuras III.4 y III.5) con el objetivo de caracterizar los primeros metros del subsuelo en donde se

halla el complejo turbidíco. Como ya se ha mencionado en el Capítulo I, el objetivo de esta

exploración es obtener secciones sísmicas de una formación geológica superficial, mundialmente

excepcional, cuyas homólogas se encuentran a mayor profundidad y normalmente constituyen

reservorios petrolíferos4.

4 En la última conferencia internacional de la AAPG (American Association of Petroleum Geologists; Barcelona 2003), una de las salidas de campo mas relevantes fue la realizada a la zona de Ainsa.


23

Figura III.4 Situación del perfil PS-1 (2400 m) y de los sondeos de investigación A-1, A-2, L-1 y L-2.

Situado al norte de la población de Ainsa.

PS-1

Ain

sa


24

Figura III.5 Situación de los perfiles PS-2 (850 m) y PS-3 (380 m). También se ubican los sondeos de

investigación A-2 y A-3.

PS-2

PS-3

A-3

Ain

sa

A-2


25

Tanto para planificar la adquisición de datos como para la posterior interpretación

fehaciente de las secciones sísmicas es necesario disponer de la información geológica posible.

En este sentido se realizó el primer perfil PS-1, que se planteó a modo de calibración siguiendo

una traza de la que se disponía datos estratigráficos más detallados (Figuras III.6 y III.7) y de

sondeos mecánicos de investigación (Figura III.4). -En el Anexo A.3 se presentan las

correspondientes columnas litológicas deducidas a partir del testigo continuo-.

E W

Seismic Test line

Figura III.6 Representación esquemática de los intervalos estratigráficos del área de Ainsa, sobre los

cuales se trazó el perfil sísmico PS-.1, realizado perpendicular al corte.

Este corte sintético se efectuó a partir de la información geológica de detalle de que se

disponía. Según ella, por debajo de la capa meteorizada se presume obtener un primer nivel de

reflectores asociados a una capa de areniscas en torno a los 44 m de potencia. A continuación le

seguiría un tramo de margas que fueron deslizadas talud abajo entre 80 - 90 m de grosor y

finalmente se localizaría un tramo con arenas muy compactas alternando con margas y lutitas.

De ello se deduce que el complejo de interés geológico se sitúa alrededor de los 200 - 300 m de

profundidad.

PS-1


26

PS-1

Figu

ra II

I.7

(a)

Foto

graf

ía d

e la

sec

ción

tra

nsve

rsal

por

don

de c

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la e

l pe

rfil

PS-1

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eos

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rá e

n el

cap

ítulo

VII

de

inte

rpre

taci

ón d

e la

s se

ccio

nes

sísm

icas


48

III.3 INSTRUMENTACIÓN UTILIZADA Y PARÁMETROS DE ADQUISICIÓN

En el apartado anterior se ha puesto de manifiesto que el objetivo de la prospección es

alcanzar los 200 - 300 m de profundidad. A tal efecto y para disponer del máximo de energía

posible, se descartó la utilización de las fuentes superficiales clásicas (martillo o rifle sísmico)

empleándose como fuente sísmica cargas explosivas de baja energía de diseño propio, las cuales

se enterraron entre los 0.9 - 0.7 m.

(a) (b)

(c) (d) Figura III.8 Instrumentación más relevante utilizada. (a) Unidad de registro con selector de los canales

de entrada/salida, sismógrafo y sistema de almacenamiento de datos. (b) Extensión de las

líneas sísmicas sobre el. (c) Perforación de los sondeos para a situar el explosivo.

(e) Explosivo de baja energía con fulminante eléctrico.


49

La geometría de adquisición vino determinada, en último término, por las pruebas de

campo. El perfil PS-1 se adquirió con tiros simétricos ya que esta disposición permite determinar

mejor la velocidad de los refractores y es aconsejable en el caso de capas reflectoras con

geometrías irregulares. Pero, como se demostrará en el Capítulo V, se descartó este tipo de

adquisición para los perfiles PS-2 y PS-3 debido a la gran presencia de las ondas superficiales

(GR) y ondas guiadas halladas en los registros; las cuales enmascaran ampliamente la ventana

temporal de las reflexiones de interés. Así, para estos dos últimos perfiles se disparó con tiros en

cola, con una distancia de 12.5 m desde el punto de tiro al primer geófono (‘offset’ mínimo) y un

avance de disparo de 5 m, coincidiendo con la distancia entre los geófonos. La Tabla III.1

presenta la información más significativa de la adquisición de datos.

Geometría: PS-1 PS-2 PS-3 longitud total 2405 m 857 m 385 m Número total de estaciones 480 169 78 Espaciado entre estaciones 5 m 5 m 5 m Número total de disparos 481 149 74 Espaciado entre disparos 5 m 5 m 5 m Número total de CDP 959 338 172 Espaciado entre trazas CDP 2.5 m 2.5 m 2.5 m Cobertura CDP 24 24 24 Número total de trazas 23082 7152 3552

Información de cada registro Núm de trazas/registro 48 Longitud de los datos 1000 ms Muestreo temporal 0.1 ms Núm. de muestras/canal 5000 Filtro pasa bajas 8 Hz Butterworth Filtro pasa altas 1000 Hz Butterworth Filtro antialias No

Tabla III.1 Información general de los parámetros de adquisición de los tres perfiles sísmicos

superficiales.


50

CAPÍTULO IV

PROCESADO DE DATOS SÍSMICOS DE REFLEXIÓN

En el procesamiento de datos de sísmica superficial se utilizan los mismos algoritmos,

incluso el mismo paquete de computación, que en sísmica profunda. En particular, esta

memoria se ha desarrollado con un paquete comercial de Landmark Inc. (PROMAX, V.7).

El procesamiento consiste en la elección y posterior aplicación de los parámetros y

algoritmos de tratamiento adecuados a los datos sísmicos adquiridos en el campo (datos brutos)

con el fin de obtener secciones sísmicas de calidad. El objetivo fundamental de todo procesado

multiseñal es aislar en los registros las reflexiones de los otros eventos sísmicos que se

superponen a ellas (ruido ambiental, GR, onda aérea, etc.). Actualmente, debido al gran

incremento del volumen de datos (mayor capacidad instrumental) y al desarrollo de nuevos

algoritmos (mayor potencia de cálculo), el dominio de las técnicas de procesado es un pilar

básico de la prospección geofísica.

Otro factor decisivo en sísmica de alta resolución que afecta al procesamiento es la

necesidad de preservar las altas frecuencias ya que las estructuras geológicas superficiales están

en el límite de la detectabilidad sísmica y la aplicación de filtros para suprimir los eventos que

no pertenecen a reflexiones caen, a menudo, en el mismo rango de frecuencias, de manera que

cualquier disminución de este rango supone una menor definición de la sección sísmica.

Es también un precepto que todo algoritmo empleado durante el procesado debe

preservar el máximo posible las reflexiones originales, de manera que su aplicación no se

superponga a éstas creando "artefactos" que puedan considerarse como falsas reflexiones.


51

IV.I SECUENCIA CONVENCIONAL DE PROCESO DE DATOS

Desde el momento en que los datos de campo (registros sísmicos) son introducidos en

una estación de trabajo5 la secuencia de procesado comienza su desarrollo. Según Yilmaz (2001),

hay tres etapas en el procesado de datos: 1) La etapa de pre-apilamiento; en donde una de las

operaciones más significativas es la deconvolución. 2) La etapa de apilamiento; con el análisis de

velocidad como punto fundamental. Y 3) la etapa de post-apilamiento; siendo la migración uno

de los algoritmos finales que se aplican. En cada uno de estas etapas intervienen una serie de

tratamientos fijos, mientras que hay otros algoritmos que se pueden aplicar en cualquier

momento del procesado (filtrado, escalado de amplitud, etc.). En la Figura IV.1 se presenta el

esquema de la secuencia básica de procesado.

TRATAMIENTOS DE PRE-APILAMIENTO

1. ALMACENAMIENTO

Los datos de campo son grabados en diferentes tipos de formatos, que deben ser

compatibles con el software utilizado. A partir de 1990 el subcomité de la S. E. G. de “Aguas

subterráneas e Ingeniería Geofísica” propuso un formato estándar para todos los datos

adquiridos con sísmica y radar del subsuelo, de aquí surgieron el formato SEG-2 para sísmica

superficial, y el SEG-Y para sísmica profunda; entre otros.

5 Debido al gran volumen de datos, el procesado se realiza normalmente en estaciones de trabajo y bajo un entorno UNIX


52

Figura IV.1 Secuencia básica del procesamiento de datos sísmicos de reflexión.

CINTAS DE CAMPO

GEOMETRÍA

EDICIÓN

CORRECCION NMO/ ANALISIS DE VELOCIDAD

APILAMIENTO

EDICIÓN POST-APILAMIENTO

Trace Kill/Reverse

Correcciones de Amplitud

Picking

Filtrado

Mute

Filtrado

Migración

Deconvolución

Deconvolución

CORRECCIONES ESTÁTICAS

Paso a Profundidad

Apilamiento

Post-Apilamiento

Pre Apilamiento


53

2. DEFINICIÓN Y ESTABLECIMIENTO DE LA GEOMETRÍA

En primer lugar, es esencial definir correctamente las coordenadas (X, Y, Z) de cada una

de las estaciones (fuentes y receptores), así como algunas otras características como el ‘offset’ y el

azimut entre otras. Algunos de estos datos deben ser introducidos manualmente, mientras que

otros ya se encuentran en las cabeceras (‘headers’) de los ficheros de cada registro sísmico. Una

vez definida la geometría de la línea sísmica se procede a su implantación de manera que cada

traza de cada uno de los tiros de campo queda perfectamente ubicada.

3. EDICIÓN DE LOS REGISTROS

Durante la adquisición de datos, se pone mucho empeño en que el registro sísmico sea

de alta calidad ya que esta parte del procesado es la más importante de todo el flujo de

tratamiento de los datos; dado que los resultados posteriores van a depender del buen

aislamiento de las reflexiones. A continuación se presenta las etapas más significativas de este

paso.

