refraccion sismica exposicion

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5/7/2018 refraccion sismica exposicion - slidepdf.com

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República Bolivariana de Venezuela

La Universidad del Zulia

Facultad de Ingeniería

Escuela de GeodesiaDepartamento de Geofísica

Cátedra: Geofísica Aplicada

Integrantes:

Arroyo María Gabriela

Colina Virginia

Guedez Mardelys

Hurtado Nora

Maali Basem

Moncada Luis

Sánchez Dilberth

Soto Daniel

Prospección Sísmica

Por Refracción



ESQUEMA

Introducción

1. Fundamentos teóricos

2. Principios físicos

3. Adquisición de datos

4. Procesamiento de datos

5. Interpretación de datos

6. Aplicaciones del método

7. Caso particular

Conclusión



INTRODUCCIÓN

La aplicación prospectiva del método de sísmica de refracción fue iniciada por Ludger

Mintrop en Alemania en 1914, el método fue aprovechado para fines bélicos(estimación de la distancia de emplazamiento de los cañones enemigos) y, tras laPrimera Guerra Mundial, Mintrop y su equipo comenzaron a aplicarlo con éxito en laexploración petrolera del Golfo de México y otras latitudes. Pero la primera aplicacióndocumentada de este método es aún anterior y tuvo lugar en el observatoriosismológico de Zagreb (Croacia) donde, tras un sismo muy fuerte ocurrido en 1909, seestudiaron los tiempos de llegada de las ondas sísmicas a otros observatorios de paísescercanos. Se observó entonces que, a partir de cierta distancia, las primeras ondasllegaban anticipadamente respecto a lo esperado en su viaje por el camino más corto (ano mucha profundidad dentro de la Tierra). La conclusión del trabajo fue que, a partir dedicha distancia particular, las primeras ondas en llegar eran las que habían descendido,se habían refractado con el ángulo crítico en una interfaz de fuerte contraste deimpedancias acústicas y había viajado por dicha interfaz pero con la velocidad del medioinfrayacente. Para finalmente ascender y llegar hasta cada observatorio lejanoanticipándose al más lento viaje de las ondas directas (que iban con la velocidad delmedio más cercano a la superficie). El sismólogo era Andrija Mohorovicic y esainterfaz fue la primera de importancia encontrada en el interior terrestre: ladiscontinuidad corteza-manto que ahora conocemos abreviadamente como el Moho.

La sísmica de refracción realizó grandes aportaciones a la prospección sísmica en susComienzos. Hasta la década de los 60 fue extremadamente popular, especialmente en la

exploración de cuencas sedimentarias donde condujo al descubrimiento de grandescampos de petróleo; posteriormente quedó relegada por los avances del método dereflexión que proporcionaba una información más detallada. Sin embargo, debido a sumenor coste y al tipo de información que proporciona (campo de velocidades) la sísmicade refracción es un potente método que actualmente se emplea tanto en estudios deestructuras profundas de la corteza terrestre como en estudios del subsuelo másinmediato (ripabilidad, rellenos anisotrópicos, compactación de los materiales, etc.)



1.- Fundamentos teóricos

Esfuerzo Elástico o Tensión (stress), Deformación (strain) y las constantes elásticas

Tensión S se define como la fuerza F por unidad de área A: F/A, donde F es la fuerza

aplicada uniformemente a una pequeña superficie de área.

Presión o tracción se refiere a la tensión dirigida perpendicularmente al área, según seaejercida hacia el cuerpo sobre que actúa (presión) o en sentido contrario (tracción). Lapresión causa un acortamiento en el interior del cuerpo, en que actúa, la tracción produceun alargamiento en el interior del cuerpo, en que actúa.

La deformación longitudinal l es la relación entre el alargamiento o el acortamiento l causado por una tensión y la longitud original l antes de la aplicación de la tensión: l =l/l. La deformación transversal a se define como la relación entre la variación del anchoa causada por una tensión y el ancho primitivo a del cuerpo antes de la aplicación de latensión: a = a/a.

y Coeficiente de Poisson

Cuando un cuerpo se acorta por efecto de una compresión, se alarga en la direcciónperpendicular a la compresión. Un cuerpo alargado por efecto de una tracción, disminuyesu ancho en la dirección perpendicular a la tensión. La relación entre la deformaciónlongitudinal l y la deformación transversal a se denomina coeficiente de Poisson .

=a/ l = (a/a)/(l/l).

Cuando una tensión actúa en un cuerpo en una dirección y el volumen del cuerpo esconstante, elcoeficiente dePoisson tiene suvalor máximoigual a 0,5.

1: Por ejemplo calizas de grano fino, rocas cristalinas.

2: Variando con la porosidad y el estado de meteorización.

Tipo de roca Rango del coeficiente de Poisson s

Roca consolidada, no alterada1 0,2 - 0,3

Roca sedimentaria clástica2 0,02 - 0,05



y Módulo De Young E

En el caso de tensiones de compresión o de tracción, que dan origen a una deformaciónpequeña, la magnitud de esta deformación es proporcional a la tensión según:

E=S/

y Módulo de rigidez o de cizallamiento

El esfuerzo de cizallamiento se denomina la tensión, que actúa paralelamente al área. Elesfuerzo de cizallamiento da origen a una deformación por fractura. La deformación porcizallamiento se expresa por el ángulo de deformación . El ángulo de deformación seforma por la superficie original del área y la superficie deformada por la tensión ejercidaparalelamente al área.

Ondas sísmicas

Las ondas sísmicas son ondas mecánicas y elásticas, puesto que causan deformaciones nopermanentes en el medio, en que se propagan. La deformación se constituye de unaalternancia de compresión y de dilatación de tal manera que las partículas del medio seacercan y se alejan respondiendo a las fuerzas asociadas con las ondas, como por ejemploen un elástico extendido. Su propagación se describe por la ecuación de ondas. Lavelocidad de la onda sísmica depende de los parámetros elásticos del medio, en que sepropaga la onda.

Se distinguen las ondas sísmicas internas y las ondas sísmicas superficiales.

Las ondas internas son

y Ondas p u ondas longitudinales u ondas de compresióny Ondas s u ondas transversales u ondas de cizalla

Las ondas superficiales son por ejemplo

y Ondas de Lovey Ondas de Rayleigh

Ondas p u ondas longitudinales u ondas de compresión

Las partículas de una onda p, longitudinal o de compresión oscilan en la dirección depropagación de la onda. Las ondas p son parecidas a las ondas sonoras ordinarias. Las



ondas p son más rápidas que las ondas s o es decir después un temblor en un observatorioprimeramente llegan las ondas p, secundariamente las ondas s.

Ondas s u ondas transversales u ondas de cizalla

Las partículas de una onda s, transversal o de cizalla oscilan perpendicularmente a ladirección de propagación. Se distingue las ondas sh, cuyas partículas oscilan en el planohorizontal y perpendicular a la dirección de propagación, y las ondas sv, cuyas partículasoscilan en el plano vertical y perpendicular a la dirección de propagación. En las ondas spolarizadas sus partículas oscilan en un único plano perpendicular a su dirección depropagación.

Ondas de Rayleigh

Rayleigh (1885) predijo la presencia de ondas superficiales diseñando matemáticamenteel movimiento de ondas planas en un espacio seminfinito elástico.

Las ondas de Rayleigh causan un movimiento rodante parecido a las ondas del mar y suspartículas se mueven en forma elipsoidal en el plano vertical, que pasa por la dirección depropagación. En la superficie el movimiento de las partículas es retrógrado con respecto alavance de las ondas. La velocidad de las ondas Rayleigh vRayleigh es menor que la velocidadde las ondas s (transversales) y es aproximadamente vRaleigh = 0,9 ´ vs, según DOBRIN(1988).

Ondas de Love

Love (1911) descubrió la onda superficial, que lleva su nombre estudiando el efecto devibraciones elásticas a una capa superficial.

