prácticas de geofísica

PRÁCTICAS DE GEOFÍSICA. Óscar Pintos

GEOFÍSICA. Prácticas 1 y 2 Sismología


PROBLEMA 1 Un terremoto se registra en dos estaciones simológicas próximas.

En cada una de ellas de registran las horas de llegada de las fases P y S directas de las ondas sísmicas generadas en el hipocentro. Suponiendo que el subsuelo es homogéneo, calcular: a) La hora a la que se generó el terremoto (H0) b) La relación de velocidades Vp/Vs Estación 1: HP1 = 01 h. 28 min. 34.09 seg.

HS1 = 01 h. 28 min. 35.57 seg. Estación 2: HP2 = 01 h. 28 min. 35.45 seg.

HS2 = 01 h. 28 min. 37.90 seg. Pasamos todos los tiempos a segundos, y luego representamos los datos en un gráfico HS-HP vs HP. Hallamos la ecuación de la recta: y=mx+n; calculamos m, que es la pendiente de la recta; damos valores (conocidos), y despejamos n. Por otro lado, sabemos que la hora en que se generó el terremoto será cuando HS-HP sea 0. Despejamos en nuestra ecuación (y=0), y obtenemos x. HP1 = 5314.09 seg. HS1 = 5315.57 seg. HP2 = 5315.45 seg. HS2 = 5317.90 seg. HS1-HP1 = 1.48 seg. HS2-HP2 = 2.45 seg.

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


La relación de velocidades, la calcularemos, intentando eliminar el espacio, que no conocemos, de la expresión:

7035.1

706.198.531145.5315

98.53119.5317

701.198.531109.5314

98.531157.5315

0

0

0

0 ≈

=−−

=−−

=−−

=

−

−=

HH

HH

HH

S

HH

S

V

V

P

S

S

P

S

P

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

PROBLEMA 2 Un sismo próximo se ha registrado en cuatro estaciones sísmicas,

de las cuales se muestra la componente vertical del sismograma. Dado el valor de Vp en la zona (6.1 km/s), así como las fases S identificadas en el mismo (Hs), se pide: A) La Hora Origen del Terremoto (H0) B) La relación de Velocidades Vp/Vs C) La distancia epicentral a cada estación D) La polaridad y el carácter de la Fase P E) Las coordenadas del epicentro y una estimación del error epicentral.

Las coordenadas Geográficas y UTM de las estaciones son:

Nº ESTA LATITUD LONGITUD COTA(m) XUTM (m) YUTM (m) 1 COR3 2º56.98’N 76º3.30’W 4030 422322 287388 2 NEVA 2º55.55’N 76º3.20’W 4370 391777 366140 3 VERD 2º57.46’N 76º1.44’W 4530 339553 306277 4 CENE 2º53.94’N 76º1.81’W 4440 352072 350668


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

HP1 = 10.76 seg. HS1 = 13.31 seg. HS1-HP1 = 2.55 seg. HP2 = 10.39 seg. HS2 = 12.82 seg. HS2-HP2 = 2.43 seg. HP3 = 11.22 seg. HS3 = 13.91 seg. HS3-HP3 = 2.69 seg. HP4 = 10.21 seg. HS4 = 12.61 seg. HS1-HP1 = 2.40 seg.

Al igual que en el problema anterior, representamos los puntos, y hallamos la pendiente de la recta: m=0.2948503595. Luego sustituimos valores, y hallamos n=0.6211820766. Así, la ecuación de la recta, será: y=0.2948503595x-0.6211820766. Si igualamos y=0, tenemos que la hora origen del terremoto, es H0=2.107 segundos. La relación de velocidades, la calculamos igual que en el caso anterior:

30.1

30.1107.221.10

107.261.12

30.1107.222.11

107.291.13

30.1107.239.10

107.282.12

29.1107.276.10

107.231.13

0

0

0

0 ≈

=−−

=−−

=−−

=−−

=−−

=

−

−=

HH

HH

HH

S

HH

S

V

V

P

S

S

P

S

P

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


skmV P /1.6=

=

=

=

=

⋅=

=

=

=

=

−=

kms

kms

kms

kms

tVs

segt

segt

segt

segt

HHt PP

P

P

P

P

PP

43.49

59.55

52.50

78.52

104.8

113.9

283.8

653.8

4

3

2

1

4

3

2

1

0

La polaridad y el carácter de las ondas P, se lee directamente en el sismograma;

en este caso, todas son DOWN (hacia abajo), y de carácter impulsivo (bien diferenciada la llegada de las mismas).