Proceso Descripción

Eliminación de trazas

(‘kill trace’)

Se excluyen, total o parcialmente, aquellas trazas que presentan

ruido o malas conexiones. El malfuncionamiento del geófono

implica la perdida de una traza (Brouwer, 1998).

Cambio de polaridad

(‘reverse trace’)

Algunas trazas suelen presentar cambios de polaridad debido a

efectos de sitio o de intercambio de conexiones.

Lecturas de las primeras

llegadas

En sísmica de reflexión se emplean estas lecturas para el cálculo

de las correcciones estáticas. En el caso específico de la sísmica

superficial, el conjunto de estas lecturas también se utiliza para

calcular el campo de velocidades de refracción y así obtener un

primer modelo del subsuelo.


54

(a) (b)

Figura IV.2 Ejemplo de un tiro de campo (a) en el que se observan las trazas con alto contenido de ruido

que deben ser eliminadas (b) en la primera fase del procesamiento. Tiro correspondiente al

perfil PS-1. Espaciado entre trazas 5 m.

(a) (b)

Figura IV.3 (a) Lectura de las primeras llegadas y (b) detalle del ‘picking’. Con esta información se

procede a realizar un estudio de refracción de las capas más superficiales. Registro

correspondientes al perfil PS-1. Espaciado entre trazas 5 m.


55


Eliminación de las

refracciones (top mute)

Las señales de primeras llegadas correspondientes a las

refracciones deben eliminarse o de lo contrario se superpondrán

con las reflexiones. Mientras en sísmica profunda este aspecto es

sencillo, en sísmica superficial se convierte en un minucioso

proceso debido a la corta distancia temporal entre ambos trenes de

ondas. Su no eliminación también puede producir artefactos; por

ejemplo, si en la etapa inicial se ejecuta un algoritmo dependiente

de la amplitud, el cálculo de los parámetros de ganancia estará

afectado por las altas amplitudes que caracterizan a las primeras

refracciones (Dobrin, 1988).

Borrado directo por zonas

(‘Surgical and bottom mute’)

A menudo hay eventos sísmicos que a pesar del tratamiento

aplicado es imposible eliminarlos del todo, entonces se hace

necesario suprimir estos trenes de onda mediante borrado directo.

Este fenómeno suele presentarse cuando los registros poseen ondas

superficiales en fuerte ‘aliassing’, u ondas aéreas fuertes.

(a) (b)

Figura IV.4 (b) Efecto de la eliminación directa de la onda aérea y de las primeras refracciones en un

registro. (a) El mismo registro previo borrado de esta onda. Datos procedentes del perfil

sísmico PS-1. (Espaciado entre geófonos de 5 m y muestreo de 0.1 ms).


56


Aplicación de filtros: El objetivo del filtrado es eliminar el ruido y resaltar los eventos de

reflexión. Los filtros, por lo general, operan sobre las bases de la

frecuencia y la amplitud de las trazas, aunque también se pueden

usar filtros que actúan sobre su coherencia o su longitud de onda.

Análisis espectrales

Los análisis espectrales de los registros se utilizan para elegir los

tipos de filtro y sus parámetros.

Paso-Banda. Es uno de los filtros más empleados, tiene como finalidad dejar

pasar la señal en una banda limitada de frecuencias de manera que

se aceptan las frecuencias que contienen energía de reflexión

coherente y se rechazan aquellas frecuencias asociadas al ruido

sísmico (ondas superficiales, aérea, ruido ambiental, etc.).

Filtro F-K

Este tipo de filtro es útil para eliminar el ruido coherente que

presenta una tendencia lineal. Se le conoce también como filtro de

velocidad ya que en el espacio en que opera (número de onda,

frecuencia), se discriminan los distintos eventos por estar alineados

según rectas cuyas pendientes definen las distintas velocidades. De

esta forma los eventos lineales de baja velocidad (GR u onda aérea)

se hallan con ángulos menores respondiendo a las bajas

velocidades, mientras que las reflexiones, se localizan en sectores

angulares mayores.


57

Figura IV.5 Antes de aplicar cualquier filtro es necesario realizar el estudio espectral de los registros a

fin de caracterizar cada uno de los eventos presentes. La figura muestra el contenido de

frecuencia para una ventana temporal en donde se superponen ondas superficiales a la

reflexión. Registro perteneciente al perfil PS-1.

(a) (b) (c) (d)

Figura IV.6 Otro análisis que suele hacerse antes de aplicar un filtro pasa-banda es la descomposición

de los registros en bandas de frecuencia a fin de determinar el ancho óptimo en donde se

sitúan las reflexiones. En este caso se diseñó un filtro paso-banda de Ormsby. Puede

Tiro campo


58

observarse como ni en la banda baja de frecuencias (a), ni en la banda alta (c) no hay

señales de reflexión. Registro perteneciente al perfil PS-1.

(a) (b)

Figura IV.7 Análisis de las frecuencias espaciales. (a) Registro de campo. (b) Espectro en el espacio F-K

en donde se han marcado los eventos más significativos, según la nomenclatura: GR =

‘Ground roll’, A = Onda aérea, D = Onda directa. Nótese el ‘aliasing’ de la onda aérea y del

GR.

Figura IV.8 Efecto sobre el registro después de filtrar por número de onda y frecuencia los eventos

atribuidos a ruido (GR, A y D). El filtro que se ha aplicado es de tipo trapezoidal (trazo


59

negro) y consiste en dejar pasar las frecuencias y números de onda contenidas dentro del

trapecio.

4. APLICACIÓN DE CORRECCIONES ESTÁTICAS

En sísmica superficial, las frecuencias generadas son mucho más elevadas que las

observadas en sísmica profunda, por tanto el tiempo de viaje a través de la capa meteorizada

puede cubrir varios ciclos del tren de ondas sísmico. Normalmente esta primera capa está

caracterizada por ser altamente heterogénea, por poseer bajas velocidades y por presentar un

relieve irregular. Estas características influyen en las trayectorias de los rayos de manera que se

hace preciso corregirlas a fin de obtener el buen emplazamiento, en profundidad, de los

reflectores de interés.

El principal objetivo es ajustar el tiempo de viaje, al que se observaría si la fuente y los

receptores estuvieran ubicados al mismo nivel, sobre el plano de referencia por debajo de la capa

meteorizada (generalmente constituida por rocas y materiales no consolidados, de forma que su

espesor varía desde cero hasta unos cuantos metros). Hay dos formas de determinar el espesor y

la velocidad de la capa meteorizada, midiendo directamente a través de un tiro de verificación o,

lo más usual en sísmica superficial, calculándolos mediante refracciones estáticas: Los tiempos

de primeras llegadas atribuidos a la capa meteorizada definen las curvas Distancia-Tiempo a

partir de las cuales se calcula la profundidad y la velocidad de esta primera superficie. Una vez

caracterizada esta superficie, se elige el nivel del datum y se calculan los intervalos de tiempo

que deben corregirse para cada rayo de la línea sísmica (figuras IV.9 y IV.10).


60

(a)

(b)

(c)

Figura IV.9 Cálculo de las correcciones estáticas de refracción. (a) Curvas espacio-tiempo construidas

para el perfil PS-1. (b) deducción de la velocidad para la capa meteorizada y (c) cálculo de

su profundidad.

Elevación

Capa meteorizada

Dromocronas para la rama derecha de los registros

Dromocronas para la rama izquierda de los registros

Velocidad de la capa de meteorizada


61

Figura IV.10 Curvas de correcciones estáticas y residuales para las posiciones de las fuentes y los

receptores. En el eje de las abscisas se hallan las posiciones de los geófonos en coordenadas

de estación sensora y en el eje de las ordenadas los tiempos de corrección en ms. Estos

tiempos son los que deben aplicarse a cada traza sísmica para corregir el efector del tránsito

de los rayos a través de la capa meteorizada. Nótese que hay dos contribuciones: una

debida a la posición de la fuente (porción de rayo incidente) y otra debida a la posición del

geófono (porción del rayo emergente). Conjunto de datos perteneciente al perfil PS-1.

5. CORRECCIONES DE AMPLITUD

La amplitud de los datos sísmicos varía dentro de un amplio rango debido al efecto que

sobre ella tienen los coeficientes de reflexión y el decaimiento de la energía con la distancia

(divergencia esférica); sin mencionar las posibles pérdidas en la transmisión de los datos o la

atenuación intrínseca. Para compensar todos estos factores se aplican varios tipos de algoritmos,

Correcciones estáticas debidas

Correcciones estáticas residuales


62

basados cada uno de ellos en criterios específicos. Entre ellos los más usados en sísmica

superficial son:


Control de ganancia

programada (PGC)

Es la corrección de amplitud más simple y consiste en asignar un

valor predefinido a los datos. Se calcula el inverso de la envolvente

de la traza (curva que une los picos de las trazas) de manera que al

aplicar esta relación se corrige el decaimiento de la amplitud.

Puede aplicarse tanto a los tiros como a las secciones apiladas, con

el fin de preservar las variaciones relativas de amplitud en la

dirección horizontal.

Control de ganancia

automática (AGC)

El es una de las funciones de ganancias más utilizadas. Se obtiene

calculando el valor medio (o promedio absoluto) de la amplitud

dentro de una ventana específica de tiempo, luego se obtiene la

relación entre el valor RMS deseado y el promedio antes calculado.

Este escalar es asignado a la función de ganancia la cual se aplicada

a cada muestra o traza dentro de la ventana temporal elegida.

Corrección de amplitud por

divergencia esférica (TAR)

El objetivo de esta corrección es reconstruir las amplitudes debido

a la absorción de los materiales y al decaimiento del frente de onda

con la distancia


63

(a) (b)

Figura IV.11 (a) Tiro de campo sin procesar. (b) El mismo tiro en donde se ha corregido por divergencia

(1/d), nótese el aumento de amplitud de las bajas frecuencias.