Las ondas de Love requieren la existencia de una capa superficial de menor velocidad encomparación a las formaciones subyacentes o es decir un gradiente de velocidad positivo(velocidad se incrementa) con la profundidad. Las ondas de Love son ondas de cizalla, queoscilan solo en el plano horizontal, es decir las ondas de Love son ondas de cizallahorizontalmente polarizadas. La velocidad de las ondas de Love es aproximadamente vLove = 0,9 ´ vs., según Doyle, (1995).

2.- Principios Físicos

El método de Refracción sísmica se basa en el registro de los frentes de onda, generados

por una fuente artificial de energía, leyendo en los registros los tiempos de los primeros

arribos (first breaks). Éstos pueden deberse a la onda directa o bien a aquellas ondas que

se refractan en el subsuelo con el ángulo crítico, viajan por la interfaz con la velocidad del

medio infrayacente y retornan hacia la superficie como ondas frontales (head waves).



El método se aplica siempre que se encuentren medios con impedancias acústicas (Z=V)

contrastantes, con la condición esencial -d ad a por la Ley d e Snell - d e que el segundo

medio sea de mayor velocidad de tránsito que el primero.

La profundidad de investigación a la que se puede prospectar es aproximadamente 1/3 de

la longitud del tendido de los sismómetros en superficie. El objetivo es determinar

espesores de las capas del subsuelo, sus buzamientos y las velocidades de propagación de

las ondas sísmicas en cada una de ellas.

Los datos de sísmica de refracción adquiridos en el campo se representan mediante el

trazado de una dromocrona (gráfica tiempo-distancia, con rectas como las dibujadas por

Mohorovicic) con el suficiente número de puntos para cada tramo correspondiente a

cada una de las interfaces refractoras buscadas. En las gráficas dromocrónicas se

registran las primeras llegadas de las ondas P a los receptores (primer arribo o first break)

y se representan en función del tiempo y la distancia. Esto nos define puntos, cada uno de

los cuales nos indica la existencia de medios con impedancias acústicas diferentes. La

pendiente de estas rectas representa la inversa de la velocidad en cada medio. La base del

método es la extensión a las ondas sísmicas de la Ley de Snell. Se trabaja con los primeros

arribos de los frentes de onda sísmicos, los cuales incluyen a los siguientes tipos de ondas

compresionales o P:

y Di rectas

y Reflejad asy F rontales, refractadas con el ángulo crítico



De una dromocrónica podemos entonces obtener los siguientes datos:

y Las velocidades correspondientes a cada medio.

y

La profundidad o espesor desde la superficie.

y La primera recta, que parte del origen de coordenadas, representa la ondadirecta, que viaja por la capa más superficial desde el origen de la fuente deenergía hacia los geóponos. Su ecuación es t = x/v1; donde v1 es la velocidad de laprimera capa.

y La segunda recta representa la onda refractada en la interface entre laprimera y la segunda capa. Su ecuación es t = T1 + x/v2, donde v2 es la velocidadde la segunda capa y T1 es el tiempo en el origen de la primera capa. Así mismo,según la Ley de Snell, se verifica que sen ic = v1/v2, donde ic es el ángulo deincidencia.

Es muy importante tener presente que el tiempo de intercepción resulta gráficamente de

la prolongación de la recta 1/V2 hasta el eje de ordenadas, con lo cual eliminamos uno de

los términos de la expresión final antes citada, justamente el que contiene x, y

simplificamos los cálculos.



Definimos consecuentemente la distancia crítica como la mínima distancia a la cual

podemos poner un sismómetro para que reciba la onda frontal (head wave).

3.- Procedimiento de Adquisición de Datos

Antes de explicar éste procedimiento, se debe hacer referencia al instrumental utilizadoen dicho proceso.

I nstrumentos

Detectores:

Existe dos tipos principales de detectores: geófonos e hidrófonos. Los geófonos son unos

transductores que convierten el movimiento vibratorio del terreno en señales eléctricas.

Físicamente están descritos por un oscilador mecánico simple, de un sólo grado de

libertad que comprende una masa, un resorte y un amortiguador viscoso. Eléctricamente

es un oscilador descrito por un sistema RCL. Consta de una bobina y un imán, siendo el

imán la masa inercial. Al paso de una onda, la bobina se mueve con relación al imán,

originando por inducción una corriente eléctrica proporcional a la velocidad del

movimiento relativo. El máximo voltaje que pueden generar no suele pasar de 1 v.

Los geófonos detectan las componentes de un campo vectorial, como lo son el

desplazamiento, la velocidad y la aceleración de las partículas del terreno. La mayoría de

los geófonos usados en prospección sísmica son geófonos de velocidad , esto es, tienen

una respuesta espectral plana a la velocidad de la partícula en una banda usualmente

comprendida entre 10 500 Hz. En sismología se usan sensores para medir la aceleraciónde la partícula (acelerómetros).

La gran mayoría de los geófonos que se fabrican, son geófonos de componente vertical.

Están diseñados para responder sólo a la componente vertical de la velocidad de la

partícula, por eso deben colocarse lo más vertical posible para evitar que pierdan

sensibilidad. Si el terreno está inclinado, como en la ladera de una montaña, de todas

formas deben colocarse verticales según la gravedad, y no perpendiculares al suelo.

Existen también geófonos de componente horizontal, los cuales se usan cuando se desea

registrar preferentemente ondas S. No son de mucha utilidad en prospección porrefracción. También existen geófonos de tres componentes ortogonales: una vertical y dos

horizontales. En realidad se trata de tres geófonos independientes ensamblados dentro de

una misma carcasa. Se usan en reflexión sísmica, sísmica de pozos y sísmica de galerías

para la medición de parámetros elásticos dinámicos.



Los geófonos vienen provistos de un clavo, de unos 5 cm de largo para fijarlos al suelo. El

geófono debe quedar firme al suelo para que se mueva solidario con este, por ello se debe

tener cuidado cuando el suelo es arena suelta, arcilla mojada o tiene una capa de restos

vegetales gruesa. En estos casos debe removerse la arena o los restos vegetales antes de

clavar el geófono. Un clavo extra largo ayuda a mejorar el acople del geófono con el

terreno.

Los hidrófonos son detectores de ondas acústicas en el agua. Son análogos a los

micrófonos de teléfono, que detectan ondas acústicas en el aire. Al paso de una onda

sísmica por el agua se producen variaciones de presión, las cuales inducen una señal

eléctrica en los hidrófonos. La detección se basa en el efecto piezoeléctrico. El campo

registrado es un campo escalar (campo de variación de presión).

Cables de transmisión:

La señal eléctrica generada por los geófonos o hidrófonos es transmitida mediante un

conductor eléctrico hasta el sismógrafo. La señal de cada detector a una distancia dada a

la fuente es independiente de la de otros detectores a otras distancias; por ello, por cada

uno se requiere un par de conductores eléctricos aislados. Cada par de conductores lleva

la señal a un canal de amplificación y registro en el sismógrafo. Por ejemplo, si se tienen

12 geófonos independientes, el cable de geófonos debe tener 24 conductores aislados y el

sismógrafo debe tener 12 canales. Esto es similar a los cables de teléfono.

A intervalos regulares el cable de transmisión tiene conectores o puntos de toma para los

detectores. La conexión entre detectores y el cable puede efectuarse mediante pinzas oenchufes de banana. La distancia entre puntos de conexión es fija de fábrica y se pueden

comprar cables con separación típicas entre tomas de 5 m, 10m, 30m o 50m. Los

conductores eléctricos dentro del cable de transmisión deben estar aislados y blindados.

El blindaje es para evitar que ocurra el paso de la señal de los conductores de un canal a

los de otro por inducción electromagnética (crossfeed). Esto puede suceder si la señal

de un canal es muy fuerte. Igualmente el blindaje contribuye a evitar que el cable de

transmisión se convierta en una gran antena de 60 o 300m de largo que capte señales

electromagnéticas emitidas por estaciones de radio, líneas eléctricas, tormentas

atmosféricas, motores eléctricos, etc.

