UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR

DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES

COORDINACÍON DE INGENIERÍA GEOFÍSICA

CARACTERIZACIÓN GEOFÍSICA DEL SUELO SOMERO MEDIANTE

ReMi EN EL ÁREA METROPOLITANA DEL NORTE DE ANZOÁTEGUI.

Por:

María Fernanda Padrón Lugo

PROYECTO DE GRADO

Presentado ante el Ilustre Universidad Simón Bolívar

Como requisito parcial para optar por el título de

Ingeniero Geofísico

Sartenejas, octubre de 2012.

UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR

DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES

COORDINACÍON DE INGENIERÍA GEOFÍSICA

CARACTERIZACIÓN GEOFÍSICA DEL SUELO SOMERO MEDIANTE

ReMi EN EL ÁREA METROPOLITANA DEL NORTE DE ANZOÁTEGUI.

Por:

María Fernanda Padrón Lugo

Realizado con la asesoría de:

Tutor Académico: Ph.D. Michael Schmitz

Tutor Industrial: Cecilio Morales

PROYECTO DE GRADO

Presentado ante el Ilustre Universidad Simón Bolívar

Como requisito parcial para optar por el título de

Ingeniero Geofísico

Sartenejas, octubre de 2012

iii

iv

RESUMEN

Disminuir el riesgo sísmico se ha convertido en una tarea primordial en los últimos años, por tal

motivo esta investigación contempla el estudio de las velocidades de ondas de corte en los

primeros 30 m de profundidad (Vs30) para las ciudades de Puerto La Cruz, Barcelona,

Lechería y Guanta, estado Anzoátegui, debido a que son necesarias para estimar la respuesta

sísmica y clasificar las condiciones locales del suelo.

El método utilizado es el de refracción por microtremores (ReMi) en conjunto con la

información geológica del área de estudio. Para realizar esta caracterización geofísica, se

adquieren 51 tendidos sísmicos distribuidos por toda el área de estudio para grabar en campo

datos de ruido sísmico ambiental, empleando los mismos instrumentos de la refracción sísmica

tradicional.

Estos datos se procesan e interpretan para conocer la calidad del suelo en función de su valor de

Vs30 y, a su vez, se comparan con los valores de Vs30 aproximados por topografía, con la

clasificación de suelo establecido por la norma COVENIN 1756:01 y con los rangos de Vs30

obtenidos en el mapa preliminar de microzonas sísmicas de las ciudades de Puerto La Cruz,

Lechería, Barcelona y Guanta. Asimismo para garantizar los datos de Vs30 obtenidos con el

método ReMi se hace una comparación entre perforación realizadas previamente.

De acuerdo a los valores Vs30 obtenidos, para el municipio Juan Antonio Sotillo (Puerto La

Cruz) alcanzaron valores de onda de corte mayores a 325 m/s, hacia las costas de los municipios

Diego Bautista Urbaneja (Lechería) y Simón Bolívar (Barcelona) se encontraron valores de onda

de corte menores a 185 m/s y para el resto de la zona de los dos municipios las velocidades de

onda de corte no alcanzaron valores mayores a 280 m/s. Tales valores permiten identificar una

nueva microzona en el mapa preliminar de microzonas sísmicas del Área Metropolitana del Norte

de Anzoátegui.

v

A mis padres y abuelos por ser los mejores del mundo,

LOS AMO.

vi

AGRADECIMIENTOS

En primer lugar quiero agradecerle a la Fundación Venezolana de Investigación Sismológica

por tomarme en cuenta para realizar mi Proyecto de Grado en sus instalaciones y hacerme parte

de su equipo de trabajo. Quiero agradecer en especial a mis tutores Michael Schmitz y Cecilio

Morales, así como también a Luis, Jesús, Jelime y Mónica por prestarme su ayuda siempre que la

necesite.

Les agradezco a mis padres por siempre apoyarme, ayudarme y facilitarme poder lograr mis

metas y aspiraciones.