6. DECONVOLUCIÓN

La deconvolución puede ser aplicada en las diferentes etapas del procesamiento, es un

algoritmo que se utiliza con el fin de aumentar la resolución temporal de las reflexiones (Figura

IV.11). Ello se consigue invirtiendo una ondícula básica y convolucionándola con cada traza

(sismograma) (Brouwer, 1998), el resultado es una compresión de la señal. Existen varios tipos

de ondículas sobre las cuales se opera; por ejemplo el tipo delta de Dirac (‘spike’) que tiende a

convertir los lóbulos de reflexión en picos.


64

(a) (b)

Figura IV.12 (a) Registros de campo pertenecientes al glaciar Johnsons (Artártida) (b) Los mismos

registros después del borrado de las refracciones, de la aplicación de un balance de

amplitud y de una deconvolución seguida de un filtro pasa-banda [13].

TRATAMIENTOS DE APILAMIENTO

7. ORDENAMIENTO CMP

Una vez editados los tiros de campos, se procede a realizar un reordenamiento de las

trazas sísmicas en conjuntos de punto reflector común o CMP (‘Common MidPoint’). Este

ordenamiento consiste en agrupar las trazas que por geometría pertenecen a un mismo punto

medio entre una fuente y un receptor determinado. Se deduce, por construcción, que el

espaciado entre CMP es la mitad el espaciado entre geófonos y que las reflexiones en estos

conjuntos poseen también trayectorias hiperbólicas.

8. APLICACIÓN DE CORRECCIONES DINÁMICAS (NMO)

En este nuevo orden, todas las trazas pertenecientes a un mismo punto reflector dan

cuenta de las mismas características reflectivas y por tanto, pueden sumarse para obtener una


65

traza resultante (traza CMP) que posee mejor relación señal/ruido. Tal es el objeto de la

ordenación en conjuntos CMP. Pero para ello, antes del apilamiento (o suma de las trazas CMP)

la trayectoria hiperbólica de los eventos de reflexión debe ser transformada, en el eje del tiempo,

en una línea horizontal (paso a ‘offset’ cero) de manera que todas las trazas al ser sumadas

estarán en fase. A este paso se le conoce como corrección NMO (‘Normal Move Out’) y la forma

de conseguir dicha alineación es mediante la asignación de la velocidad de la trayectoria de

reflexión (Figura IV.12-a).

9. ANÁLISIS DE VELOCIDAD

En función de proveer una relación señal/ruido mejorada, la sísmica de cobertura

multicanal requiere información acertada sobre la velocidad del subsuelo, la cual es obtenida

mediante un análisis de velocidad (Figura IV.13). Este proceso se realiza sobre conjuntos o

grupos de conjuntos de CMP determinados. El resultado del análisis es un campo de

velocidades que se usará en el apilamiento para obtener la sección sísmica. Cuando hay poca

precisión en el establecimiento de las velocidades de reflexión, la calidad de la sección apilada

puede degradarse, ya que las reflexiones no se suman coherentemente (Dobrin, 1988).

10. APILAMIENTO

Con los resultados del análisis de velocidad y una vez aplicadas las correcciones NMO se

procede, mediante la suma, a obtener la sección sísmica. Así pues, una sección sísmica está

formada por todas las trazas CMP y representa una imagen de los reflectores presentes en el

subsuelo en ‘offset’ cero y modo tiempo doble. Esta sección obtenida aún no es la definitiva, si no

que aún deben realizarse determinados tratamientos cuyo número de aplicación, al igual que

ocurre con la edición de los tiros, depende en última instancia de la calidad de los datos.


66

Figura IV.13 Ejemplo de análisis de velocidad (cuenca evaporítica de Cardona (Teixidò, 2004)). (a)

Conjunto CMP sobre el que se está realizando las correcciones NMO a partir de la ley de

velocidades descrita en (c). (b) Sección apilada con el campo de velocidades (d). En (c) los

puntos de máxima semejanza son los guías sobre los que se hace la corrección NMO que

finalmente va a dar como resultado el campo de velocidades.

TRATAMIENTOS DE POST-APILAMIENTO

11. PROCESAMIENTO POST-APILAMIENTO

Por lo general, una secuencia de procesamiento post-apilamiento incluye la

deconvolución para recuperar las altas frecuencias perdidas durante el apilamiento y para

suprimir las reverberaciones y múltiples de periodo corto. También suele aplicarse un filtro pasa

banda para eliminar el ruido asociado a bajas y altas frecuencias generado (y/o residual) en el

apilamiento. Finalmente, suele introducirse algún tipo de ganancia de amplitud a fin de lograr

(b) (c)(a)

(d)


67

una mejor visualización. En el capítulo siguiente se muestran los diferentes flujos de procesados

aplicados a cada sección sísmica y los resultados obtenidos.

12. MIGRACIÓN

Es un proceso que se aplica para corregir las difracciones que se producen en una sección

sísmica debido a un relieve brusco de algún reflector. Su objetivo es, pues, reubicar esta energía

a su verdadera posición y ello se realiza provocando el colapso de estas difracciones actuando

en sentido opuesto.

Entre los principales algoritmos se encuentran la migración de Kirchhoff (Yilmaz, 2001),

se basa en la solución integral de la ecuación de onda. La respuesta a un punto de difracción es

una hipérbola definida por una determinada velocidad y por tanto la suma sobre su inversa

coloca en fase a la difracción. La migración de Stolt (Yilmaz, 2001) transforma los datos a un

seudo-dominio de profundidad para aproximar a una velocidad constante de la tierra, luego

reubica la energía en el dominio de la frecuencia-numero de onda filtrando la velocidad de

conversión. Posteriormente los datos son convertidos de nuevo al dominio del tiempo.

En la presente memoria se ha utilizado la migración en los perfiles PS-2 y PS-3, en el

siguiente capítulo se presentan los resultados y una valoración de su aplicación.

13. CONVERSIÓN A PROFUNDIDAD

Las secciones sísmicas están en tiempo doble debido a que cada rayo reflejado ha hecho

el viaje de ida (incidencia) y vuelta (reflexión). El punto final del procesado es proporcionar una

referencia a profundidad de estas imágenes sísmicas. A los geólogos que están acostumbrados a

trabajar con secciones sísmicas les es fácil pasar mentalmente del tiempo doble en donde se

detecta un reflector, a la profundidad aproximada que le tocaría (profundidad equivalente).


68

Para ello se elige algunos de los reflectores más potentes de la sección (reflectores guías) y se les

calcula la profundidad de forma individual, considerando las velocidades de apilamiento.

En sísmica superficial suele realizarse una conversión a profundidad de la totalidad de la

sección si en el subsuelo investigado no hay un contraste fuerte entre las velocidades de los

materiales. Para ello se aplica una conversión con velocidad constante a fin de que no se

distorsionen las frecuencias; obteniéndose una imagen en profundidad bastante aproximada

(Teixidò, 2000). Pero cuando existe un contraste fuerte esta estrategia ya no es posible y las

técnicas que se proponen para obtener referencias de profundidad deben basarse en la

información de sondeos mecánicos y/o en el campo de velocidades de refracción. En el próximo

capítulo se muestran las estrategias utilizadas para convertir las secciones sísmicas a

profundidad.


69

CAPÍTULO V

PROCESAMIENTO ESPECÍFICO DE LAS LÍNEAS SÍSMICAS

En el presente capítulo se procede a describir los diferentes flujos de procesado

utilizados para la obtención de las tres secciones de reflexión. La característica fundamental de

este procesamiento ha sido la dificultad en la elección de los algoritmos y su secuencia de

aplicación para obtener secciones “admisibles” a partir de datos de mala calidad. Este ha sido el

reto central del estudio: el usar diferentes técnicas y estrategias de procesado para i) aislar las

reflexiones de los otros eventos presentes en los registros de campo (pre-apilamiento) y ii) para

obtener imágenes sísmicas de la mejor calidad posible (post-apilamiento).

Como se irá demostrando, la mala calidad de los datos de campo ha sido debida a las

características del subsuelo. En el Capítulo III, cuando se presentó la geología de la zona de

estudio, ya se apuntó que el complejo turbidítico de Ainsa estaba formado por litologías

altamente compactadas constituidas por margas que usualmente deslizan talud abajo y por

cuerpos conglomeráticos arenosos y calcareníticos de carácter turbidítico. Al estar la capa

meteorizada (de baja velocidad) en contacto con estos materiales compactos, el primer

coeficiente de reflexión que se produce es tan alto que buena parte de la energía sísmica se

queda atrapada en superficie generando un alto contenido en ondas de superficie y ondas

guiadas, produciendo un decremento de la energía transmita hacia las capas inferiores.

En este escenario, el primer perfil (PS-1) se realizó como prueba y a partir de los

resultados obtenidos se plantearon los dos siguientes (PS-2 y PS-3). Adelantar que un punto

crucial en la mejora de la calidad de los registros de campo ha sido la adquisición con geometría

de tiro en cola (realizada en los perfiles PS-2 y PS-3); puesto que las reflexiones quedan menos


70

superpuestas a los otros eventos (ondas superficiales, onda aérea, onda guiada, ruido ambiental,

etc.).

V. 1 PROCESADO DEL PERFIL PS-1

El perfil PS-1 se adquirió con geometría tiro simétrico dado a que se aconseja este

dispositivo cuando el relieve de las capas se presume altamente irregular; de acuerdo con la

información geológica de la zona.

La característica fundamental de los tiros de campo fue el fuerte solapamiento de los

trenes de las ondas de refracción, de las ondas superficiales (GR) y de las ondas guiadas con las

reflexiones (Figura V.1).

Figura V.1 Registro tipo del perfil PS-1, correspondiente al tiro 260. Espaciado entre trazas 5m y

ventana temporal de 500 ms. Este registro muestra la mala calidad de los datos

caracterizada por una serie de trenes de onda que se superponen a las reflexiones.