Sismógrafo:

Los sismógrafos son aparatos electrónicos que amplifican, filtran y registran las señales

generadas por los detectores de ondas sísmicas. Equivalen en cierta forma a un

osciloscopio de múltiples canales.



Los sismógrafos usados actualmente en refracción tienen 12, 24, 48 o 64 canales. Cada

canal recibe una señal eléctrica independiente y tiene su propio módulo de amplificación,

filtrado y memoria. Si un canal se estropea o suprime los demás no quedan afectados.

Los sismógrafos de refracción tienen una ganancia fija en tiempo en el rango de 0 a 90

decibeles, con paso de 6 decibeles. Es posible especificar individualmente la ganancia decada canal en dicho rango.

Disponen de filtros pasobajo, pasoalto, pasabanda, rechazabanda y filtro estrecho (notch)

de 60 Hz. Estos filtros, en la prospección por refracción, están destinados principalmente a

eliminar el ruido ambiental (ruido no generado por la fuente sísmica). Un ruido ambiental

fuerte no permite establecer con seguridad el tiempo de primeras llegadas de las ondas

sísmicas; sin embargo, un filtrado del ruido ambiental también afecta la forma de la señal

sísmica, ya sea haciéndola más suave o provocando que presente más rizos según el tipo

de filtro usado. Ambos efectos son inconvenientes para determinar con exactitud eltiempo de primera llegada.

Los sismógrafos también poseen un monitor en el cual se representan las oscilaciones de

las ondas registradas. En el monitor se pueden observar las señales recibidas de los

detectores en tiempo real, -igual que en un osciloscopio- o las señales grabadas en la

memoria del sismógrafo después de efectuar un registro. La gráfica de las oscilaciones

recibidas en un canal se denomina traza. En el monitor se mostrarán tantas trazas como

canales disponga el sismógrafo.

Los sismógrafos actuales son digitales. Esto implica dos características:

1. La señal eléctrica recibida de cada canal es muestreada a intervalos

regulares de tiempo. Cada muestra es un valor de amplitud de la señal, medido en

microvoltios. De esta forma no se tiene un registro continuo de la señal, como en

una grabación analógica, sino valores numéricos de su amplitud a intervalos de,

por ejemplo, 0.5 milisegundos. Si se efectúa un registro de 1 segundo de duración,

con un intervalo de muestreo de 0.5 milisegundos, entonces se tendrán 2000

valores de amplitud por cada traza.

2. Los valores de amplitud de las muestras sólo pueden ser valores enterosdentro de cierto rango. Es decir, la señal está cuantizada. La representación digital

de amplitudes es en base 2 debido a la lógica binaria de los circuitos electrónicos.

Entonces el rango de valores de amplitud que puede manejar el sismógrafo

dependerá de cuantos bits se usen por muestra. Valores típicos son 8, 10, 12 y 16

bits por muestra. Cuantos más bits, mayor es el rango de amplitudes, menor es la



posibilidad de que una señal supere el valor máximo representable y más costoso

es el sismógrafo.

Los sismógrafos digitales tienen la capacidad de apilar: después que se efectúa un registro,

este queda guardado en la memoria electrónica del sismógrafo, de forma que si se efectúa

un segundo registro este último se puede sumar al anterior, e igualmente se puede hacercon registros sucesivos. Esta técnica se usa para mejorar la relación señal/ruido, es decir:

destacar las ondas de las refracciones y reflexiones con relación al ruido incoherente

ambiental. Si la señal y el ruido mantienen sus características espectrales con el tiempo,

entonces el mejoramiento de la relación señal/ruido será donde n es el número de

registros sumados. De acuerdo a esto, para mejorar la relación señal/ruido dos veces

deben sumarse cuatro registros y para mejorarla tres veces se deben sumar nueve

registros. Este método es útil mientras la relación señal/ruido de cada registro individual

no sea demasiado baja. Si es pequeña, la cantidad de registros a sumar para mejorarla es

tan grande que se torna impráctico. También se debe notar que el mejoramiento esrespecto al ruido incoherente ambiental. Si el ruido es incoherente, y sobre todo si está

asociado a la propia fuente, la suma de registros no mejora la relación señal/ruido.

Dependiendo del sismógrafo, se pueden presentar las trazas en forma de oscilación simple

o con área variable. En modo área variable las deflexiones positivas de las oscilaciones se

rellenan con el fin de ayudar visualmente a seguir las llegadas de ondas de un canal a otro.

El área variable es más útil en registros de reflexión que de refracción.

Se puede tener un registro permanente de varias formas. Una es mediante una impresión

en papel. El sismógrafo lleva incorporado un pequeño impresor el cual puede ser de tipo

térmico o electrostático. Los modelos de los años 70 usaban papel fotosensible y los

primeros sismógrafos de prospección utilizaban película fotográfica, la cual había que

revelar después de la adquisición.

Otra forma conveniente de almacenar los registros sísmicos es mediante una unidad

normal de disquetes de computadora, la cual viene también incorporada al sismógrafo.

Otra forma es transferirlo vía puerto electrónico a una unidad externa de lectura/escritura

de cintas magnéticas o a una computadora.

Actualmente los sismógrafos poseen un procesador de computadora, lo que le permite

procesar los datos en campo en el momento de la adquisición. Los programas necesarios

pueden ser cargados desde una unidad de disco. Algunos de los procesos que pueden

efectuarse son: selección automática de los tiempos de primeras llegadas en refracción,

cálculo de velocidades y espesores, aplicar filtros a las trazas en memoria, realizar análisis

de velocidad en reflexión, etc.



Fuentes:

Para prospección por refracción existen dos fuentes principales de ondas sísmicas:

explosivos y fuentes de impacto.

y Explosivos

Los explosivos proporcionan la mayor cantidad de energía posible requerida en

prospección. Producen un pulso o vibración de corta duración, alta intensidad y fase

mínima, todas ellas con características deseables.

La duración corta del pulso de explosión implica que contiene una banda espectral de

frecuencias ancha y ello es deseable para tener buena resolución y unos tiempos de

primera llegada bien definidos. La alta intensidad es necesaria para poder observar

refracciones de estratos profundos y receptores alejados de la fuente. Cuanto mayor sea

la distancia que tenga que recorrer la onda sísmica desde la fuente hasta el receptor másse atenuará, reduciendo de esta forma la relación señal/ruido. Por ello cuanto más largo

sea el tendido o más atenuante el material se requerirá mayor cantidad de explosivo por

disparo.

Los explosivos son normalmente pólvora negra, dinamita y fulminantes. La pólvora negra

es menos potente, tiene un tiempo de explosión más lento y presenta dificultades para su

manipulación segura; sin embargo es más barata, tiene mejor rendimiento por peso, el

fulminante es sencillo (por ejemplo un bombillo de flash) y requiere menos permisos para

su uso. La dinamita es más segura porque requiere una mayor energía de activación para

iniciar la explosión y además es más potente. Los fulminantes, cuyo fin es detonar

explosivos más potentes como la dinamita, pueden usarse por sí solos como fuente de

energía. Para aumentar su potencia se conectan varios en serie.

Todas las fuentes explosivas deben ser detonadas en un hoyo con el fin de mejorar el

rendimiento de la explosión. No debe olvidarse que el objetivo es lograr generar la mayor

cantidad de ondas elásticas, no volar el suelo. Es mejor la explosión que ocurre sin ningún

efecto visible en la superficie que la que produce un chorro espectacular de tierra. La

carga se aprovechará mejor cuanto mejor confinada esté y más rígido sea el material que

la rodea. Al ocurrir una explosión, los gases se expanden deformando el material delentorno. Hasta cierto radio desde el punto de la explosión la deformación es plástica o

anelástica, la energía se pierde en calor y en romper, comprimir y deformar el material

dentro del rango no elástico. Esta energía no se aprovecha para generar ondas sísmicas. A

partir de cierta distancia, la presión de la explosión disminuye lo suficiente para que los

materiales se deformen dentro del rango que se considera lineal, que es donde comienzan

a propagarse ondas elásticas. Cuanto más rígido sea el material mejor resistirá la presión



de la explosión sin romperse ni deformarse en forma no lineal. También por esta razón las

cargas pequeñas tienen un mejor rendimiento por peso de explosivo, aunque en términos

absolutos generen menos energía.