Por último, a mis queridos hermanos por siempre estar ahí para en mí en todo momento.

vii

INDICE GENERAL Pag

Acta de evaluación ………………………………………………………………… iii

Resumen …………………………………………………………………………….. iv

Dedicatoria …………………………………………………………………………… v

Agradecimientos ……………………………………………………………………. vi

Índice General ……………………………………………………………………… vii

Índice de Figuras ……………………………………………………………………. x

Índice de Tablas …………………………………………………………………….. xii

Introducción ………………………………………………………………………… 1

CAPITULO I

Introducción …………………………………………………………………………. 2

1.1 Planteamiento del problema ……………………………………………………… 2

1.2 Objetivo General ………………………………………………………………. 3

1.3 Objetivos Específicos ……………………………………………………………. 3

1.4 Justificación ……………………………………………………………………..… 4

1.5 Antecedentes ……………………………………………………………………... 5

1.6 Ubicación del área de estudio ………………………………………………….. 6 CAPITULO II

Marco Geológico …………………………………………………………………….. 8

2.1 Geología Regional ………………………………………………………………. 8

2.1.1 Tectónica General …………………………………………………………… 9

2.1.2 Estratigrafía General …………………………………………………………... 10

2.2 Marco geológico local ………………………………………………………….. 16

CAPITULO III

Marco Teórico ……………………………………………………………………….. 18

3.1 Ondas Superficiales …………………………………………………………….. 18

3.2 Dispersión de Ondas Rayleigh ……………………………………………….. 19

viii

3.3 Velocidad de onda de corte (Vs) …………………………………………..….. 20

3.3.1 Velocidad de onda de Corte a los 30 metros (Vs30) ……………………....…. 21

3.4 Microtremores …………………………………………………………………… 22

3.4.1 Características de registro de Microtremores ………………………………….. 23

3.5 Método de ondas sísmicas superficiales ……………………………………….. 25

3.5.1. Métodos Activos ……………………………………………………………….. 25

3.5.2. Métodos Pasivos ………………………………………………………………. 26

3.5.3. Métodos Híbridos ……………………………………………………………… 26

3.5.3.1. Refracción de Microtremores (ReMi) ………………………………………. 26

3. 6 Efecto de Sitio …………………………………………………………………….. 28

3.7 Análisis Espectral de Velocidad (p-f) ………………………………………….. 28

3.8 Selección de la dispersión fase-velocidad Rayleigh ……………………………… 31

3.9 Modelado de la velocidad de la onda de corte …………………………………. 34

CAPITULO IV

Marco Metodológico ………………………………………………………………… 36

4.1 Etapa de Pre-Campo …………………………………………………………………. 36

4.2 Etapa de Campo …………………………………………………………………….... 36

4.2.1 Equipos utilizados ………………………………………………………………..… 36

4.2.2 Metodología de adquisición …………………………………………………… 37

4.3. Metodología de procesamiento ………………………………………………… 40

4.3.1 Modulo ReMiVspect® ……………………………………………………….. 40

4.3.2 Modulo ReMiDisper® ……………………………………………………….. 40

4.3.3 Modelos Unidimensionales ……………………………………………….….. 49

CAPITULO V

Análisis y resultados ………………………………………………………………… 50

5.1 Comparación entre Vs30 obtenido por el método de refracción por microtremores

(ReMi) y Vs30 por aproximación topográfica ………………………………………… 60

ix

5.2 Clasificación del suelo en función de los valores de Vs30 obtenidos por el método

de refracción por microtremores (ReMi) de acuerdo a la norma COVENIN 1756:01 ……. 63

5.3 Comparación entre Vs30 obtenido por el método de refracción por microtremores

(ReMi) y Vs30 de las microzonas sísmicas preliminares de la ciudad de

Puerto La Cruz-Barcelona, estado Anzoátegui ……………………………………….. 65

Conclusiones …………………………………………………………………………. 69

Recomendaciones …………………………………………………………………. 71

Referencias bibliográficas …………………………………………………………. 72

ANEXO A (Valores de Vs30 en los cuatros municipios del Área Metropolitana

del Norte del estado Anzoátegui)

ANEXO B (Perfiles de velocidad, curva de dispersión y modelo 1D de los perfiles)

ANEXO C (Comparación entre el número de golpes y velocidades de onda de corte)