Refracciones

Reflexiones

Ondas guiadas

GR

Onda aérea


71

Este fuerte solapamiento conllevó la realización de un detallado análisis espectral y del

espacio F-K (frecuencia-número de onda) en una amplia selección de registros a fin de poder

caracterizar los distintos trenes de ondas y así aislar las reflexiones. Los resultados obtenidos

fueron un fuerte ‘aliasing’ de la onda aérea y de las ondas guiadas; lo cual pronostica la

dificultad de su supresión mediante filtraje. Después de distintas pruebas, se optó por dos tipos

de tratamientos: i) un primero de carácter más conservador (Figura V.2) en donde el algoritmo

decisivo consistió en la aplicación de un filtro espacial bidimensional (2D) que realiza un filtrado

de la señal aplicando criterios de continuidad de fase para las distintas frecuencias en una

ventana temporal y un rango de trazas determinado. Y ii) un segundo procesado más restrictivo

(Figura V.3), en donde se añadió una corrección estática por elevación y una deconvolución

predictiva (con una longitud del operador temporal corta de 20 ms y una ventana temporal de

predicción de 10 ms).

(a)


72

– Edición de los tiros para el flujo 1- Establecimiento de la Geometría Eliminación de trazas defectuosas Cambio de la polaridad de las trazas invertidas Identificación de los diferentes trenes de onda Eliminación de las ondas de refracción para su borrado directo Eliminación parcial de las ondas superficiales y guiadas mediante un filtro F-K (polígono arbitrario) Filtrado espacial 2-D para eliminar los trenes de onda residuales. Remuestreo de los datos para corregir el efecto de los filtradosFiltro Pasa-banda (Ormsby: 30-40-210-220 Hz) Ganancia automática, (300 ms)

(b)

Figura V.2 Flujo del primer tratamiento de pre-apilamiento del perfil PS-1. (a) Datos de campo y (b) el

resultado del tratamiento después de aplicar el flujo de tratamiento. Nótese que aún no se

ha conseguido eliminar del todo el tren de las ondas guiadas y parte de la onda aérea se

realizó mediante borrado directo.


73

– Edición de los tiros para el flujo 2- –

Correcciones estáticas por Elevación Deconvolución Predictiva (fase mínima) para aumentar la resolución temporal y eliminar múltiples Filtro Paso-banda (30-40-210-220)

Figura V.3 Ejemplo de la aplicación del segundo flujo de procesado con el fin de eliminar el tren de

ondas guiadas que quedaban residentes después de la aplicación del flujo anterior.

Debido al fuerte ‘aliasing’, y como puede apreciarse en las dos figuras anteriores, aún

quedó residente parte de los harmónicos de las ondas aéreas y guiadas, pero su eliminación

completa hubiese supuesto también una eliminación de las reflexiones. En el segundo

tratamiento se realizó el cálculo de las correcciones estáticas causadas por la topografía, sin

embargo se comprobó que las correcciones estáticas residuales no supusieron una mejora la

continuidad de las reflexiones.

Para el análisis de velocidad (Figura V.4) se utilizó un método interactivo basado en la

máxima semejanza de velocidades RMS para el apilamiento de las distintas reflexiones de los

conjuntos CDP; aplicando un 30% de tolerancia para los tramos hiperbólicos.


74

Dado que se contaba con dos grupos de datos provenientes de los dos flujos de edición,

se procedió a crear dos secciones apiladas (Figura V.5).

Figura V.4 Campo de velocidades RMS utilizado en la realización del apilamiento de las trazas del

perfil PS-1. Se ha colocado el campo de velocidades sobre la sección sísmica resultante del

apilamiento.

(a)


75

(b)

Observando la figura anterior se aprecia que en ambas secciones las improntas de las

ondas aérea y guiadas remantes en los tiros casi se han eliminado, ello es debido a las

correcciones NMO que alinean las trayectorias hiperbólicas de reflexión mientras que desfasan

los eventos lineales (trenes de onda aérea y guiadas). Una vez realizadas estas correcciones y

cuando se produce el apilamiento, los eventos en fase (reflexiones) se suman constructivamente

en la traza CDP, mientras que para los lineales la suma es destructiva.

El objetivo de la edición de las secciones sísmicas apiladas consiste en eliminar el ruido

residual y potenciar las capas reflectoras. Para la sección proveniente del primer procesado se

diseñó un filtro F-K definido por los abanicos ± 200-1000 m/s y ± 30-50 Hz seguido de un filtro

paso-banda (Butterworth de fase cero y trapecio de 40 Hz-24 dB/oct. - 210-24 dB/oct) a fin de

paliar el efecto de distorsión de frecuencias producido durante la etapa de apilamiento. Con el

objeto de aumentar la resolución temporal y eliminar los "ecos" aún residentes, se aplicó una

deconvolución predictiva y un filtro de coherencia (dentro de la banda de 30-210 Hz y

efectuando el análisis de coherencia dividiendo la banda en 40 intervalos) que actúa

aumentando la relación señal/ruido.

Figura V.5

Fragmento de secciones sísmicas

del perfil PS-1 para ambos

procesados. (a) Corresponde al

primer conjunto de datos; mientras

que (b)corresponde al segundo

tratamiento más restrictivo.


76

Para el segundo grupo de datos se aplicó un flujo de procesado post-apilamiento similar

al anterior, sin embargo la diferencia radicó en que en lugar de aplicar un filtro F-K se realizó

una ponderación entre trazas (‘Trace Mixing’) de manera que cada traza es compensada con sus

dos adyacentes.

Como algoritmo final, en ambos conjuntos se aplicó una restitución de amplitudes a fin

de compensar por los efectos de decaimiento de amplitud por dispersión geométrica del frente

de ondas. El resultado de la edición de las secciones editadas se presenta en la Figura V.6.

La semejanza entre los dos conjuntos indica que los algoritmos aplicados no han creado

artefactos y han conseguido respetar los reflectores. En este punto se ha optado por elegir como

definitiva la sección resultante del primer flujo (Lámina V.1) ya que muestra mejores rasgos

geométricos de los reflectores. Ello ha sido debido a que el flujo de tratamiento ha sido menos

restrictivo durante la etapa de pre-apilamiento y ha preservado mayor ancho de banda (sobre

todo para las bajas frecuencias) de forma que se ha dispuesto de una mayor resolución (Yilmaz,

2001).


77

(a)

(b)

Figura V.6 Fragmentos de las secciones editadas provenientes del primero (a) y del segundo (b)

tratamiento. La semejanza entre ambos conjuntos indica que los algoritmos aplicados no

han creado artefactos y han conseguido respetar los reflectores. Se ha elegido como sección

definitiva la resultante del primer flujo (a) ya que muestra mayores rasgos geométricos de

los reflectores debido a que el tratamiento ha sido menos restrictivo durante la etapa de pre-

apilamiento y ha preservado más el ancho de banda de frecuencias.


78

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79

V.2 PROCESADO DEL PERFIL SÍSMICO PS-2

El tratamiento pre-apilamiento del perfil PS-2 ha sido, esencialmente, igual que el

descrito en el perfil PS-1, pero en este caso la adquisición de datos con dispositivo de tiro en cola

ha facilitado el aislamiento de las reflexiones (Figura V.7).

Figura V.7 Registro tipo del perfil PS-2, correspondiente al tiro 80. Espaciado entre trazas 5m y ventana

temporal de 350 ms. Este registro muestra una mejora de la calidad de los datos, en donde

las reflexiones se aíslan un poco más de los trenes de onda considerados como ruido.

Al igual que en perfil anterior, después de varias pruebas se operó con dos flujos de

tratamiento. En el primer procesado se optó por un filtro F-K en forma de abanico y una

deconvolución predictiva (con longitud del operador de 40 ms y ventana de predicción de 20

Refracciones

Reflexiones

Ondas guiadas GR


80

ms) acompañada de un filtro espacial 2D y un filtro paso-banda (Figura V.8). Mientras que en el

segundo tratamiento la deconvolución y el filtro espacial 2D fueron sustituidos por un filtrado

de las señales mediante blanqueado espectral, que tiene como función añadir ruido blanco al

espectro de amplitud con el fin de aproximar los eventos de reflexión a un ‘spike’ (Figura V.9).

(a)

– Edición de los tiros del flujo 1- Establecimiento de la Geometría Eliminación de trazas defectuosas Cambio de la polaridad de las trazas invertidas Identificación de los diferentes trenes de onda Eliminación de las ondas de refracción para su borrado directo Eliminación parcial de las ondas superficiales y guiadas con filtro F-K (abanico)

Correcciones estáticas por Elevación Filtro espacial 2-D para eliminar los trenes de onda residuales.Remuestreo de los datos para corregir el efecto de los filtradosDeconvolución Predictiva Filtro Pasa-banda (Ormsby: 20-30-220-230 Hz) Ganancia automática (250 ms)


81

(b)

Figura V.8 Flujo del primer tratamiento de pre-apilamiento del perfil PS-2. (a) Datos de campo y (b) el

resultado del tratamiento después de aplicar el flujo.

– Edición de los tiros del flujo 2- Establecimiento de la Geometría Eliminación de trazas defectuosas Cambio de la polaridad de las trazas invertidas Identificación de los diferentes trenes de onda Eliminación de las ondas de refracción para su borrado directo Eliminación parcial de las ondas superficiales y guiadas con filtro F-K (abanico)

Correcciones por Elevación Blanqueado espectral Filtro Pasa-banda (Ormsby: 20-30-220-230 Hz) Ganancia automática (250 ms)


82

(b)

Figura V.9 Ejemplo del efecto del segundo flujo de procesado, más restrictivo, con el fin de eliminar el

tren de ondas guiadas que quedaban residentes después de la aplicación del flujo anterior

(b).

Después de los respectivos análisis de velocidad, se han obtenido las correspondientes

secciones sísmicas en las cuales vuelve a ponerse de manifiesto el distinto contenido de

frecuencias (ancho de banda) producto del procesado más restrictivo (Figura V.10).