Unas reglas prácticas para mejorar el rendimiento de la explosión son:

- Excavar el hoyo lo más profundo y estrecho posible. Si la excavación es

manual esto implica una profundidad entre 1.25 y 2.00 m y un diámetro entre 12 y

20 cm. Conviene que el hoyo sea profundo para que la carga explote en material

más compacto y no se pierda tanta energía por proyección de material hacia la

superficie ni en la generación de ondas superficiales.

- Si el nivel freático está presente cerca de la superficie procurar colocar la

carga por debajo del mismo. El suelo saturado presenta mayor resistencia a la

deformación y así más energía de la explosión será invertida en generar ondas

elásticas.

- Compactar el material a material a medida que se entierra la carga y

agregar agua. Esto es para evitar que parte de la energía de la explosión se pierda

en expulsar la tierra hacia la superficie.

- Evitar en lo posible excavar los hoyos en tierra seca, arenosa, suelta, con

grava. En estos casos el rendimiento suele ser muy bajo. Si no se tiene alternativa

entonces procurar saturar el hoyo con abundante agua y taponar el hueco con

arcilla húmeda.

No tapar el hueco con material que contenga piedras, ni colocarle ningún peso encima. Si

sale proyectado el material con la explosión esto podría causar heridas, dañar equipos,

romper vidrios de automóviles. Tampoco utilizar tierra que contenga raíces, plantas o

ramitas porque debilita el taponamiento.

La forma típica de detonar la carga en fuentes sísmicas es mediante el paso de una

corriente eléctrica la cual activa un fulminante y este a su vez la carga explosiva. En el caso

de pólvora el fulminante puede ser un bombillo de flash, que al quemarse prende la

pólvora. Con dinamita el fulminante es una pequeña carga de una sustancia explosiva

activada por un filamento eléctrico que se pone incandescente al pasar la corriente. El

fulminante a su vez proporciona la energía de activación necesaria para la dinamita.

Se denomina tiempo cero al instante en que se activa la fuente sísmica y a partir del cual

se calcula el tiempo de llegada de las ondas sísmicas. El sismógrafo requiere conocer el



instante de la explosión o tiempo cero para iniciar el registro. Esto se le proporciona

mediante la apertura o cierre de un circuito eléctrico o una señal eléctrica.

Una forma consiste en colocar un geófono de referencia cerca del hoyo donde está la

carga. Cuando está explota, el geófono genera una fuerte señal que es enviada mediante

un cable eléctrico hasta el conector para tiempo cero en el sismógrafo. La señal es tomadapor el sismógrafo para iniciar la grabación. La ventaja es su simplicidad. Los

inconvenientes son:

1) Un ruido ambiental fuerte puede iniciar la grabación antes de tiempo.

2) El tiempo cero está retrasado porque las ondas deben viajar desde el fondo del hoyo

hasta el geófono de referencia, este retraso debe ser corregido.

3) El geófono de referencia puede dañarse o perderse si sale proyectado material con la

explosión.

Otra forma consiste en utilizar la señal eléctrica generada al cerrar el circuito eléctrico

para explotar la carga. Esto se realiza mediante una derivación eléctrica en paralelo que se

conecta al circuito de tiempo cero del sismógrafo. Tiene el inconveniente de que el tiempo

cero presenta un adelanto respecto a la explosión, debido a que el explosivo tarda cierto

tiempo en quemarse desde que se cierra el circuito eléctrico. Esto es particularmente

notorio en explosivos lentos como la pólvora, la cual puede tardar hasta 50 ms en

quemarse, mientras que la precisión deseada en los tiempos de primera llegada es del

orden de 1 ó 2 ms. También se presenta retardo en la explosión si las pilas del detonador

se encuentran agotadas, porque entonces el filamento del fulminante tarda más en

alcanzar la temperatura de ignición. Además esta diferencia de tiempo es variable de una

explosión a otra. El problema se reduce si se utiliza explosivos rápidos y baterías de

automóvil para activar la detonación.

Una tercera alternativa es rodear la carga mediante un cable, el cual completa un circuito

eléctrico hasta la conexión de tiempo cero del sismógrafo. Al ocurrir la explosión el cable

se rompe y el circuito eléctrico se abre, siendo esta la señal para que el sismógrafo inicie el

registro. Este método tiene el inconveniente de requerir dos cables que entran al hoyo

con la carga: uno para detonarla y el otro para establecer el tiempo cero. En este caso sedebe poner especial cuidado en identificar los cables para evitar accidentes: si por error se

conecta el cable de detonación al circuito de tiempo cero del sismógrafo éste podría

detonar la carga inesperadamente.

De todas formas, sea cual sea el método para establecer el tiempo cero, cuando se utilizan

explosivos como fuente de energía, las ondas sísmicas siempre se originan con retraso



respecto al instante de la detonación, porque mientras se forma la cavidad explosiva la

deformación del suelo no es elástica. Este retraso es mayor cuanto más blando sea el

terreno. Si se tienen dudas de la certeza del tiempo cero que utiliza el instrumento es

conveniente colocar el sensor del primer canal cerca de la fuente y utilizar la técnica de

ruptura de circuito eléctrico para establecer el tiempo cero. Si todo funciona

correctamente el tiempo de primera llegada en el primer canal debería ser de unos pocos

milisegundos: que es aproximadamente el tiempo necesario para recorrer una distancia

igual a la profundidad del hueco donde se colocó el explosivo. En la práctica debe estar

entre 2 y 5 milisegundos para huecos menores de 2 m.

y Fuentes de impacto

La más simple consiste en un golpe de mandarria sobre una placa metálica. La mandarria

pesa unos 8 Kg. Un golpe de mandarria directamente sobre el suelo no se produciría en la

generación de ondas elásticas, sino en la deformación no elástica del suelo. La placa deacero, que apenas se deforma, reparte la fuerza del golpe en toda la superficie de

contacto con el terreno, por lo que la presión aplicada es relativamente pequeña y de esta

manera la deformación del suelo se mantiene dentro de su rango elástico. Lo que se debe

asegurar es un buen acople entre la placa y el terreno. Para ello se debe aplanar y librar de

vegetación el sitio donde se coloque la placa. Si el suelo presenta cantos o grava es

conveniente crear una cama de arcilla o arena para la placa. Debe procurarse siempre

empapar el suelo con agua en el punto fuente para mejorar el acople.

Otra fuente de impacto consiste en una masa metálica grande (50-100Kg) que se deja

caer desde una altura de unos 2 m. Conviene que la masa tenga una base redonda para

que el impacto sobre el suelo sea uniforme. Presenta algunas dificultades, como son el

transporte y manipulación de la masa y la necesidad de un trípode y sistema de poleas

para alzarla.

El tiempo cero se puede establecer utilizando un geófono de referencia cerca de la

plancha o del punto de impacto. Tiene los inconvenientes del retraso en el tiempo cero, el

de que un ruido ambiental fuerte puede iniciar el registro, y la posibilidad de estropear

accidentalmente el geófono.

Con mandarria se suele utilizar un sensor de impacto o bien un circuito eléctrico especial

que se atornilla o ata firmemente al mango. Cuando la mandarria golpea la placa, el

impacto hace que se cierre el circuito eléctrico, lo cual sirve de señal al sismógrafo para

iniciar el registro.



Ahora bien, el proceso típico de Adquisición de Datos es el siguiente:

1.- Se ubican las líneas sobre el terreno de acuerdo a los mapas y se abren las picas o

rebaja la vegetación para facilitar el movimiento de equipo, cables, detectores, etc.

2.- Se clavan estacas en los sitios donde estarán ubicados los detectores y las fuentes.

3.- Se efectúa un perfil topográfico de las líneas sísmicas sino se dispone de uno adecuado

a partir de los mapas. Suele ser suficiente un perfil de nivelación, con valores de cota en

los puntos donde estarán situados las fuentes y los detectores.