ANEXO D (Perforación de Boiero y De Gouveia)

x

ÍNDICE DE FIGURAS Pag

Figura 1.1. Mapa de zonificación sísmica con fines de ingeniería …………………….. 3

Figura 1.2. Área de estudio …………………………………………………………….. 7

Figura 2.1. Columna Estratigráfica de las Formaciones mencionadas anteriormente …. 16

Figura 2.2. Geología del área de estudio. Modificado de Benain y Caicedo …………… 17

Figura 3.1. Onda Rayleigh …………………………………………………………….. 18

Figura 3.2. Onda Love ………………………………………………………………… 19

Figura 3.3. Dispersión en la transmisión de Onda Rayleigh ………………………….. 20

Figura 3.4. Algunos ejemplos de fuentes generadoras de Microtremores …………….. 22

Figura 3.5. Clasificación de los Microtremores ………………………………………… 23

Figura 3.6. A) registros representativos de microtremores observados en varios tipos de

suelo. B) curvas de distribución de periodos, para microtremores representativos ……. 25

Figura 3.7. Esquema de los principales pasos del procesamiento ReMi ………………. 27

Figura3.8. Curva de dispersión …………………………………………………………. 31

Figura 3.9. A) Ejemplo del espectro p-f donde se observa el fenómeno de aliasing

espectral y la aparición del ruido coherente proveniente de los registros ……………… 33

Figura 3.9. B) Ejemplo del espectro p-f donde se observa la presencia del modo fundamental y el modo superior de la onda Rayleigh ……………………………….….. 33

Figura 3.10. Ejemplo de modelo de velocidad de la onda S y de la curva de dispersión ajustada a los picks ……………………………………………………………………… 35

Figura 4.1. Equipo utilizado para la adquisición de datos sísmicos …………………….. 37

Figura 4.2. Extensión de geófonos del tendido sísmico ………………………………… 39

Figura 4.3. Estación de adquisición de ruido ambiental ………………………………… 39

Figura 4.4. Los 6 pasos que se deben seguir para el procesamiento …………………….. 40

Figura 4.5. Parámetros que se cambiar para cada tendido ………………………………. 41

Figura 4.6. Paso 2 del procesamiento ……………………………………………………… 41

Figura 4.7. Paso 3 del procesamiento ……………………………………………………. 42

Figura 4.8. Parámetros que se deben modificar en el paso 4 del procesamiento ………… 43

xi

Figura 4.9. Curva de dispersión de la onda Rayleihg ………………………………..….. 44

Figura 4.10. Paso 5 del procesamiento ………………………………………………..… 44

Figura 4.11. Paso 6 del procesamiento ………………………………………………..… 45

Figura 4.12. Paso para cargar los picking ………………………………………..…….. 46

Figura 4.13. Ventana de curva de dispersión ……………………………………..…….. 46

Figura 4.14. Ventana de control ……………………………………………………..….. 47

Figura 4.15. Ventana de perfil de modelado ………………………………………..…… 47

Figura 4.16. Ventana de curva de dispersión con la curva ajustada a los picking …..…. 48

Figura 4.17. Valores obtenidos del procesamiento ………………………………..…….. 49

Figura 4.18. Modelo unidimensional …………………………………………….…….. 49

Figura 5.1Microzonas sísmicas preliminares de la ciudad de Puerto La Cruz-Barcelona,

estado Anzoátegui y distribución de tendidos ReMi ………………………………….… 51

Figura 5.2. Valores de Vs30 obtenidos por la metodología de Allen y Wald (2009) y

distribución de tendidos ReMi en el área metropolitana de Anzoátegui …………….….. 52

Figura 5.3. Numero de golpe, litología y perfil de modelado para el tendido 3 ……..….. 53

Figura 5.4. Distribución de tendidos ReMi y pozos cercanos en la ciudad de

Puerto La Cruz-Barcelona ……………………………………………………………… 55

Figura 5.5. Numero de golpe, litología y perfil de modelado para el tendido 40 ………. 56