En el procesamiento de post-apilamiento se realizaron distintas pruebas de tratamiento

en ambos conjuntos optándose por aplicar un filtro F-K (± 400-1000 m/s y 30 - 50 Hz) para

eliminar el ruido lineal residual, una ponderación de trazas, un blanqueado espectral y un filtro

pasa-banda. Para este perfil también se eligió la sección sísmica resultante del primer

procesado, pero en este caso como se apreciaban rasgos causados por difracciones en la parte

inferior de la sección, se aplicó una migración de Stolk (Yilmaz, 2001); con un rango máximo de

frecuencias de 220Hz a una velocidad constante de 400 m/s. El resultado final se muestra en la

Lámina V.2


83

(a)

(b)

Figura V.10 Fragmentos de las secciones sísmicas del perfil PS-2 producto de ambos procesados. (a)

Corresponde al primer conjunto de datos (más conservador); mientras que (b) corresponde

al segundo tratamiento más restrictivo. Nótese como en la segunda sección hay menos

contenido de bajas frecuencias.


84

PS-2

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V.2

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azas

CM

P di

stan

2.5

m e

ntre

sí.


85

V.3 PROCESADO DEL PERFIL SÍSMICO PS-3

Los registros sísmicos de este perfil poseen las mismas características, en cuanto a ruido

sísmico (ondas guiadas, aéreas, superficiales, etc) que los del perfil anterior (PS-2). La diferencia

más significativa estriba que en la parte central los tiros presentaban velocidades aparentes más

bajas de manera que los distintos trenes de onda quedaban más separados facilitando el

tratamiento de pre-apilamiento (Figura V.11).

Dado que este perfil es el más corto en longitud de los tres adquiridos y en la sección

apilada se constató una pérdida de señal en su parte central se procedió a aumentar la

coherencia de los reflectores creando trazas sintéticas intermedias a las trazas CDP (Figura V.12).

Esta estrategia debe usarse con cautela ya que de lo contrario puede falsearse la sección sísmica,

en este caso su aplicación está justificada dado que la corta distancia entre las trazas reales (2.5

m) no puede dejar margen de variaciones significativas de las geometrías de los reflectores

(buzamientos, fallas, etc.).

El procesado post-apilamiento consistió en la aplicación de los siguientes algoritmos

clásicos: migración de Stolk (F-K), deconvolución predictiva, filtro de coherencia y

reestablecimiento de amplitud (solo corrección por dB/ms). El resultado final se muestra en la

Lámina V.3


86

(a)

– Edición de los tiros del flujo 1- Establecimiento de la Geometría Eliminación de trazas defectuosas Cambio de la polaridad de las trazas invertidas Identificación de los diferentes trenes de onda Eliminación de las ondas de refracción para su borrado directo Eliminación parcial de las ondas superficiales y guiadas con filtro F-K (abanico; ± 500-1500 m/s y 20-40 Hz)

Correcciones por Elevación Filtro de Blanqueo espectral. Filtro Pasa-banda (Ormsby: 30-40-220-230 Hz) Ganancia automática (300 ms) Nueva longitud de traza a 500 ms

(b)

Figura V.11 Flujo del tratamiento de pre-apilamiento aplicado al perfil PS-3. (a) Datos de campo y (b) el

resultado del tratamiento después de aplicar el flujo de tratamiento.


87

(a)

Algoritmo usado para la creación de trazas sintéticas

Interpolación de Trazas F-X Mínimo numero CDP 5 Números de pendientes 7 Longitud de ventana 3 Mínima longitud de ventana 3 Solapamiento 2 Frecuencia mas baja 20. Frecuencia mas alta 250. Porcentaje de Tolerancia 1.

(b)

Figura V.12 (a) Sección sísmica resultante del apilamiento y (b) la misma sección después de crear trazas

sintéticas intermedias. Nótese como esta estrategia mejora la coherencia de las capas

reflectoras.


88

PS-3

N

NE

Lám

ina

V.3

S

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ón s

ísm

ica

de re

flexi

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el p

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PS-

3. L

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azas

CM

P di

stan

2.5

m e

ntre

sí.


89

V.4 REFRACCIONES DE LOS PERFILES SÍSMICOS

De forma paralela, se llevaron a cabo los cálculos de refracción de cada perfil sísmico a

partir de los tiempos de las primeras llegadas. Este análisis se realizó con un paquete de

computación específico (Rayfract V2.47; 2003) que además de obtener las soluciones clásicas

(métodos de ‘Delay Time’, GRMP y ‘Plus minus’), calcula el campo de velocidades V(X, Z)

aplicando el método Delta T-V de tomografía sísmica (véase A.2).

En la tabla V.1 se muestran los valores de ajuste obtenidos para las velocidades medidas

de las domocronas y las obtenidas mediante el cálculo.

PS-1 PS-2 PS-3

Diferencia mediana entre la velocidad calculada y la

observada (%)....................................................................................

2,5

1,2

6,5

Desviación Estándar del cálculo de la velocidad (%).................. 3,7 1,3 9,8

Error medio entre el tiempo observado y el calculado (ms)....... 1.27 2.38 3.86

( )nt

2

2∑ ∆ .............................................................................................. 1.35 4.70 11

Error máximo ente tiempos medidos y calculados (ms)............ 10.17 11.01 10.3

Error máximo corresponde a la traza X/del tiro Y..................... 37/147 47/135 35/50

Número de lecturas realizadas....................................................... 22 389 6 515 2 514

Tabla V .1 Parámetros de ajuste del cálculo de refracción de los perfiles sísmicos.

En las figuras V.13, V.14 y V.15 se presentan los resultados obtenidos. Tal y como se

indicó en el antes; en sísmica superficial, se recomienda realizar este tipo de análisis dado que

así se dispone de más información del terreno. Nótese como en los perfiles PS-1 y PS-2 se ha

detectado una capa de alta velocidad situada a pocos metros que ha actuado de conductor de los

rayos críticos imposibilitando una inspección a mayor profundidad. Característica que ya se

había observado durante el análisis de los registro.


69

Figura V.13 Campo de velocidades obtenido para el perfil PS-1. La información más detallada de los

sondeos que se presentan en al Anexo 3.

020

040

060

080

010

0012

0014

0016

0018

0020

0022

0024

00

-30

-20

-1001020

SWN

E

Long

itud

(m)

Profundidad (m)

500

1000

1500

2000

2500

3000

3500

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4500

5000

5500

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cida

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(m

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L-1

L-2

A-1

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A-1

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Reg

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L-1

Regi

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L-2

Reg

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són

ico

PS-1


70

Figura V.14 Campo de velocidades obtenido para el perfil PS-2.

Long

itud

(m)

Profundidad (m)A

-3S

SW

NN

E

050

100

150

200

250

300

350

400

450

500

550

600

650

700

750

800

-60

-40

-200

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poc

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1000

1500

2000

2500

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3500

4000

4500

5000

Aum

ento

del

gra

do d

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mpa

ctac

ión


71

Figura V.15 Campo de velocidades obtenido para el perfil PS-3.

Long

itud

(m)

A-2

EW

Profundidad (m)

Vel

ocid

ad d

e la

s on

das

P

(m/s

)

050

100

150

200

250

300

350

400

450

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-40

-200

500

1000

1500

2000

2500

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3500

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4500

5000

5500

Zo

na n

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ble

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Deb

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mpi

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Are

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Are

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A-2

PS

-3


78

V.5 UTILIZACIÓN DE LOS REGISTROS SÓNICOS DEL PERFIL PS-1

Puesto que se dispone de la información de 4 registros sónicos pertenecientes a los

sondeos mecánicos de investigación realizados a lo largo del perfil PS-1; se han aprovechado

estos resultados para obtener una idea de la profundidad a la que se encuentran los reflectores

más prominentes. La metodología seguida ha consistido en los pasos que se describen en la

Figura V.16.

- Edición del registro sónico (1) - Cálculo de los niveles de impedancia acústica (2) - Cálculo de los coeficientes de reflexión (3) - Cálculo de la traza sintética (4) a partir de la serie de reflectividad (la traza se ha generado con una

ondícula de Rickter de fase cero y de 180 Hz de

frecuencia)

- Cálculo del tiempo de transito (5) (necesario para

pasar la traza sintética en profundidad a la traza

sintética en tiempo doble de reflexión) - Obtención del registro sónico y de la traza sintética

en modo tiempo doble (6) - Comparación del la traza sintética con las trazas CDP

más próximas al sondeo (7)


79

(1) (2) (3) (4) (5)

(6) (7)

Figura V.16 Proceso de cálculo seguido para obtener la traza sísmica sintética correspondiente al

registro sónico del sondeo A-1. Una vez obtenida la traza (6), esta se compara con la porción


80

de sección sísmica PS-1 correspondiente a las cercanías del sondeo (7). En este caso puede

comprobarse como el reflector más potente de la sección situado entre 30 - 40 ms, se puede

relacionar con el lóbulo de la traza sintética centrado a los 40 ms. Teniendo en cuenta (4),

este gran cambio se situaría en torno los 90 – 100 m de profundidad.

En las figuras siguientes (V.17, V.18 y V.19) se presentan los resultados obtenidos para

los restantes sondeos. Como se verá el siguiente capítulo, esta información ha sido básica a la

hora de realizar la interpretación geofísica de los perfiles. Un dato a tener en cuenta es que para

realizar estos modelos no se ha dispuesto del registro sónico completo, si no que solo se ha

podido utilizar un número discreto de medidas. Ello conlleva una menor fiabilidad a la hora de

operar con estas informaciones.

(1) (2) (3) (4) (5)


81

(6) (7)

Figura V.17 Proceso de cálculo seguido para obtener la traza sísmica sintética correspondiente al

registro sónico del sondeo A-2. Una vez obtenida la traza (6), esta se compara con la porción

de sección sísmica PS-1 correspondiente a las cercanías del sondeo (7). En este caso puede

comprobarse como las reflexiones alternantes de la sección situadas entre 25 - 55 ms, se

correlacionarían con los lóbulos de la traza sintética comprendidos entre los 15 – 45 ms.

Teniendo en cuenta (4), este gran cambio se situaría en torno los 80 – 85 m de profundidad.

El desfase de 10 ms entre ambas trazas puede explicarse por el hecho de que el sondeo A-1

queda unos 20 m alejado (en dirección norte) del perfil.