Para determinar las coordenadas epicentrales, se trazan círculos (a escala), con la

distancia hallada, en un gráfico con coordenadas UTM (x,y); dónde se cortan los círculos es dónde se produce el terremoto. El error epicentral, es la diferencia entre el punto central del polígono y los bordes:

PROBLEMA 3 En tres estaciones sismológicas se registran los tiempos de

llegada de los primeros impulsos de las fases P, S y pP. Sabiendo que el subsuelo es homogéneo, y que Vp = 5350 m/seg., Vs = 3100 m/seg., y que el radio de la Tierra (Rt) es 6370800 m., calcular: a) La hora a la que se produjo el sismo (H0). b) La posición del epicentro (θ y λ). c) La profundidad del hipocentro (H) si el ángulo de incidencia del Rayo Sísmico (i) en el punto de reflexión en superficie es de 10º.


Antes de empezar, conviene aclarar brevemente la nomenclatura de fases que utilizaremos: En terremotos superficiales � Pg: Del foco a la estación, por la corteza. � PmP: Del foco al Moho, y a la estación superficial. � Pn: Del foco al Moho, y refractada críticamente por el techo del manto.

La nomenclatura, es exactamente igual para las ondas S, pero cambiando la

letra P por S.

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


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

HP1 = 5110.86 seg. HS1 = 5336.49 seg. HS1-HP1 = 225.63 seg. HP2 = 5213.56 seg. HS2 = 5513.73 seg. HS2-HP2 = 300.17 seg. HP3 = 5315.47 seg. HS3 = 5689.61 seg. HS3-HP3 = 374.14 seg.

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

Tierra

PPTierra

R

tVsensen

t

RV

⋅⋅

=∆

⇒∆

⋅⋅

=22

º

2

º2

=

=

=

−=

segt

segt

segt

HHt

P

P

P

PP

4829.515

5729.413

8729.310

3

2

1

0

=∆⇒=∆

=∆⇒=∆

=∆⇒=∆

⋅⋅

=∆

º252164.02

º201737.02

º151305.02

22

º

3

º3

2

º2

1

º1

sen

sen

sen

R

tVsen

Tierra

PP

Ahora, representaremos los datos en proyección estereográfica; primero, debemos tener claro, que se utiliza toda la esfera, no sólo la parte inferior como ocurría en Geología Estructural; establecemos el N y el S, el Ecuador, y el Meridiano 0 que más nos interese, y contamos directamente sin mover la falsilla. Ahora, representaremos los ∆º alrededor de cada estación: medimos en la vertical, y vamos girando (ver papel vegetal con proyección estereográfica); Obtenemos así, que las coordenadas del epicentro, son θ=25ºS, y λ=55ºW, con un error de ±0.5º. Para calcular la profundidad, partimos de la base de que en telesismos, SF≈SR. Por otro lado, sabemos que

segHHt PPPP 89.3130 =−= , y que

segtt PPP 3≈− (tiempo que ha tardado en reflejarse). Como conocemos V y t, despejamos la distancia FR:

metrosttVFR PPPP 9.16209)( =−⋅= . Ahora, por trigonometría, ya sólo queda despejar la distancia h: metrossenFRh 15964=⋅= θ . Hemos usado el ángulo de 80º, que es el complementario de la reflexión que nos dan en superficie.