Figura 5.6. Perfil de modelado tipo escalera del tendido 9 ……………………………… 57

Figura 5.7. Perfil de modelado del tendido 10 ………………………………………….. 57

Figura 5.8. Perfil de modelado del tendido 35 …………………………………………... 58

Figura 5.9. Mapa geomorfológico del Área Metropolitana del Norte del estado Anzoátegui 58

Figura 5.10. Municipios del Área Metropolitana del Norte del estado Anzoátegui ………. 61

Figura 5.11. Comparación entre el mapa de Vs30 obtenido por aproximaciones topográficas

y los valores de Vs30 obtenidos con ReMi en esta investigación ……………………….. 62

Figura 5.12. Clasificación de suelos en función de la velocidad de las ondas de corte que

establece la norma COVENIN 1756:01 …………………………………………………... 64

Figura 5.13. Microzonas sísmicas preliminares de la ciudad de Puerto La Cruz-Barcelona,

edo. Anzoátegui y valores de Vs30 obtenidos con ReMi ………………………………. 67

xii

Figura 5.14. Microzonas propuestas para la ciudad de Puerto La Cruz-Barcelona,

edo. Anzoátegui; considerando los valores de Vs30 obtenidos a partir de la metodología

ReMi en esta investigación ……………………………………………………………. 68

xiii

ÍNDICE DE TABLAS Pag

Tabla 1. Clasificación de suelos en función de la velocidad de las ondas de corte que

establece la norma COVENIN 1756:01 ………………………………………………. 48

Tabla 2. Valores de Vs30 y espesores de sedimentos para la delimitación de

Microzonas …………………………………………………………………………… 50

Tabla 3. Rangos de valores típicos de la velocidad de onda de corte en m/s …….... 54

Tabla 4. Tendidos realizados con la metodología ReMi que pertenecen a las siguientes

unidades geomorfológicas en el Área Metropolitana del Norte del estado Anzoátegui 59

1

INTRODUCCIÓN

El proyecto de investigación aplicada a la gestión integral del riesgo en espacios urbanos,

coordinado por la Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS), tiene

como propósito identificar zonas de similar respuesta ante los movimientos sísmicos (Schmitz et

al., 2011, Vernáez et al., 2011). Para lograr esto, es necesario incorporar información de carácter

geológico, sismológico, geofísico y geotécnico.

Como parte de las investigaciones necesarias para este proyecto, en el eje de desarrollo Puerto

La Cruz, Lechería, Barcelona y Guanta, se plantea la determinación de las velocidades de las

ondas de corte en los primeros 30 m de espesor (Vs30) que es uno de los parámetros geofísicos

usados para estimar la respuesta sísmica en un sitio determinado (Morales et al., 2009). Para

calcular este parámetro uno de los métodos recientemente usado es el de refracción por

microtremores (ReMi), desarrollado por Louie (2001), para la caracterización de sitio, en función

de la distribución de las ondas de corte, a partir del análisis de las ondas superficiales (ondas

Rayleigh).

En este trabajo se pretende determinar este parámetro en el Área Metropolitana de la

conurbación Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y Guanta, estado Anzoátegui a través de la

adquisición de datos de ruido sísmico ambiental con el método ReMi de forma dispersa para

cubrir toda el área de estudio; estos datos se procesan e interpretan para conocer la calidad del

suelo y, a su vez, se comparan con datos de Vs30 desarrollado por Vernáez et al., (2011).

El alcance de este trabajo permite identificar zonas dentro del mapa de microzonas sísmicas

preliminares de Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y Guanta (Vernáez et al., 2011) con rangos

de valores de Vs30 obtenidos por el método ReMi, logrando verificar tales microzonas

preliminares y proponer cambios en las zonas donde los valores de Vs30 obtenidos por ReMi no

concuerden con las microzonas preliminares. De esta manera se contribuye con uno de los

insumos de mayor importancia dentro del proyecto de microzonificación sísmica de la

conurbación Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y Guanta que busca minimizar el riesgo

sísmico.