4.- Se abren los hoyos para las cargas sísmicas en caso de utilizarse explosivos como

fuente de energía.

5.- Se extiende el cable de detectores para el primer tendido de la línea sísmica. Cada

toma eléctrica del cable debe caer en la estaca que señala la ubicación de un detector.

6.- Se clavan los detectores en el terreno (geófonos). Luego se conectan a la toma o

conexión eléctrica del cable de detectores, que lleva la señal al sismógrafo.

7.- Se conecta el cable de detectores al sismógrafo.

8.- Se verifica desde el sismógrafo que no existan cortocircuitos en el cable de detectores

o circuitos abiertos por geófonos estropeados o no conectados. Se verifica el nivel de

ruido ambiental.

9.- Se colocan las ganancias y filtros adecuados en cada canal del sismógrafo.

10.- Se entierran las cargas sísmicas en los puntos fuentes del tendido.

11.- Se efectúa la explosión de la carga en uno de los extremos del tendido y se registran

las ondas. Estas quedan almacenadas provisionalmente en la memoria electrónica del

sismógrafo.

12.- Se acomodan las amplitudes de cada traza registrada para facilitar posteriormente la

lectura de los tiempos de primera llegada de las ondas.

13.- Se graban en un medio permanente las trazas. Esto puede ser en papel, disquete ocinta magnética.

14.- Se borra el registro de la memoria del sismógrafo.

15.- Se efectúa la explosión en el otro punto fuente del tendido y se repite de forma

similar el proceso de registro y grabación.



16.- Se mueve el cable de detectores y el sismógrafo a la posición del segundo tendido. Se

sacan los detectores de su posición actual y se colocan en los puntos de recepción del

segundo tendido, repitiendo el proceso seguido en el primer tendido. Esta rutina se

extiende a tendidos y líneas sucesivas.

Debe asegurarse que los detectores queden clavados firmemente al suelo y verticales.

Debe procurarse que queden bien alineados. A veces no es posible clavar un detector en

el lugar asignado, en cuyo caso se puede clavar en otro lugar, preferiblemente

manteniendo la alineación del tendido y se debe anotar la nueva posición a efecto de los

cálculos.

4.- Procesamiento de Datos

El procesamiento de datos de refracción sísmica es relativamente sencillo en comparación

con otros métodos. Existen sismógrafos que efectúan automáticamente el procesamiento

a medida que se van adquiriendo los datos en campo.

E l procesami ento manual i nvolucra:

y Leer los tiempos de primeras llegadas en los registros.

y Representar estos tiempos en gráficos tiempo-distancia (dromocrónicas).

y Agrupar los puntos por alineaciones (ramas) de primeras llegadas. Debe

existir una rama por cada estrato, siempre que no ocurran inversiones de

velocidad o que las capas sean muy delgadas. La primera rama debe corresponder

a los tiempos de llegada de la onda directa y las demás corresponderán a ondas

cónicas provenientes de refractores cada vez más profundos.

De las suposiciones generales del método y de los principios y leyes se derivan los

métodos de análisis de las dromocronas identificadas. Los métodos más comunes son:

tiempos de intercepto, velocidades aparentes, frentes de onda, tiempos de retardo y

trazado de rayos.

Estos métodos están completamente desarrollados y documentados en diversos libros de

geofísica aplicada (p. ej. Jakosky, 1950; Cantos, 1973; Masuda, 1983; Sarria, 1996), y

algunos de ellos han sido implementados en diversos programas de computador para

agilizar los cálculos.



En general, los métodos de interpretación y cálculo en refracción sísmica se diferencian

por las suposiciones que implican y los modelos de suelo que estudian, así como por sus

capacidades de aproximarse mejor a la topografía real de los refractores y al perfil de

velocidades.

A continuación se describen brevemente los métodos.

y Método ABC o método de Heiland: con este método se calcula un punto dela interface por cada detector que reciba primeras llegadas de onda cónica desdelas dos fuentes en los extremos del tendido.

Las coordenadas de un punto R de la interface (figura 7), calculadas con datos deun receptor situado en el punto genérico C, estarán dadas por:

Donde:

XR, ZR: coordenadas de un punto R de la interface

XC, ZC: coordenadas de un receptor en el punto C de la superficietAC: tiempo de primera llegada de onda cónica al receptor en C con fuente en AtBC: tiempo de primera llegada de onda cónica al receptor en C con fuente en BtAB: tiempo total de viaje de la onda cónica entre las fuentes en A y BP1: lentitud de la onda directab: buzamiento en el punto R de la interfaceac: ángulo crítico



Figura 7. Trayectoria de rayos para calcular las coordenadas del punto R de la interface porel método ABC.El ángulo crítico ac y el buzamiento b en el punto R de la interface se calculan utilizandolas siguientes fórmulas, respectivamente:

Donde:

P2A: lentitud aparente de la onda cónica en el punto C con fuente en A

P2B: lentitud aparente de la onda cónica en el punto C con fuente en Bs: ángulo de inclinación del terreno respecto a la horizontal en el punto CEl origen de coordenadas está en la fuente A. La coordenada x de los puntos C y R esparalela a la horizontal topográfica y la coordenada z a la vertical. Las distancias en losgráficos tiempo-distancia de las dromocrónicas se miden desde la fuente A siguiendo elperfil del terreno, sin proyectar a la horizontal. Como consecuencia, en la fórmula delbuzamiento aparece el ángulo de inclinación del relieve, medido en la posición deldetector. Los valores de cotas y pendientes del terreno se obtienen por datos detopografía, los valores de tiempos y lentitudes a partir de las dromocrónicas (figura 8).



y Tiempos de intercepto.

Las ondas originadas en el punto de disparo una vez refractadas en los contactos de losmedios, determinan los tiempos de llegada de las ondas en los geófonos en superficie.

Estos tiempos se incrementan con la distancia y la profundidad de penetración de las

ondas. De la curva t-x, el método utiliza la pendiente de las dromocronas para calcular la

velocidad de los refractores; y los tiempos de intercepto de las dromocronas con el eje del

tiempo para calcular las profundidades. Este método es usado para modelos de un

refractor plano o múltiples refractores planos.

y Velocidades aparentes.

Basándose en el principio de las velocidades aparentes, este método permite laidentificación de velocidades y profundidades para modelos con capas inclinadas

paralelas, utiliza los tiempos de intercepto en el origen de un tendido directo y de su

reverso.

El método supone que la velocidad de cada uno de los estratos es constante (medios

homogéneos) y que la pendiente del refractor también lo es.118

y Frentes de onda.

El método de los frentes de onda es una extensión del Principio de Huygens. Este método

es muy apropiado para describir refractores ondulados. Es un método gráfico que se

apoya en el trazado de frentes de onda provenientes de puntos de disparo conjugados de

tal manera que se pueda definir un punto intermedio en el refractor, tal que la suma de

los tiempos de viaje, entre los puntos de disparo hasta los puntos de emergencia de las



ondas refractadas desde el punto intermedio, sea igual al tiempo total de viaje entre los

puntos de disparo conjugados.

y Tiempos de retardo.

Este es un método útil en el caso de refractores con topografías que no son muyaccidentadas, o que presentan muchas curvaturas.

Utiliza la definición del tiempo de retardo como la diferencia entre el tiempo que requiere

la onda para recorrer la trayectoria ente el punto de disparo y el refractor, con el ángulo

crítico dentro del medio superior y con su propia velocidad, v1 , y el tiempo requerido por

las misma onda para recorrer la proyección de esa misma trayectoria, pero con velocidad

de refractor v2 .

y Trazado de rayos.

Para modelos geológicos complejos, de múltiples capas con refractores de topografía

irregular, el uso de las computadoras para el cálculo y análisis de las curvas t-x se ha

vuelto estratégico en los últimos años.