(1) (2) (3) (4) (5)


82

(6) (7)

Figura V.18 Proceso de cálculo seguido para obtener la traza sísmica sintética correspondiente al registro

sónico del sondeo L-1. Una vez obtenida la traza (6), esta se compara con la porción de sección

sísmica PS-1 correspondiente a las cercanías del sondeo (7). En este caso puede comprobarse

como la reflexión doble de la sección situada entre 55 - 70 ms, se correlacionaría con los dos

lóbulos de la traza sintética comprendidos entre los 20 – 30 ms; que según (4), se situaría en

torno los 50 – 70 m de profundidad. El desfase de 35 ms entre ambas trazas puede explicarse

por el hecho de que el sondeo L-1 queda unos 50 m alejado del perfil.

(1) (2) (3) (4) (5)


83

(6) (7)

Figura VI.19 Proceso de cálculo seguido para obtener la traza sísmica sintética correspondiente al registro

sónico del sondeo L-2. Una vez obtenida la traza (6), esta se compara con la porción de sección

sísmica PS-1 correspondiente a las cercanías del sondeo (7). En este caso la correlación es

dificultosa ya que no se observa ningún rasgo significativo. El único comentario interpretativo

es que en (6) la amplitud de la traza se halla ampliada de manera que correspondería a una

zona de bajo contraste sísmico; como se desprende del registro sísmico. Este hecho estaría de

acuerdo con el poco carácter reflectivo de la sección en este tramo final.


84

CAPÍTULO VI

INTERPRETACIÓN GEOFÍSICA DE LAS SECCIONES SÍSMICAS

El presente capítulo representa un ensayo de interpretación de los datos sísmicos

obtenidos, en ningún caso se ha pretendido realizar una interpretación geológica puesto que no

es objeto de este trabajo de investigación. El motivo de su inclusión se debe a que se ha

considerado como un ejercicio de cómo los datos geofísicos se relacionan entre sí y aportan una

visión complementaria a la información geológica.

Se comprobará que se ha seguido la misma metodología interpretativa para los tres

perfiles sísmicos: i) se ha usado la información geológica de los sondeos, ii) los perfiles de

refracción y, iii) para el perfil PS-1 los datos de los registros sónicos.

Aparte de los resultados obtenidos en el capítulo anterior (secciones de reflexión, perfiles

de refracción y datos sónicos de los sondeos mecánicos), y a fin de ayudar a la interpretación, se

han construido una serie de imágenes de las secciones sísmicas (figuras VI.1, VI.2 y VI.3) que

enfatizan los rasgos más significativos.

VI.1 INTERPRETACIÓN DEL PERFIL PS-1 (Lámina VI.1)

Este ha sido el primer perfil que se ha abordado puesto que transcurre en la zona donde

se dispone de más información. Debido a las limitaciones del área de dibujo, en la lámina VI.1

no pueden apreciarse con demasiado detalle ciertas morfologías de los reflectores.


85

Tanto las velocidades halladas en el perfil de refracción (entre 4000 y 5000 m/s) como los

registros sónicos de los sondeos ponen de manifiesto que esta zona de estudio está formada por

materiales altamente compactados.

En las columnas litológicas de los sondeos se han marcado dos grandes unidades: una

superior (amarilla) en donde predominan materiales arenosos y una inferior (azul) en donde

predominan las lutitas. En los registros sónicos se ha observado que la transición entre estas dos

unidades origina un fuerte coeficiente de reflexión, lo que debe traducirse en un fuerte reflector

en la sección sísmica. Las trazas sintéticas han permitido correlacionar este reflector con el de la

sección sísmica situado entre 40 y 60 ms (Figura VI.1).


80

Imag

en s

ísm

ica

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81

Figura VI.2 Diferentes imágenes sísmicas de la sección del perfil PS-2 para resaltar rasgos significativos.

Imag

en s

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82

Figura VI.3 Diferentes imágenes sísmicas de la sección del perfil PS-3 para resaltar rasgos

significativos.

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es.


83

Tanto en las imágenes sísmicas de la Figura VI.1 como en la lámina se constata que en el

extremo Sur y en el centro de la sección este reflector guía pierde su coherencia; indicando zonas

en donde los materiales pueden estar más desorganizados. Por debajo de él, también pueden

apreciarse cortas reflexiones hiperbólicas que indicarían derrubios dentro del tramo de las

lutitas. Así mismo, la profundidad equivalente también se ha calculado en base a este reflector

situándolo entre los 70 y 100 m aproximadamente. Más allá de los 150 –200 ms se pierde la

energía, la relación señal/ruido decrece y la sección no es interpretable.


Las imágenes sísmicas de la Figura VI.2 muestran un importante paquete reflector en la

parte del perfil situado entre los 40 – 80 ms. En este caso las dobles reflexiones son tan fuertes

que han dejado poca energía de tránsito hacia las capas inferiores; traduciéndose en una falta de

señal por debajo de este paquete. Teniendo en cuenta la columna litológica del sondeo A-3 y las

velocidades del perfil de refracción, este paquete reflector puede correlacionarse con el tramo de

arenas (amarillo), mientras que la zona con una menor reflectividad coincidiría con el tramo

lutítico (azul). También se observa que en los extremos en donde el paquete reflector no es tan

potente, las reflexiones son caóticas, pudiendo indicar zonas de materiales desorganizados.


Este corto perfil se realizó transversal al PS-1, con origen en su extremo Sur; justamente

en la zona en donde los reflectores son caóticos. Este rasgo coincide con el origen del perfil en

donde, a parte del efecto de borde debido al procesado, se aprecia también la falta de reflectores


84

coherentes. En las imágenes sísmicas de la Figura VI.3 se detecta un tramo de reflectores

cortados que buzan en dirección Oeste; coincidiendo con la inclinación del techo de la capa de

alta velocidad encontrada en la refracción. Hacia la parte central (187 –287 m lineales) este

paquete parece perderse y vuelve a recuperarse hacia el extremo Oeste. En este la equivalencia a

profundidad se ha calculado en base a los datos del sondeo A-2 y a las velocidades del análisis

de refracción.


85

020

040

060

080

010

0012

0014

0016

0018

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16

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15

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14

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5

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86


87

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sís

mic

a (e

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dob

le) d

el p

erfil

PS-

3.

87


88

CAPITULO VII

CONCLUSIONES

La presente memoria de tesis de pregrado ha consistido en efectuar el procesado de tres

perfiles sísmicos de reflexión de alta resolución. La característica fundamental de estos perfiles

ha sido la mala calidad de los datos de campo debido a las condiciones geológicas de la zona de

estudio. En este contexto, el trabajo ha supuesto la utilización de los emergentes algoritmos

multiseñal para obtener secciones sísmicas de reflexión con la mejor relación señal/ruido

posible. En base al estudio realizado pueden concluirse los siguientes puntos:

- A la hora de diseñar el dispositivo de adquisición de datos de campo, debe considerarse

si existe una capa de gran velocidad (superior a 3000- 4000 m/s) a niveles poco profundos. De

ser así, la toma de datos sísmicos siempre presentará una baja calidad dado que hay gran

contraste de impedancias acústicas entre la capa meteorizada y la compactada produciéndose

una fuerte reflexión de la energía en decremento de la fracción de energía disponible para el

tránsito del rayo hacia las capas inferiores. En esta situación los datos presentaran una baja

relación señal/ruido.

- Cuando se presuma que la adquisición va a ser complicada por los condicionantes

geológicos, siempre es preferible realizar la toma de datos con una geometría de tiro en cola, en

vez de con tiro simétrico, dado que los registros poseerán una ventana temporal más ancha en

donde las hipérbolas de reflexión se solaparán menos con los otros trenes de onda (GR, onda

aérea y ondas guiadas; entre otros). Este hecho se ha puesto de manifiesto al procesar un perfil

adquirido con tiro simétrico (PS-1) y dos perfiles adquiridos (PS-2 y PS-3) con tiro en cola.


89

- El objetivo fundamental del tratamiento multiseñal es la preservación de las reflexiones

y la eliminación de los otros trenes de ondas. Todos los flujos de procesado realizados deben ir

en esta dirección, pero es necesario ejercer un minucioso control de los efectos de los distintos

algoritmos sobre los datos, ya que muy a menudo suelen producirse “artefactos” en las señales

que crean falsas reflexiones. Es por ello preciso ir evaluando cada algoritmo aplicado y se

desaconseja la aplicación de flujos automáticos. La sísmica de reflexión superficial requiere de

esta minuciosidad debido al solapamiento de los distintos trenes de onda del frente sísmico con

el que se opera.

- En cuanto al procesado específico se ha comprobado en todas las pruebas realizadas

que un tratamiento dirigido a preservar el mayor ancho de banda (frecuencias) suele presentar

mejores secciones apiladas que un tratamiento más restrictivo; aunque este segundo haya

conseguido eliminar más ruido sísmico. Ello es debido a que, cuando se dispone de buena

cobertura, el apilamiento de los conjuntos CMP suele colapsar alguno de los trenes lineales

remantes y entonces se prioriza la anchura de banda frente al ruido residual.

- Es evidente que tanto en la etapa de adquisición, como en la de procesado y en la de

interpretación de datos geofísicos se debe tener en cuenta toda la información disponible de la

zona de estudio. Pero en el caso de que ésta fuese limitada, se aconseja realizar una análisis de

refracción dado que en sísmica superficial, normalmente, los campos de velocidades de

refracción se sitúan cercanos a las profundidades de las secciones sísmicas; sobre todo cuando

los materiales por encima del substrato son de velocidades intermedias (1000-3000 m/s).


90

BIBLIOGRAFÍA

Benjumea, B. Prospección sísmica de alta resolución en estructuras geológicas superficiales

y yacimientos arqueológicos. Memoria de Tesis Doctoral, Universidad de Granada,

Granada; 1999.

Brouwer, J., Helbig, K. Shallow High-Resolution Reflection Seismics. Handbook of

Geophysical Exploration, Vol. 19, p. 207, 208; 1998.