PROBLEMA 4 La relación entre la energía sísmica en Julios liberada en un

terremoto y la magnitud (Ms) del mismo, viene dada por: log10E=5.24+1.44·MS (Båth, 1966). Por otra parte, la frecuencia media de los terremotos registrada por el USGS a lo largo de un año viene dada por la tabla:

MAG FREC. 1<M<2 3000000 2<M<3 350000 3<M<4 49000 4<M<5 6200 5<M<6 800 6<M<7 120 7<M<8 18 8<M<9 1

A partir de los datos anteriores, y sabiendo que una tonelada de TNT = 4.2·109 J, calcular: a) La energía sísmica liberada a lo largo de un año en la Tierra. b) La energía térmica liberada por año para toda la Tierra, sabiendo que el flujo térmico medio es 1.4 µcal·cm-2·seg-1. c) Calcular la relación entre ambos tipos de energía liberada en un año. d) Sabiendo que la mayor explosión termonuclear rusa fue de 60 Megatones, y que un Kt (1 tonelada de TNT) = 4.2·109 J, calcular cuantas explosiones de ese tipo equivaldrían al terremoto de Sumatra de 2004 (Magnitud 9.2). Primero, calculamos la energía para cada magnitud media, yluego lo multiplicamos por la frecuencia; finalmente, se suma todo:

Ahora, calculamos la energía térmica en toda la Tierra durante el período de un año; para ello empleamos la expresión: tSuperficieFlujo TierraTérmicoTérmica ⋅⋅=ω .

scmcalFlujoTérmico2/4.1 µ=


2182 1010032.54 cmrSuperficieTierra ⋅=⋅⋅= π

segdíast 31536000365 ==

JuliosTérmica

2010379.9 ⋅=ω

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


GEOFÍSICA. Práctica 3 Sismología


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


Los sismógrafos recogen el movimiento del terreno en una dirección, y la mayoría se basan en el principio del péndulo: Pueden ser de dos tipos. • Mecánicos: Más baratos y algo menos fiables; se basan en el

desplazamientos del terreno • EM: Más caros, pero más precisos; se basan en la velocidad

del movimiento del terreno: el movimiento induce una ∆V proporcional al rango de variación del flujo magnético.

Podemos obtener varios tipos de sismogramas, según el tipo de movimiento (dirección): • LHT: Movimiento N-S. • LHR: Movimiento E-W. • LHZ: Movimiento en la vertical.

Así, las ondas P, se ven muy bien el LHZ; amplitudes bajas; 5-2 Hz. Las ondas S se ven muy bien en LHR y LHt; amplitudes algo mayores; frecuencias similares. Las ondas Love no se ven en LHZ; grandes amplitudes. Las ondas Rayleigh, se ven en LHR y LHT; grandes amplitudes. En este sismograma, las ondas S se ven de tamaño parecido, ya que es de componente vertical; se solapan con las trazas de las ondas P (no se puede determinar con exactitud cuándo llegan las ondas S). No se puede determinar (poco zoom en el sismograma) si son UP o Down, pero sí se ve claramente el carácter impulsivo de las ondas (se diferencia muy bien la llegada). Llegan las S y las P muy próximas, por los que se trata de un sismo muy próximo.

Ondas P

Ondas P

Ondas P

Ondas P

Ondas S

Ondas S

Ondas S

Ondas S


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

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

Ruído

Ondas P

Ondas P


Sismograma 1 (de 0 a 2000 segundos)

Sismograma 2 (de 0 a 5000 segundos)

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

PROBLEMA 3 Los sismogramas muestran el

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

P PP SP

S

SS

P PP SP

S Love Rayleigh

SS

Trenes de ondas en fase Rayleigh


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

P P Rayleigh

P P Rayleigh

P P Rayleigh No hay ondas Love


GEOFÍSICA. Práctica 4 Mecanismos focales


PROBLEMA 1 La red sísmica Colombiana (Mapa adjunto) ha registrado tres

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


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

Las proyecciones estereográficas están en las hojas de papel vegetal, que aparecen a continuación

Profu

nd

idad

Superficie de la Tierra

Plano de falla

Esfera focal

Plano auxiliar

Plano de falla

Plano auxiliar

Plano de falla

VISTA LATERAL VISTA SUPERIOR

Falla direccional

Falla normal

Falla inversa

Falla oblícua


GEOFÍSICA. Práctica 5 Procesado de señal


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

TERREMOTOS: 00041517.PLP 00041104.HAL 0006230E.REG 00092517.REG 00041506.PAL

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


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

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


GEOFÍSICA. Práctica 6 Sísmica de refracción


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

Obtenemos gráficamente el tiempo de llegada de las ondas P, nos construimos la siguiente tabla, y representamos gráficamente espacio frente a tiempo: Se podrían trazar tres rectas con los datos representandos, por lo que podemos afirmar que hay tres medios diferentes.