El método más implementado en los programas especializados de computador es el

trazado de rayos. Éste es un método interactivo e iterativo que debe partir de un modelo

de capas - velocidades y profundidades determinadas - calculado119 a partir de algunos

de los métodos mencionados anteriormente por ejemplo tiempo de retardo -, para

empezar a calcular diferentes modelos a partir del trazado de rayos sísmicos desde los

puntos de disparo.

C uadro comparativo.

En la siguiente página se incluye una comparación de los métodos anteriormente

descritos.



C aso de dos estratos.

Este caso corresponde al de un medio con velocidad v1, que suprayace uno con velocidad

v2, que corresponde a un espacio semi-infinito, separados por una superficie de contacto

plana como se ilustra en la. Sea iC el ángulo de incidencia crítico de las ondas que serefractan.

Tiempos de intercepto: modelo de dos estratos planos



Las ondas generadas en un punto de disparo al extremo del tendido, punto A generarán

unos tiempo llegada primarios según el frente de ondas directas - del medio con velocidad

1 v - y del frente de ondas refractadas del medio de velocidad 2 v -. La curva tiempo

distancia relacionada se muestra en la siguiente figura. El primer tramo corresponde a los

tiempos de llegada de las ondas P directas y el segundo tramo a los tiempos de llegada de

las ondas P refractadas.

En cada tramo, la pendiente corresponde al inverso de la velocidad v1 para la capa

superior y v2 para la capa inferior. La proyección del primer tramo en el eje de las

distancias se conoce como xc, que es la distancia entre el punto de disparo y el sitio en

superficie donde emerge la primera onda refractada, y t0 , es el tiempo transcurrido.

Tiempos de intercepto

En el segundo tramo los tiempos de llegada podrían relacionarse con el ángulo de

incidencia crítico, ic, y la velocidad de la capa en el espacio semi-infinito, v2.

El tiempo de viaje de la onda refractada desde el punto A hasta el punto D es el siguiente

(Sarria, 1996):

Como la proyección vertical del rayo incidente crítico, AB, es igual al espesor de la primera

capa, h, y la proyección horizontal es igual a y como el tiempo de recorrido AB

sería igual al CD, entonces:



Método del intercepto: geometría capas planas.

Y el tiempo de recorrido BC sería:

Donde x, es la distancia desde el punto de disparo (desde A).

De tal manera que el recorrido total estaría dado por la siguiente fórmula:

Aplicando la ley de Snell, se tiene que:



Al hacer 0 = x , en la gráfica de tiempo distancia el tiempo sería el tiempo de intercepto o

t , de tal manera que:

Donde h es la profundidad por debajo del punto de disparo.

C aso de varios estratos.

En el caso de varios estratos planos (Figura 45), la geometría de refracción de las ondas

en los estratos más profundos es un poco más compleja, pero se basa en los principios

expuestos para el caso de dos capas y sus resultados se presentan a continuación:

Donde A, B, y C están dados por:



Modelos para tres refractores.

C aso de un estrato inclinado.

Considérese un modelo de dos capas, la primera con velocidad v1 que suprayace sobre

una capa de extensión semi-infinita. Las capas se encuentran separadas por un contacto

inclinado plano de ángulo 2.

Velocidades aparentes: modelo de un refractor.



Para describir el contacto, o superficie de refracción, basta con determinar las

profundidades en dos puntos. Usualmente se calculan las profundidades debajo de los

puntos de disparo de una línea sísmica directa y una reversa. Las suposiciones del método

son: que la velocidad de los estratos es constante (medios homogéneos) y que lapendiente del refractor también lo es.

Donde AB, BC y CD se definen asi:

Como entonces:

La anterior es la ecuación total del tiempo recorrido entre A y D. Al analizarla para

distancias x variables, que aumentan desde A hacia D, se tiene:



En el caso de un disparo en D, el tiempo de D hacia A estaría dado por la siguiente

fórmula:

Según se definió anteriormente, las velocidades aparentes para el sentido directo - de A

hacia D -, como para el reverso - de D hacia A - están definidas por d t / dx W =

correspondiente con la tangente en el punto de análisis (A ó D).

Las velocidades aparentes entonces, se pueden determinar en función de la V1 y del

ángulo emergente en A = y en D = como se muestra a continuación:

Velocidad Aparente del estrato 1 en el sentido Ascendente =

Velocidad Aparente del estrato 1 en el sentido Descendente =

Ahora bien, sabiendo que los datos conocidos por interpretación de las dromocronas son

V1 , Va1 y Va2 , hay que definir el ángulo crítico 1i y la pendiente del refractor 2 en

términos de estas tres variables conocidas. Por lo tanto en las 2 ecuaciones anteriores se

tendrían solo 2 incógnitas por resolver, 1i y 2. De tal manera que despejando y

resolviendo se tiene que:

Con base en la Ley de Snell para el ángulo crítico, se puede definir la velocidad del estrato

2, en términos de i 1 o de 2 así:



Dos datos adicionales son determinados por las dromocronas identificadas; estos son el

tiempo de intercepto del refractor en los puntos disparo A y D, es decir, el tiempo

ascendente a t1a y el tiempo descendente d t1d. Estos tiempos son iguales a los tiempos

de las ecuaciones [1] y [2] cuando 0 = x.

De tal manera que despejando en cada ecuación en términos de Z1 y < z1 se tiene que:

De tal manera que para obtener las profundidades verticales al refractor desde A y desde

D, basta con calcular las proyecciones de Z1 y z1, así:

C aso de dos estratos inclinados.

El planteamiento geométrico para este caso, que se ilustra en la es similar al anterior, solo

que requiere mayor manejo algebraico, de tal manera que se presentará solamente el

planteamiento general de los tiempos de llegada en cada punto de disparo y las

soluciones



Velocidades aparentes: modelo para dos refractores inclinados.

El punto de partida para el cálculo de dos refractores inclinados, supone haber calculado

previamente el ángulo de inclinación de la primera capa y las velocidades de la primera y

la segunda. Se definen entonces los tiempos de viaje en el sentido ascendente del

refractor 2 ( a T2a ) y en el sentido descendente del mismo refractor ( T2d ), en función de la

distancia x :

Derivando las anteriores ecuaciones con respecto a x y aplicando la Ley de Snell se tiene

que:



Al igual que en el caso de una sola capa al hacer 0 = x, T2d y T2a serían los tiempos de

intercepto en el origen. De tal manera que se puede despejar Z22 y z22 y luego

reemplazarlas, igualando a H2 y h2, se obtienen las profundidades al refractor:

Uno de los problemas encontrados en los métodos de prospección sísmica consiste en la

determinación de las correcciones que se aplican a los datos de refracción sísmica para

poder eliminar los efectos de la capa meteorizada y de altura que se presentan.

Uno de los motivos para aplicar estas correcciones es asegurar una buena imagen en el

proceso sísmico. Sin estas correcciones se pueden producir errores en la elaboración de la

dromocrónica y del modelo geológico.

Correcciones de meteorización: Si la velocidad de las ondas sísmicas en lo sedimentos

situados justos por encima de una capa de referencia profunda es, por ejemplo, cuatro

veces mayor que su velocidad en una capa de baja velocidad a lo largo de la superficie,

cualquier variación en el espesor de la capa de baja velocidad no sería distinguible por su

efecto sobre el tiempo de recorrido de una variación cuatro veces mayor

aproximadamente en la profundidad del horizonte de referencia. De no introducir ningunacorrección, la variación del espesor de la zona meteorizada próxima a la superficie

conduciría fácilmente a estructuras ficticias sobre el horizonte de refracción cuyo plano ha

de levantarse.