De Federico, Alfredo. La Sedimentación de Talud en el Sector Occidental de la Cuenca

Paleógena de Aínsa. UAB Publicaciones de Geología, No. 12, p. 25-35, 1981

Dobrin, M., Savit, C. Introduction to Geophysical Prospecting. McGraw-Hill Book

Company, p. 5, 206-207, 258, 239; 1988.

Holliguer, P & Robertsson, J. Effects of the near-surface enviroment on the upper crustal

seismic reflection image. Tectonophysics, 286, p. 161-169; 1998.

Jones, G. M., Jovanovich, D. B. A ray inversion method for refraction analysis. Geophysics,

Vol. 50, Nº 11, p. 1701-1720; 1985.

Lavergne, Michel. Seismic Methods. Institud Français du Pétrole, p. 160-161; 1989.


91

Mari J.L., Arens G., Chapellier D. et Gaudiani P. Géophysique de Gisement et de Génie

Civil. Éditions Technip, 27 rue Ginoux 75737 Paris, cedex 15 ; 1998.

Sheriff, R. E., Geldart, L. P. Exploración Sismológica VolumenII: Procesamiento e

Interpretación de Datos. Noriega Editores, p. 62; 1991

Souquet, P., Sole Sugrañes, L., Riba, O. 26 Congreso Geológico Internacional en sus

Excursiones por España: La Cadena Alpina de los Pirineos Orientales y Centrales. Instituto

Geológico y minero de España, p. 179-180, 1986.

Steeples D.W., Green A.G., MCEvilly T.V., Miller R.D., Doll W.E. and Rectors J.W. A

workshop examination of shallow seismic reflection surveying. The Leading edge, 16. No.

11, p. 1641-1647; 1997.

Teixido, T. Caracterización del Subsuelo Mediante Sísmica de Reflexión de Alta

Resolución. Memoria de Tesis Doctoral. Universidad de Barcelona; 2000.

Teixido, Teresa. Prospecció geofísica a la llera del riu Cardener, Cardona. Informe GA-203

ICC; 2004.

Telford, W. M., Geldart, L. P. y Sheriff, R. E. Applied Geophysics. Segunda Edición.

Cambridge University Press, p. 139; 1990.


92

Yilmaz, Özdogan. Seismic Data Analysis. Society of Exploration Geophysicits, Vol 1, p. 90-

91, 161-162, 210, 257-258, 290-291, 463-476; 2001.


93

ANEXOS

A.1 TEORÍA DE ECUACIÓN DE ONDA. TIPOS DE ONDAS

A.1.1 Características elásticas de los sólidos (Sheriff, 1991)

El esfuerzo es la fuerza aplicada a un cuerpo que por lo general puede generar una

deformación (cambio en la forma y volumen de un cuerpo).

El esfuerzo es un vector con dimensiones de de fuerza por unidad de área.

S = ∂F/∂A (A1-1)

Si consideramos el cambio de posición de dos puntos de un sólido A y B, después de una

deformación lineal.

Figura A.1

La componente normal en la dirección X se expresa como: εx = ∂u/∂x.

De manera análoga si ∂v es la deformación en la dirección Y y ∂w en Z,

εy = ∂v/∂y εz = ∂w/∂z (A1-2)


94

Si por el contrario, en lugar de aplicar un esfuerzo normal, se plica un esfuerzo de cizalla la

deformación se define como:

εxy = εyx = ∂v/∂x + ∂u/∂y εyz = εzy = ∂w/∂y + ∂v/dz

εzx = εxz = ∂u/∂z + ∂w/∂x (A1-3)

Además de estas deformaciones, el cuerpo esta sujeto a rotación simple respecto a los tres

ejes.

θx = dw/dy – dv/dz θy = du/dz – dv/dx

θz = dv/dx – du/dy (A1-4)

Por tanto, la deformación volumétrica se definirá cuando un cuerpo experimente una

deformación a lo largo de sus tres dimensiones.

∆ = εx + εy + εz (A1-5)

Para calcular las deformaciones cuando se conocen los esfuerzos, se debe conocer la

relación esfuerzo-deformación. Cuando las deformaciones son pequeñas, esta relación esta dada

por la Ley de Hooke. Si se considera un medio isotrópico, la ley de Hooke se expresa como:

σii = λ∆ + 2µεii i = x, y, z (A1-6)

σij = µεij i, j = x, y, z i ≠ j (A1-7)

Las cantidades λ y µ se conocen como constantes de Lamé. Sin embargo, si se considera un

medio en que todos los esfuerzos son ceros, excepto σxx. Si se supone positiva σxx, mientras que

εy y εz son negativas e iguales, se pueden definir el módulo de Young (E) y la relación de Poisson

(σ) como:

E = σxx/εxx (A1-8) σ = - εyy/εxx = - εzz/εxx (A1-9)


95

A.1.2 Ecuación de onda

La forma general de la ecuación de onda que mejor representa la propagación de las ondas

sísmicas a través de la tierra, asume la deformación en tres dimensiones, donde cada

componente del esfuerzo es asociado con la deformación en más de una dirección.

Partiendo de la base que nos ofrecen las ecuaciones de fuerza y presión, F = m⋅a y P =

F/A y realizando varias sustituciones utilizando las ecuaciones A1-1 a A1-9, podemos escribir la

ecuación de movimiento como:

∂F = [S(x + dx)- S(x)] dA = E (∂2u/∂x2)dx dA = ρ (∂2u/∂t2)dx dA (A1-10)

de aquí se obtiene la forma clásica de la ecuación de onda en una plana.

∂2Q/∂x2 = V-2 ∂2Q/∂t2 (A1-11)

donde V es la velocidad de propagación, definida por:

V = [E/ρ]1/2 (A1-12)

La solución a la ecuación A1-10, es:

Q(x,t) = A sin k(Vt – x) (A1-13)

La derivación de la ecuación tridimensional de onda es análoga a la de onda plana

∂2∆/∂x2 + ∂2∆/∂y2 + ∂2∆/∂z2 = [ρ/(λ + 2µ)] ∂2∆/∂t2 (A1-14)

de donde se obtiene la velocidad de propagación de las ondas compresionales (ondas P) y de

cizalla (ondas S):

Vp = [(λ + 2µ)/ρ]1/2 (Α1−15) Vs = [µ /ρ]1/2 (A1-16)


96

A.1.3 Tipos de Onda

En la sección anterior se definió la velocidad de propagación de las llamadas ondas de

cuerpo, sin embargo también se debe considerar otro tipo de onda, las ondas que viajan a través

de una superficie (Figura A.2).

Las ondas P (primarias) son las que van a mayor velocidad, consisten en la transmisión de

compresiones (el movimiento de las partículas se realiza en la dirección de propagación) y se

propagan a través de material sólido o líquido. Las ondas S o de cizalla, se propagan solo a

través de sólidos y el movimiento de las partículas es siempre perpendicular a la dirección de

propagación.

Existe otro tipo de onda, llamadas superficiales debido a que solo se propagan a través de

una superficie libre, este es el caso de las ondas Rayleigh. El movimiento de las partículas es

elíptico retrogrado y se realiza siempre sobre un plano vertical. Su amplitud decrece

exponencialmente con la profundidad y su velocidad es menor que la de las ondas corporales.

U último tipo de onda, usualmente mal ubicado dentro de las ondas superficiales. Las

ondas Love se propagan solo en las capas mas superficiales de la tierra, sin embargo no viajan a

través de una superficie libre, se originan en la interfase de dos medios con propiedades

mecánicas diferentes y el movimiento de las partículas, al igual que en el caso de las ondas S, es

perpendicular a la dirección de propagación.


97

Las ondas P (o de compresión) son ondas

internas que se producen cuando la energía

pasa a través de las partículas moviéndolas

en la dirección de su propagación. Son las

que viajan con más velocidad y se pueden

transmitir a través de medios sólidos o

fluidos.

Las ondas S (o de cizalla) son ondas

internas que se producen cuando la energía

pasa a través del medio moviendo las

partículas en direcciones perpendiculares

(SH y Sv) a la propagación. Son menos

rápidas y este movimiento solo puede darse

en los sólidos.

Las ondas Love Son ondas superficiales que

ocasionan, en las partículas, un movimiento

transversal a la dirección de la propagación.

Son las más rápidas de las superficiales.


98

La flecha indica la dirección de la propagación

Las ondas Rayleigh son ondas superficiales

que presentan un movimiento elíptico

retrógrado sobre el plano vertical; similar al

de las ondas marinas.

Las ondas Rayleigh generadas por los

grandes terremotos son las que causan

daños ya que, a parte de les características

del movimiento del subsuelo, suelen ser las

ondas de mayor amplitud.

Figura A.2


99

A.2 MÉTODO DE INVERSIÓN DE RAYO (Jones, 19985)

El cálculo de los perfiles de refracción se ha realizado de modo paralelo utilizando el

software Rayfract (V2.47) que calcula el campo de velocidades V(X, Z) a partir de los tiempos de

primeras llegadas utilizando el algoritmo de tomografía Delta T-V 6. A grandes rasgos, los pasos

seguidos han sido:

1- Lectura de las primeras llegadas de cada traza para cada uno de los tiros de las líneas

sísmicas (Figura A.3).

2- Determinación de los puntos de inflexión de las curvas espacio-tiempo para definir las

distintas velocidades aparentes.

3- A partir de la combinación entre estas velocidades y sus respectivos puntos de

intercepción sobre el eje espacial, se construye un modelo inicial de distribución de las

velocidades en profundidad que sirve de entrada para el cálculo del trazado de rayos.

4- El método Delta T-V utiliza la ecuación eikonal para este trazado de estos rayos

(Wavepath Eikonal Traveltime). Se calculan tantas trayectorias (así como sus

correspondientes tiempos de trayecto) como parejas emisor-receptor posea la línea sísmica.

El conjunto de tiempos teóricos calculado se compara con los tiempos leídos, de forma que

las diferencias temporales se utilizan para modificar el campo de velocidades. El proceso

iterativo finaliza cuando las diferencias se han minimizado lo suficiente.