2

CAPITULO I

INTRODUCCIÓN

1.2 Planteamiento del problema.

Alrededor del mundo se ha evidenciado como la energía liberada por sismos con grandes

magnitudes y sus efectos inducidos, afectan a ciudades enteras, traduciéndose esto en pérdidas

humanas y materiales, por ejemplo: Haití en 2010; Bio-Bio, Chile en 2010 y Honshu, Japón

2011(USGS, 2012). Esto se debe a que la mayoría de las ciudades afectadas, se encuentran

ubicadas sobre márgenes de placas continentales que liberan energía de forma imprevista y que a

su vez, dependiendo del tipo de suelo y tipo de construcción la intensidad de los daños puede

variar. Debido a esta razón, en los últimos años, se han desarrollado técnicas de investigación de

suelo que buscan disminuir el riesgo sísmico a través de la caracterización de sitios y a la

evaluación del terreno en ciudades actuales y por desarrollar.

Venezuela no escapa de esta realidad debido a que al norte se ubica el límite entre la placa

suramericana y la placa del Caribe, con un conjunto de sistema de fallas activas, que al

desplazarse unas respecto a otras, originan sismos de diversas magnitudes (FUNVISIS, 2002).

La zona norte del estado Anzoátegui se encuentra en constante amenaza sísmica. Según la

Norma COVENIN (2001) esta área se ubica en una de las zonas de mayor riesgo sísmico del

país, zona 6 con valores de AO=0.35 donde el peligro sísmico es elevado (Figura 1.1).

Debido a que la ciudad presenta un alto grado de amenaza sísmica es necesario determinar la

velocidad de onda de corte a los primeros 30 metros de profundidad con el propósito de estimar

la condición local del suelo y poder completar las microzonas sísmicas ya existentes en la ciudad

utilizando el método geofísico de refracción de microtremores (ReMi), el cual facilita hacer

mediciones en aéreas densamente pobladas y con fuerte ruido ambiental, es decir, entornos

urbanos.

3

Figura 1.1. Mapa de zonificación sísmica con fines de ingeniería. (Fuente: Norma COVENIN 1756:2001).

1.2 Objetivo General.

Caracterizar el subsuelo somero de acuerdo a las velocidades de ondas de corte (Vs) mediante

la aplicación del método de refracción por microtremores (ReMi) en la conurbación Puerto La

Cruz, Lechería, Barcelona y Guanta, estado Anzoátegui.

1.3 Objetivos Específicos.

Realizar una recopilación bibliográfica de información geológica, geofísica y geotécnica

existente en el área de estudio.

Adquirir datos sísmicos a partir de ruido sísmico ambiental mediante el método de

refracción por microtremores (ReMi).

4

Obtener perfiles de velocidades de ondas de corte en los primeros 30 m de profundidad

(Vs30).

Interpretar los perfiles de velocidades de ondas de corte en los primeros 30 m de

profundidad (Vs30) según las condiciones geológicas y geomorfológicas presentes en el

área de estudio.

Comparar los valores de velocidades de ondas de corte en los primeros 30 m de

profundidad (Vs30) con investigaciones realizadas en la zona.

Proponer zonas de similar distribución de velocidades de ondas de corte en los primeros

30 m de profundidad (Vs30) que servirán como insumo para el mapa de microzonas

sísmicas de la conurbación de Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y Guanta, estado

Anzoátegui.

1.4 Justificación.

El Área Metropolitana del Norte del estado Anzoátegui (Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y

Guanta) se encuentra ubicada en la zona de interacción entre la Placa del Caribe y la Placa

Suramericana, cuya expresión superficial está representada en el oriente del país por el sistema de

Fallas del Pilar, responsable de generar la mayor actividad sísmica en la parte oriental de

Venezuela (Audemard, 1999).

Debido a que la conurbación Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y Guanta se encuentra entre

una de las zonas de mayor riesgo en Venezuela y el constante aumento de la población, se hace

evidente la necesidad de caracterizar el subsuelo, en donde el uso de la metodología ReMi para el

cálculo del promedio de las velocidades de ondas de corte en el subsuelo hasta los 30 m de

profundidad (Vs30) ofrece una gran ventaja por tratarse de un entorno urbano, y así establecer

una caracterización de sitio de las zonas con mayor o menor vulnerabilidad en caso de sismos.

Además permite la caracterización de suelos de una forma rápida y económica.

5

1.5Antecedentes.