0

0,005

0,01

0,015

0,02

0,025

0 5 10 15 20 25 30

t (segundos)

x (metros)

Geófono x t

13 24 0,022

14 22 0,019

15 20 0,019

16 18 0,018

17 16 0,018

18 14 0,017

19 12 0,016

20 10 0,015

21 8 0,013

22 6 0,012

23 4 0,008

24 2 0,005


PROBLEMA 2 Se han medido los tiempos de viaje para las primeras llegadas de las ondas P, a detectores situados a las distancias: Tiempo (segundos) 0,66 1,33 2,66 4 5 6 6,4 6,8 7,2 7,6

FOCET (kilómetros) 1 2 4 6 8 10 12 14 16 18 a) Calcular las velocidades de las ondas P (VP) para los diferentes tramos detectados. b) Calcular la profundidad a la que se encuentran los diferentes medios. c) Sabiendo que el perfil sísmico se ha realizado en el mar, deducir los niveles por los que han viajado las ondas sísmicas. Representamos los datos, y obtenemos un gráfico similar al del problema anterior:

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

skmm

Vm P /5.11

65.01

11 ==⇒=

skmm

Vm P /51

20.02

22 ==⇒=

º46.173.05

5.1

1

0 =⇒=== ϑϑV

Vsen

segundost 9.3=

kmVt

zV

zt 28.6

cos

cos 0 =⋅

=⇒⋅

=ϑ

ϑ

0

1

2

3

4

5

6

7

8

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20

FOCET (kilómetros)

Tiempo (segundos)


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

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

DISTANCIA (m) TIEMPO (mseg) DISTANCIA (m) TIEMPO (mseg)

12,5 6 12,5 6

25 12,5 25 12,5

37,5 19 37,5 17

50 25 50 19,5

75 37 75 25

100 42,5 100 30,5

125 48,5 125 37,5

150 53 150 45,5

175 57 175 52

200 61,5 200 59

225 66 225 65,5

250 71 250 71

275 76,5 275 76,5

IDA VUELTA

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

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

0 50 100 150 200 250 300

Distancia (m)

Tiempo (mseg)


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

msegtu 5.22= skmVm /02.249.0 0101 =⇒= skmVm uu /24.519.0 =⇒=

msegtd 8=

skmVm /00.249.0 0202 =⇒= skmVm dd /86.350.0 =⇒=

La velocidad en la primera capa (V0), será la media de V01 y V02, obtenidas directamente de las pendientes (inversa) de las rectas que pasan por el origen. Así, V0≈2.01 km/s. Ésta, será la velocidad que introduciremos en las siguientes fórmulas para calcular los ángulos:

º41.424.5

01.2

86.3

01.2

2

1

2

1 00 =

−=

−= arcsenarcsen

V

Varcsen

V

Varcsen

ud

α

º97.2624.5

01.2

86.3

01.2

2

1

2

1 00 =

+=

+= arcsenarcsen

V

Varcsen

V

Varcsen

ud

θ

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

0

10

20

30

40

50

60

70

80

90

0 50 100 150 200 250 300

Distancia (m)

Tiempo (mseg)

tu=22.5 mseg td=8 mseg

m01=0.496

mu=0.19

m02=0.5

md=0.259


mVt

zV

zt d

dd

d 02.997.26cos2

801.2

cos2

cos2 0

0

=⋅

⋅=

⋅⋅

=⇒⋅⋅

=θ

θ

mVt

zV

zt u

uu

u 37.2597.26cos2

5.2201.2

cos2

cos2 0

0

=⋅

⋅=

⋅⋅

=⇒⋅⋅

=θ

θ

Conociendo estos datos, podemos despejar V1, despejando en la siguiente fórmula:

skmsensen

VV /41.4

97.26

201 ===

θ

Como tenemos las distintas profundidades (zu y zd), podemos hacer un esquema del subsuelo:

0

275

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

Profundidad (m)

Distancia (m)

PROBLEMA 4 Deducir el tipo de estructura de la siguientes dromocronas, teniendo en cuenta que para el segundo perfil de refracción, se representan los tiempos de ida y vuelta. Distancia (m)

Tiempo

(mse

g)

Distancia (m)

Tiempo

(mse

g)


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


GEOFÍSICA. Práctica 7 Sísmica de reflexión


PROBLEMA 1 PERFIL SÍSMICO DE ALTA RESOLUCIÓN (MAR BALEAR) 1. Identifica las diferentes secuencias sísmicas que aprecies en el

perfil adjunto. 2. A la marca 2:10, calcula la potencia total desde el fondo marino al

techo del reflector o secuencia que actúa como basamento acústico. Datos: Velocidad del sonido en serie superior: 1600 m/s; Velocidad del sonido en seno transparente: 1700 m/s; Velocidad del sonido en el agua: 1500 m/s.

3. ¿Encuentras algún tipo de múltiple? Razona la respuesta. 4. Haz una interpretación geológica de lo que se ha interpretado en el

perfil.

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


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

aguademetrostVs

AguasmV

sTWT

tsTWT23.747

/1500

4982.02

9963.0111

1

111 =⋅=

→=

==⇒=

1

2

3

Canal turbidítico

Intrusión volcánica

Ecos laterales Basamento

Sedimentos

Sales (Crisis Salina del

Mesiniense)


sedimentosdemetrostVs

SedimentossmV

sTWT

tsTWT28.65

/1600

0408.02

0815.0222

2

222 =⋅=

→=

==⇒=

salesdemetrostVs

SalessmV

sTWT

tsTWT32.50

/1700

0296.02

0593.0333

3

333 =⋅=

→=

==⇒=

PROBLEMA 2 PERFIL SÍSMICO DE REFLEXIÓN MULTICANAL DE MEDIA PENETRACIÓN (CUENCA DE VENEZUELA-DORSAL DE BEATA) 1. Identificar unidades sísmicas, el basamento acústico y estructuras

que se observen. 2. Para el CMP 840, calcular la profundidad del fondo oceánico y el

espesor de sedimentos, sabiendo que la Vagua=1500 m/s y Vsedimentos=2 km/s.

3. Indicar si la sección está migrada, y si se observan múltiples y/ó ecos laterales, indicándolos en la sección.

Se trata de una sección no migrada, ya que se observan muchas formas hiperbólicas en el perfil sísmico. Se observan algunos ecos laterales a la izquierda, debidos a la inclinación y a los bloques deslizados; también a la derecha del perfil, debidos a alguna pequeña pendiente, bloques, cambios de facies, o discontinuidad.

aguademetrostVs

AguasmV

sTWT

tsTWT25.3278

/1500

186.22

371.4111

1

111 =⋅=

→=

==⇒=

sedimentosdemetrostVs

SedimentossmV

sTWT

tsTWT1342

/2000

671.02

343.1222

2

222 =⋅=

→=

==⇒=

1

2

Zona inclinada; bloques deslizados Múltiples

Sedimentos

Ecos laterales


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


Para realizar esta práctica, iremos siguiendo una serie de pasos, en Excel (para facilitar el cálculo), teniendo en cuenta las siguientes expresiones: � Corrección de deriva: )( 0ttmgg iix −−= .

� G observada: basebasexOBS GggG +−= )( .

� G latitud: θθλ 20000059.005304.01(8.978031 22 sensenG ⋅−⋅+= ; debemos poner

θ en grados. � Corrección de Aire Libre: hCAL ⋅= 3086.0 . � Corrección de Bouguer: hCB ⋅⋅= ρ04191.0 . � Anomalía de Bouguer Total: TOPBALOBSB CCCGGA ++−−= )( λ

� Cuando tenemos anomalías positivas, implicarán un exceso de masa (mayor

densidad), y por tanto, estaríamos en corteza oceánica. Si, por el contrario, tenemos anomalías negativas, deberíamos pensar que estamos sobre corteza continental.