A continuación se describe brevemente la base teórica que se utiliza en el trazado de

rayos:

6 El método Delta T-V esta ampliamente explicado por Gebrande y Miller (1985).


100

(a)

(b)

Figura A.3. Curvas espacio-tiempo (dromocronas) construidas a partir de las lecturas de los tiempos de

primeras llegadas. (a) Visión general de todas las dromocronas del perfil PS-1. (b) Detalle de

las 50 primeras estaciones sensoras. Las señales indican los diferentes puntos de inflexión y

definen los intervalos de velocidad aparente. Para el perfil PS-1 se han realizado 22389

lecturas.


101

Considérese la superficie refractante P que separa dos medios con velocidades V1 y V2

(Figura A.4) y se dispara un tiro desde S cuya energía es capturada por varios receptores (R). Si

se toma a SF como la representación del rayo que incide con ángulo límite de reflexión en P,

entonces Xc representa la distancia entre S y R a partir de la cual, para geófonos situados a

distancias mayores (B) se obtienen ondas de cabecera (rayos críticos). El objetivo del método

cálculo es determinar la posición del punto F, para así determinar la superficie refractora que

quedará tanto mejor definida como mayor número de disparos y geófonos disponga el perfil

sísmico.

Figura A.4

Para determinar F consideremos los receptores A y B. tSB el tiempo que tarda en llegar la

onda desde S a B, y S1 una fuente distante desde la cual se miden los tiempos de llegada tS1A y

tS1B en A y B respectivamente.

Si se pueden definir tSB y tS1B - tS1A como

tSB = (SF + GB)/V1 + FG/V2 (1)

tS1A – tS1B = (GB – HA)/V1 + HG/V2 (2)


102

Entonces, tSA = tSB – [tS1B – tS1A] = (SF + HA)/V1 – HF/V2 (3)

Si se consideran los trayectos SDA y SEB, formados por la intersección de los rayos

provenientes de S.

t’SB = (SF + GB)/V1 + (FE + EG)/V1 (4)

t’SA = (SF + HA)/V1 – (DF + HD)/V1 (5)

Ahora, si tSA, tSB, t’SA y t’SB son graficados (Figura A.5) versus la distancia horizontal

desde S y asumiendo que la distancia HG es una recta; se pueden unir mediante líneas rectas los

puntos, entonces la intersección de ambas rectas será la distancia crítica Xc, en un tiempo tSFC.

Una vez que el tiempo y la distancia crítica son conocidos, el punto F puede determinarse

interpolando el rayo SE entre D y E para obtener el punto en el cual el tiempo calculado para

SFC es igual al tiempo tSC.

Figura A.5


103

Para cada disparo pueden ser determinados dos puntos sobre la superficie refractante y

mediante de la unión de estos puntos se puede obtener la forma de la primera capa. Una vez

conocida P, el tiempo de viaje de las fuentes al refractor y del refractor a los receptores puede ser

calculado. La sustracción de estos tiempos a los observados por la onda de cabecera suministra

los tiempos de viaje a lo largo del refractor, de donde la velocidad del refractor puede ser

calculada.


104

A.3 COLUMNAS LITOLÓGICAS

A continuación se presentan las columnas litológicas de los distintos sondeos mecánicos

que se realizaron con extracción de testigo continuo. Su ubicación se presenta en las Figuras IV.4

y IV.5 (Capítulo IV). Una vez obtenida la sección sísmica correspondiente a los perfiles PS-1, PS-

2 y PS-3 estas columnas, junto con el campo de velocidades obtenido por refracción, han servido

de calibración para establecer la conversión del tiempo doble de la sección sísmica a

profundidad.

120

115

110

105

100

95

90

85

80

75

70

65

60

55

50

45

40

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30

25

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225

220

215

210

205

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175

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165

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150

145

140

135

130

125

200

1:500

Figura A.6 Pozo A-1


105

10 0

95

90

8 5

8 0

7 5

7 0

6 5

60

5 5

5 0

4 5

40

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30

25

20

1 5

10

5

0

19 5

19 0

18 5

18 0

17 5

17 0

16 5

16 0

15 5

15 0

14 5

14 0

13 5

13 0

12 5

12 0

115

110

10 5

2 00

2 30

2 25

2 20

2 15

2 10

2 05

2 35

2 40

2 45

2 50

2 55

Figura A.7 Pozo A-2


106

100

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90

85

80

75

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65

60

55

50

45

40

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25

20

15

10

5

0

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190

185

180

175

170

165

160

155

150

145

140

135

130

125

120

115

110

105

200

230

225

220

215

210

205

1:500

235

240

245

250

255

Figura A.8 Pozo A-3


107

100

95

90

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60

55

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15

10

5

0

230

225

220

215

210

205

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175

170

165

160

155

150

145

140

135

130

125

120

115

110

105

100

200

1:500

Figura A.9 Pozo L1


108

sandy mudstone

sandy mudstone

sandy mudstone

100

95

90

85

80

75

70

65

60

55

50

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40

35

30

25

20

15

10

5

0

185

180

175

170

165

160

155

150

145

140

135

130

125

120

115

110

105

100

1:500

Figura A.10 Pozo L2


109

Pozo A-1

A continuación se presenta la litología de cada uno de los sondeos realizados.

Complejo Ainsa 2

0 – 0.75 m Recubrimiento de arcillas y rocas.

0.75 – 4 Margas compactadas.

4 – 24.7 Margas y alternancias de areniscas con estratificación milimétrica.

24.7 – 64.7 Alternancia de margas y areniscas con capas de grosor variable que no

superan el metro.

64.7 – 69.7 Sandy-mudstone con slump.

69.7 – 73 Alternancias de areniscas y margas.

73 – 74.5 Sandy-mudstone con pliegues.

74.5 – 94.5 Alternancia de areniscas y margas con grosor superior a 1m.

94.5 – 96.7 Sandy-mudstone con pliegues.

96.7 – 98 Slump.

98 – 99.3 Sandy-mudstone con pliegues.

99.3 – 101.5 Alternancia de areniscas y margas, las capas de areniscas superan el metro

de espesor.

Complejo Ainsa 1

101.5 – 114.9 Slump.

114.9 – 119 Margas con intercalaciones de areniscas.

119 – 120.5 Slump

120.5 – 123 Margas.

123 – 132 Slump.

132 – 136 Slump.

136 – 145 Margas compactadas.

145 – 151 Margas compactadas con intercalaciones de areniscas.


110

Pozo A-2

0 – 0,6m Relleno.

0.6 – 17 Margas con niveles de areniscas que no superan los 10 cm.

17 – 29 Areniscas.

29 – 33 Debris Flow (arenas y códulos).

33 – 37.2 Alternancia de areniscas y margas.

37.2 – 40 Debris Flow.

40 – 70 Areniscas con intercalaciones de margas.

70 – 142.25 Margas (slump).

142.25 – 144.25 Areniscas.

144.25 – 182 Margas.


185 – 218 Margas.


220 – 250.9 Margas.


111

Pozo L-1

Complejo Ainsa 2

0 – 2.35 m Gravas y materiales arcillosos de río.

2.35 – 13 Arcillas y limos muy compactados.

13 – 20 Arcillas con intercalaciones de capas delgadas con menos del 50% de limo.

20 – 42 Areniscas y arcillas.

42 – 63 Alternancias de arenas y arcillas.

63 – 111 Areniscas compactadas.

111 – 116 Margas slumpizadas.


123 – 207 Margas con intercalaciones de areniscas.

Complejo Ainsa 2

207 – 217 Capas de areniscas y arcillas altarnantes (capas delgadas, en ocasiones 1 m

de areniscas compactadas).

217 – 220 Arcillas y margas estratificadas compactadas.

220 – 226.4 Arcillas y margas estratificadas compactadas.


112

Pozo L-2

0 – 0.25 m Cobertura vegetal.


9 – 16.5 Margas compactadas con pequeñas capas de arenas finas.

16.5 – 35 Margas compactadas alternando con capas de areniscas.

35 – 42 Margas con capas de areniscas.

42 – 73 Margas con capas de areniscas (menores a 50 cm).

73 – 86 Margas con capas de areniscas mas potentes (1 m). En medio sandy-

mudstone.


120 – 124 Margas compactadas con tres capas potentes de areniscas (50 cm).


128 – 131.9 Brechas diagenéticas.

131.9 – 136 Alternancias de margas y capas de areniscas de hasta 50 cm de potencia.

136 – 138.5 Margas compactadas.

138.5 – 147 Slump.

147 – 150.5 Margas y areniscas estratificadas.


152 – 154.5 Slump.

154.5 – 157.2 Margas con intercalaciones de areniscas.

152.2 – 159.5 Margas Compactadas

159.5 – 161.2 Areniscas y Margas.

161.2 – 171.3 Slump.

171.3 – 180.4 Margas compactadas.

180.4 – 183.5 Slump.

183.5 – 186.7 Margas compactadas.


113

A.4 TÉRMINOS TÉRMINOS GEOLÓGICOS USADOS EN LA MEMORIA

▪ ‘Debris flow’: Nombre que se le da a la corriente de derrubios.

▪ ‘Flysch’: Nombre que se da a las formaciones sedimentarias masivas potentes,

mayoritariamente turbidíticas, depositadas en regiones orogénicas antes de su deformación.

▪ Margas: Roca sedimentaria arcillosa que contiene de un 35 a un 65% de carbonato cálcico.

Tiene un aspecto terroso de color variable entre rojizo y blanco, y entre gris oscuro y gris

azulado.

▪ Olitostromo: Depósito sedimentario que consiste en una masa rocosa caótica, contiene

clastos grandes compuestos de material más antiguo que la secuencia sedimentaria

circundante. Tales depósitos se forman generalmente por material deslizado bajo efecto

gravitatorio.

▪ Turbidita: Capa de sedimentos depositados en un solo episodio por una corriente de

turbidez. En su forma más completa puede ser descrita por la secuencia tipo de Bouma. La

repetición de capas de turbiditas puede generar potentes series turbidíticas en zonas de

talud y de llanura abisal.

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