Existen varios procedimientos para corregir el efecto de la capa meteorizada. En los

trabajos de refracción, lo más sencillo es en general, eliminar la capa meteorizada



determinando su velocidad y espesor y restar después el tiempo de retardo asociado a

ella del tiempo de interceptación observado. El procedimiento es el siguiente, a lo largo

del perfil se dispone una serie especial de explosiones de refracción, con pequeñas cargas

y muy próxima a los detectores. El espesor t del material de baja velocidad por encima de

la primera discontinuidad de velocidad se calcula a partir de los tiempos de interceptación

empleando la fórmulas de profundidad tiempo de interceptación para el caso de dos

capas. El tiempo de retardo asociado a estas capas de baja velocidad puede ser eliminado

ahora del tiempo de interceptación de la explosión normal de refracción registrada en la

misma posición. Se hace después las correcciones de alturas desde la base de la capa

meteorizada en el extremo de detección de la trayectoria y desde el fondo del pozo de

explosión que, por lo general, atraviesa la capa meteorizada. Por lo tanto, la corrección

total (motorización más altura) que ha de ser restada del tiempo de interceptación es el

tiempo de retardo asociado a la zona meteorizado, más el tiempo de retardo

correspondiente a la capa entre la zona alterada y el plano de referencia, más el tiempo

de retardo desde el fondo del pozo de explosión al plano de referencia. Totalizando estos

tiempos, tendremos:

Corrección total =

El término entre corchetes puede ser simplificado. Quedando reducido a: (e + E h t

2d)

Corrección por meteorización =

Corrección Topográfica: el procedimiento corriente consiste en situar el punto de

explosión y el del detector en el mismo plano imaginario de referencia, restando los

tiempos que necesitaría la onda para desplazarse desde el plano a los verdaderos

emplazamientos del punto de explosión o del detector, si estos últimos están más altos

que el plano de referencia, o sumando los tiempos que serían necesarios si estuvieran más

bajos. El procedimiento es el siguiente, supongamos que tanto el punto de explosión

como el detector estén por encima del plano de referencia, lo que en realidad queremos

es situar el punto de explosión en P, sobre el plano de referencia, directamente por

debajo del pozo de explosión, y el detector en el punto Q. la trayectoria hipotética está



representado por la línea de puntos. La diferencia entre el tiempo de A hasta D a lo largo

de la trayectoria verdadera, y el de P a D siguiendo la trayectoria hipotética, es:

Que es por definición, el tiempo de retardo asociado al capa entre el fondo del pozo de

explosión a la altura (e h) y el plano de referencia a la altura d. este material constituye

una loza horizontal de espesor (e h d). De lo que hemos dicho anteriormente con

relación al tiempo de retardo se deduce que:

De modo análogo, en el extremo del detector, donde la altura es E el tiempo de retardo

asociado con la trayectoria desde la superficie al plano de referencia es:

La suma de estas correcciones del tiempo de retardo debe ser restada del tiempo de

interceptación observado con el fin de situar el punto de explosión y el detector sobre el

plano de referencia. La altura de la explosión es en realidad, la altura de la superficie en la

boca del pozo de explosión e, menos la profundidad de la carga en el pozo h, de modo que

la corrección de la altura final que ha de aplicarse al tiempo de interceptación es:

5.- Principios Generales de la Interpretación de Datos

Una vez construidas las curvas tiempo-distancia (t-x) se procede a su interpretación. La

tarea principal es identificar las secciones de las curvas que pertenecen a un mismo

refractor. El conjunto de puntos que pertenecen a un refractor conforma lo que se

conoce como dromocrona. La identificación de las dromocronas es la parte más

importante de la interpretación de los datos de112 refracción sísmica. Hay algunas

características del subsuelo que se pueden prestar para malas interpretaciones, a saber:

Un cambio de pendiente de la curva T-x no significa necesariamente un cambio de

refractor, sino que puede significar un cambio de pendiente del primer refractor. (p. ej.

Cantos, 1989).



Cuando existe un estrato o una capa delgada de suelo cuya velocidad es menor que la

de la capa superior, no hay refracción crítica, de tal manera que no habría indicios de su

presencia en las primeras llegadas en cada punto de la línea de sísmica. ( p. ej. Sheriff &

Geldart, 1991:282).

Cuando existe una capa demasiado delgada, a pesar de tener velocidades mayores noalcanza a producir primeros arribos por el hecho mismo de ser tan delgada (p. ej. Sheriff &

Geldart, 1991:283, Sarria, 1996).

Hay 5 principios (y/o leyes) generales que conforman la base para la interpretación de un

conjunto de datos de refracción sísmica. Dichos principios que se explican a continuación:

1. Leyes de Snell.

2. Ley de las velocidades aparentes.

La ley de las velocidades aparentes dice que la velocidad con que aparenta transmitirse

una onda en un cierto punto de la superficie del suelo es igual al cociente entre la

velocidad superficial y el seno del ángulo de emergencia, tomados ambos en dicho punto.

Donde el ángulo de emergencia es formado por la onda emergente con la superficie (p. ej.

Cantos, 1973).

Sea un corte vertical del terreno (Figura 38) y un frente de ondas GL llegando a la

superficie en G. Considérese dos rayos infinitamente próximos llegando a dos geófonos G

y ' G separados una distancia x . Sean GA y B G' los tiempos de llegada. La velocidad

con que aparente transmitirse los rayos G y ' G será = ; consideremos

adicionalmente que el frente de ondas se desplaza de L a ' G con su velocidad superficial

V0, donde y como , se obtiene la velocidad aparente a V0 :

La velocidad aparente en el punto A, será la tangente a la dromocrona AB en el punto A,

ya que ya que 0 teniendo finalmente que:



Ley de las velocidades aparentes

3. Principio de reciprocidad.

Este principio establece que el tiempo de propagación de una onda sísmica de un punto A

al B, es el mismo que el de B hacia A. Esto es una consecuencia directa del Principio de

Fermat, o del recorrido de tiempo mínimo. (Cantos, 1980).

Sea la siguiente en donde se han considerado dos refractores. Por el principio de

reciprocidad la prolongación de las dromocronas de un mismo refractor generadas por

puntos de disparo conjugados, por ejemplo dromocrona H-I y K-J, deben interceptar el eje

del tiempo en un mismo valor, es decir T1d=T1a.

Principio de reciprocidad



4. Principio del intercepto en el origen.

Sea un refractor inclinado (Figura 40) y supóngase que desde la superficie se efectúan dos

tiros en O y que se registran las ondas en dos puntos A y D; el principio del tiempo de

intercepto en el origen dice que si se prolongan las dromocronas a y d hasta que cortan

el eje de tiempo Ot los tiempos de intercepto en el origen son iguales (Cantos, 1973).

Tiempo de intercepto en el origen

5. Principio de paralelismo.

Este principio permite deducir las dromocronas relacionadas con puntos de disparo

intermedios entre dos puntos de disparo en los extremos del tendido; o deducir una

dromocrona con un punto de disparo por fuera (alejado) de dos puntos de disparo

complementario (normal y reverso). Este principio funciona idealmente para refractores

horizontales o inclinados planos; en el caso de refractores cóncavos, por ejemplo hacia

arriba para distancias cortas las ondas viajaran por la superficie del refractor, pero para

distancias largas viajaran (más rápido) por dentro del refractor. (Siguiendo el Principio de

Fermat).

Según la figura, la dromocrona intermedia O1HE se puede deducir por simple paralelasde las dos dromocronas complementarias ODE y FG O' a partir del punto de supuesto

disparo O1



Aplicación del principio de paralelismo.

6.- Aplicaciones del Método de Refracción

Fue el primer método aplicado en prospección sísmica y ha dado muchos buenos

resultados en todo el mundo, desde los primeros domos salinos en Texas.

Una de las aplicaciones más importantes ha sido la de conocer la profundidad del

basamento ígneo o metamórfico de las cuencas sedimentarias, donde la velocidad de

tránsito es mucho mayor que en las rocas suprastantes. Incluso es útil para mapear las

cuencas, destacando sus depocentros, áreas marginales, estructuras mayores y principales

fallas, a veces en combinación con datos obtenidos a partir de métodos potenciales

(gravimetría, aeromagnetometría, S.E.V. profundos).