380

381

382

383

384

385

386

387

388

389

390

4795990 4795995 4796000 4796005 4796010 4796015 4796020 4796025 4796030 4796035

Distancia (UTM)

Anomalía (mGal)

AB

AAL


COTA LECT. g (mGal) Gobs G teórica COR. COR. A. BOU.

º MIN SEG º MIN SEG H MIN ti-t0 X Y (m) mGals cor.der. (mGals) (mGals) A. LIBRE BOUG. (mGals)

1B 43 18 42,5 43,31181 -2 0 48,8 12 10 0 580000 4796000 52,19 4000,24 4000,24 980400 980029,2044 16,105834 5,840045343 381,0614168

2 43 18 43,4 43,3121 -2 0 48,6 12 28 1080 580003 4796029 51,96 4000,64 4000,645538 980400,4055 980027,7411 16,034856 5,814308412 382,8849432

3 43 18 43,3 43,31202 -2 0 48,6 12 32 1320 580003 4796026 51,96 4000,61 4000,616769 980400,3768 980028,1448 16,034856 5,814308412 382,4525448

4 43 18 43,3 43,31202 -2 0 48,7 12 52 2520 580002 4796024 51,96 3999,76 3999,772923 980399,5329 980028,1448 16,034856 5,814308412 381,6086986

5 43 18 43,2 43,312 -2 0 48,7 12 56 2760 580002 4796021 51,96 4000,64 4000,654154 980400,4142 980028,2457 16,034856 5,814308412 382,3890197

6 43 18 43,1 43,31197 -2 0 48,7 13 2 3120 580002 4796019 51,96 4000,57 4000,586 980400,346 980028,397 16,034856 5,814308412 382,1694995

7 43 18 43 43,31194 -2 0 48,7 13 8 3480 580001 4796016 51,96 4000,44 4000,457846 980400,2178 980028,5484 16,034856 5,814308412 381,8899771

8 43 18 42,9 43,31192 -2 0 48,7 13 19 4140 580001 4796014 51,96 4000,56 4000,581231 980400,3412 980028,6493 16,034856 5,814308412 381,9124482

9 43 18 42,8 43,31189 -2 0 48,7 13 24 4440 580001 4796011 51,98 4000,5 4000,522769 980400,2828 980028,8007 16,041028 5,816546406 381,7065485

10 43 18 42,8 43,31189 -2 0 48,8 13 27 4620 580000 4796009 52,03 4000,42 4000,443692 980400,2037 980028,8007 16,056458 5,822141391 381,6373066

11 43 18 42,7 43,31186 -2 0 48,8 13 33 4980 580000 4796006 52,08 4000,39 4000,415538 980400,1755 980028,9521 16,071888 5,827736376 381,4676135

12 43 18 42,6 43,31183 -2 0 48,8 13 35 5100 580000 4796004 52,12 4000,29 4000,316154 980400,0762 980029,1035 16,084232 5,832212364 381,2247204

13 43 18 42,5 43,31181 -2 0 48,8 13 40 5400 579999 4796001 52,17 4000,2 4000,227692 980399,9877 980029,2044 16,099662 5,837807349 381,0451751

14 43 18 42,5 43,31181 -2 0 48,8 13 45 5700 579999 4795999 52,21 4000,2 4000,229231 980399,9892 980029,2044 16,112006 5,842283337 381,0545815

15 43 18 42,4 43,31178 -2 0 48,9 14 10 7200 579998 4795996 52,27 4000,11 4000,146923 980399,9069 980029,3558 16,130522 5,848997319 380,8326958

1B 43 18 42,5 43,31181 -2 0 48,8 14 20 7800 580000 4796000 52,19 4000,2 4000,24 980400 980029,2044 16,105834 5,840045343 381,0614168

PTO.LATITUD LONGITUD U.T.M.TIEMPO

Lº

4000,195

4000,2

4000,205

4000,21

4000,215

4000,22

4000,225

4000,23

4000,235

4000,24

4000,245

43000 44000 45000 46000 47000 48000 49000 50000 51000 52000

tiempo

G base


GEOFÍSICA. Práctica 10 Mapas de anomalías gravimétricas


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


GEOFÍSICA. Práctica 11 Modelización


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

prácticas de geofísica

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