Louie (2001) propuso el método de refracción microtremores (ReMi) con la finalidad de

obtener modelo de velocidades de ondas de corte “S” de un área en particular, a partir del análisis

e inversión de la curva de dispersión de las ondas Rayleigh. Es uno de los métodos más utilizados

entre los métodos geofísicos aplicados a la caracterización de sitios.

Mendes (2004) realizó un estudio de caracterización geofísica del subsuelo en la parte oeste de

Barcelona, estado Anzoátegui, aplicando métodos sísmicos, gravimétricos y mediciones de ruido

sísmico ambiental. Este estudio arrojó valores de velocidades de propagación de ondas

superficiales obtenidas a partir de los perfiles sísmicos de refracción e indican que para las ondas

P, las velocidades varían entre 250 m/s y 500 m/s para una capa superficial; para un estrato

intermedio representado por una capa saturada, las velocidades se encuentran entre 1700 m/s y

1900 m/s, y en algunos sectores se observa un estrato profundo con velocidades entre 2000 m/s y

2500 m/s. En el estrato más superficial identificado en los perfiles, las ondas S corresponde a una

velocidad entre 150 m/s y 250 m/s; mientras que a mayor profundidad se pueden identificar

ondas S, con velocidades comprendidas entre 400 m/s y 900 m/s. Del análisis de los perfiles

sísmicos, se estima que el espesor de la capa más superficial es de 4 m a 9 m; esta interface se

interpreta como el cambio de los sedimentos blandos cuaternarios saturados de agua a los

sedimentos más consolidados del Pleistoceno superior. El estrato intermedio se encuentra a una

profundidad de 25 m a 60 m y en algunos perfiles hay indicios para una interface profunda, de

más de 100 m de profundidad.

Boiero y De Gouveia (2005) hicieron una determinación y análisis de espectros de respuesta en

los municipios Bolívar, Urbaneja, Sotillo y Guanta. Obtuvieron velocidades de onda de corte a

través del número de golpes con una relación que existen entre los dos parámetros.

González (2011) hace un estudio preliminar sobre la geomorfología del Área Metropolitana del

Norte del estado Anzoátegui, donde arroja que en la zona de estudio se encuentran albuferas no

funcionales holocenas colmatadas y rellenadas por intervención antrópica, albuferas no

funcionales pleistocenas colmatadas y rellenadas por intervención antrópica, tómbolo, planicie de

desborde fluvio-torrencial, paleocordones litorales conformados para el uso urbano y en proceso

6

de conformación, playa actual, conos de deyección con explayamiento terminal y rellenos

artificial en salinas.

Vernáez et al., (2011) presentan el mapa de microzonas preliminares para la conurbación de

Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y Guanta, donde determinan el mapa de isoperíodos a partir

de mediciones de ruido ambiental, mapa de valores de Vs30 (relacionando el número de golpes

de SPT con valores de Vs30), estiman los valores de espesores de los sedimentos a partir de la

expresión que relaciona el período fundamental de un depósito sedimentario en función de la

velocidad promedio de onda de corte para todo el espesor (T=4H/Vs) y agrupan las microzonas

combinando las delimitación de Vs30 y las profundidades. Con la agrupación de todo lo

mencionado anteriormente hicieron el mapa preliminar de microzonificación.

1.6 Ubicación del área de estudio.

El Área Metropolitana de la conurbación Barcelona, Puerto La Cruz, Lechería y Guanta (Figura

1.2), esta ubicaba en el oriente de Venezuela, específicamente en el noreste del estado

Anzoátegui. Limita al norte con el Mar Caribe, al sur con el estado Bolívar, al oeste con los

estados Miranda y Guárico y al este con los estados Sucre y Monagas. Está conformada por los

siguientes municipios:

-Simón Bolívar: Capital Barcelona, compuesto por las parroquias San Cristóbal y El Carmen.

-Juan Antonio Sotillo: Capital Puerto La Cruz, compuesto por las parroquias Puerto La Cruz y

Pozuelos

-Diego Bautista Urbaneja: Capital Lecherías, compuesto por las parroquias Lecherías y El Morro.