Dentro de una cuenca se puede también hacer la determinación de las velocidades

interválicas y puede entonces obtenerse una ley de velocidades, es decir, una sucesión de

datos de velocidad de las capas -o de los tiempos de tránsito de las ondas a medida que

las atraviesan- en función de su profundidad. Esto puede hacerse a escala de todo el

espesor de cuenca, a una escala menor e incluso con un detalle de pocos metros de

profundidad, según sea el objetivo planteado. Tiene la limitación de que no todas las

interfaces pueden seguirse claramente sobre un perfil y que todas las capas deben tener



velocidades crecientes a mayores profundidades. Si esto no ocurre se produce la omisión

de capas y se determinan espesores por exceso de otras, tal como vimos antes.

Aquí un caso en correspondencia con una perforación para evaluar el emplazamiento de

un supercolisionador.

Otro ejemplo para aplicaciones geotécnicas, en el que vemos ya el resultado final de la

interpretación realizada, donde las velocidades altas se asocian con la presencia de niveles

de basaltos a distintas profundidades y con variable extensión lateral.



También se recurre a los métodos de refracción para arqueología (ruinas enterradas),

ingeniería civil (fundación de diques, puentes), trabajos medioambientales y otros.

Puede aplicarse también en el mar, emitiendo energía desde una fuente sumergida desde

un barco y registrándola en hidrófonos conectados por cable o bien en sonoboyas (con

sonar para medir profundidad) que enviarán la información por radio cuando los perfilesson muy largos, tal como muestra la siguiente ilustración.

Pero el mayor empleo mundial de la sísmica de refracción, lejos, ha sido en el cálculo del

espesor y velocidad de la capa meteorizada para con esos datos poder aplicar las

correcciones estáticas de la sísmica de reflexión profunda.

En general, estos trabajos son especialmente utilizados con fines de prospección y

desarrollo de yacimientos de hidrocarburos.

7.- Caso Particular

El caso presentado es un registro de refracción; en donde se explica el proceso que

conlleva el método de refracción a partir de registros de refracción, pasando por la

selección de los tiempos de llegadas, construcción de dromocrónicas, la interpretación de

la misma; cálculo de las velocidades, obtención del perfil geológico mediante el método

de ABC y la interpretación.



Son los registros de refracción de un tendido de 130 m de longitud; consta de 12 geófonosa lo largo del tendido; a intervalos de 10 m; este registro de refracción tuvo una duración

de 200 ms.

Son los registros de refracción donde se señala los tiempos de primera llegada de la onda

directa y onda cónica. El registro de la izquierda corresponde a la fuente A (distancia entre

la fuente y el primer geófono es de 0m) y el registro de la derecha corresponde a la fuenteB (con distancia al primer geófono es de 130 m)

Tabla Nº 1: se presentan tiempos medidos de primera llegada



Idealmente se no existiera ruido ambiental, no debería existir ninguna oscilación en las

trazas hasta la llegada de una onda directa o una onda cónica; sin embargo, los tiempos

de primeras llegadas están sujetos a incertidumbres debido principalmente a la presencia

de ruido ambiental y a las atenuación de las ondas; por lo que la selección de los tiemposde primeras llegadas en un registro tiene elementos subjetivos debido a esta

incertidumbres (la tabla Nº 1 recoge estos tiempos).

Se construyen las dromocrónicas a partir de la tabla Nº 1

Los puntos en verdes son los tiempos de primera llegada desde la fuente A a cada

receptor (tAX) y los puntos en azul son los tiempos de primera llegadas desde la fuente B

a cada receptor (tBX).

Se realiza la interpretación de las dromocrónicas; donde las alineaciones de los puntos

que componen la gráfica correspondiente a las ondas directas y a las ondas cónicas se le

trazan líneas de ajustes.

AX(m)

0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 130

t AX(ms)

25.

6

38.

8

46.

4

51.

2

67.

6

64.

4

71.

2

78.

4

82.

4

88.

8

95.

2

100

t AX(ms)

100 94.

4

88.

8

81.

6

76.

8

70.

8

65.

6

58 51.

2

45.

6

39.

2

22.

8



Con la dromocrónica interpretada se determinan los siguientes parámetros:

P1A: Pendiente de la recta de ajuste de los tiempos de llegada de la onda directa con

fuente en A

P1B: Pendiente de la recta de ajuste de los tiempos de llegada de la onda directa con

fuente en B

P2A: Pendiente de la recta de ajuste de los tiempos de llegada de la onda cónica con

fuente en A

P2B: Pendiente de la recta de ajuste de los tiempos de llegada de la onda cónica con

fuente en B

TiA: tiempo de intercepto de la resta de ajuste de la onda cónica con fuente en A

tiB: tiempo de intercepto de la resta de ajuste de la onda cónica con fuente en B

tAB: tiempo total de la onda cónica con fuente en A(extrapolando recta de ajuste si no hay

detector en B)

tBA: tiempo total de la onda cónica con fuente en B (extrapolando recta de ajuste si nohay detector en A)

P1A PIB P2A P2B TiA tiB tAB tBA XcA XcB

2.56

ms/m

2.28

ms/m

0.616

ms/m

0.069

ms/m

27.2

ms

27.6

ms

107.4

ms

106.6

ms

14 m 16.5 m



Se calculan las velocidades de las capas:

Se estable la lentitud promedio de la primera capa

P1= P1A+ P1B/2=2.42 ms/M

El inverso de la lentitud promedio es la velocidad promedio.

V1= 1/ P1=413 Ms

V2= (2/((P1²+P2A*P2B) ((P1²-P2A²) * (P1² - P2B²))½))½= 1633 m/s.

Haciendo uso del método ABC obtenemos el perfil del subsuelo; basados en los

parámetros calculados a partir de la dromocrónica interpretadas

AX ZX tAX tBX tiX XR ZR H

0 20.3

10 20 25.6 100

20 19.6 38.8 94.4 26.2 20 14 -5.6

30 18.9 40.4 88.8 28.8 30 12.9 -6.0

40 18.4 51.2 81.6 25.6 40 12 -5.0

50 17.6 57.6 76.8 27.4 50 11.7 -5.9

60 16.9 64.4 70.8 28.2 60 10.9 -6.0

70 16.6 71.2 65.6 29.8 70 10.2 -6.4

80 16.2 78.4 58 29.4 80 9.9 -6.3

90 15.8 82.4 51.2 26.6 90 10.1 -5.7

100 15.3 88.8 45.6 27.4 100 9.4 -5.9

110 14.8 95.2 39.2 27.4 110 8.9 -5.9



120 14.6 100 22.8

130 14.2

Interpretación:

La prospección por refracción proporciona información de baja resolución acerca del

espesor y las velocidades de las principales capas del subsuelo. Normalmente los

parámetros de refracción no permiten distinguir capas muy delgadas o con poco contraste

de velocidad; lo que se interpreta como un estrato suele estar en realidad constituido por

una cierta cantidad de estratos delgados con poca diferencia de velocidad; donde la

velocidad de conjunto no es igual al promedio aritmético de sus velocidades. Cuando

existen inversiones de velocidades los espesores calculados son mayores que los reales,

mientras que cuando existen capas muy delgadas no diferenciadas el espesor calculado es

menor que el real. Se tiene como regla que las profundidades calculadas tiene una

incertidumbre de 30%, por lo que el método sólo sirve de guía para determinar

estructuras a grandes rasgos del subsuelo, es importante contar con datos adicionales de

geología de superficie, así como perforaciones de pozo que permitan limitar las posibles

interpretaciones a una que sea consistente dentro de ciertos rangos.



CONCLUSION

A través de los estudios e investigaciones realizadas para éste tema se puede concluir que

el método de refracción sísmica como medio de prospección del suelo tiene una amplia

aplicación y se adapta en forma más adecuada a aquellos problemas donde las

discontinuidades o cambios de formación están más próximos a la superficie del terreno y

más particularmente donde se desea determinar la profundidad de alguna formación bien

consolidada. No obstante lo anterior, este método tiene una particular aplicación en

explotaciones petroleras donde la presencia de complejidades geológicas superficiales y

consideraciones de otro carácter, dificultan la recepción limpia y clara de las ondas

reflejadas.

refraccion sismica exposicion

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