-Guanta: Capital Guanta

Cubre un área aproximada de 117 Km2, delimitada entre las siguientes coordenadas:

Longitud: 1.110.000 a 1.121.000 UTM

Latitud: 309.000 a 318.000 UTM

7

Figura 1.2. Área de estudio. (Fuente: Díaz, 2009)

8

CAPITULO II

MARCO GEOLÓGICO

2.1 Geología Regional

La secuencia estratigráfica del Cretáceo-Oligoceno fue depositada en el flanco sur del

geosinclinal del Oriente de Venezuela. Su historia geológica comienza con una transgresión

progresiva sobre el borde septentrional del Macizo de Guayana, cuando se deposita el Grupo

Sucre (Barremiense-Cenomaniense) que comprende las formaciones Barranquin, El Cantil,

Borracha y Chimana. El Grupo Guayuta (Cenomaniense-Maestrichtiense), constituido por las

formaciones Querecual y San Antonio, representa la extensión máxima del ciclo transgresivo

(Rod, 1954).

A continuación siguió un ciclo sedimentario, principalmente regresivo con temporales

variaciones transgresivas, representado por el Grupo Santa Anita (Cretáceo Superior-Eoceno

superior), el cual se subdivide en las formaciones San Juan, Vidoño y Caratas. La regresión

tipificada por las areniscas de San Juan no fue muy marcada, ya que hacia el norte de la Serranía

se puede observar sedimentación contemporánea de lutitas (Formación Vidoño). La Formación

Caratas es transgresiva, pero hacia su tope (Miembro Tinajitas) se vuelve regresiva (Rod, 1954).

Siguió luego la transgresión del Oligoceno con la sedimentación de las formaciones Los

Jabillos y Areo. La sedimentación de Areo termina la acumulación en el geosinclinal del Oriente

de Venezuela y a partir de la Formación Naricual, el resto de las formaciones están confinadas

entre la Serranía y el Escudo al desarrollarse la cuenca de Maturín (Rod, 1954).

Finalmente, el Mioceno marca el comienzo de la orogénesis y empieza una regresión regional

representada por los sedimentos deltaicos o fluviales de las formaciones Naricual, Capiricual y

Quiamare (Rod, 1954).

9

2.1.1 Tectónica General

La Serranía del Interior es un gran geanticlinal, muy erosionado, con eje aproximadamente E-O

y con declive hacia el Oeste. El geanticlinal fué el resultado de un gran acortamiento del flanco

deposicional. Por la asimetría de los pliegues y el declive podemos observar que el acortamiento

aumenta hacia el E. llegando hasta producir volcamiento y corrimiento (ángulo alto) en el pié del

cerro entre Santa Bárbara y Quiriquire. Hacia el Oeste, hacia Barcelona, la reducción horizontal

sólo produce asimetrías en los pliegues y como una última etapa crea grandes rasgaduras que

separan sus pliegues de los que se observan en los bloques confinantes (Hedberg y Pyre, 1944).

La deformación que creó el geanticlinal indica fuerzas compresivas hacia el sur, principalmente

durante el Mioceno inferior, resultando en pliegues E-O y llegando finalmente al fallamiento que

separa la montaña y la eleva hasta convertirla en tierra firme y así constituir el flanco norte de la

Cuenca de Maturín (Hedberg y Pyre, 1944).

Como una última etapa, la continuidad del esfuerzo empujó todo el geanticlinal hacia el SE, a

principios del Plioceno, levantando aún más la serranía. Es en este desplazamiento cuando la falla

de Urica deformó el plegamiento ya existente y lo separa totalmente de la secuencia que se ve en

el bloque sur. Contra esta falla desaparece el Anticlinal de Bergantín y el Sinclinal de La Peonía.

Dos elementos de esta falla transcurrente los estudiaremos en la región de Naricual (Falla de

Cerro Grande y Falla de Capiricual). Rod (1959) describió las evidencias de esta falla y trató de

explicar su mecánica.

El flanco sur del geanticlinal es el más preservado (básicamente por razones litológicas). Este

flanco coincide con la zona sur de la cordillera y es aquí donde afloran secciones desde el

Cretáceo inferior-medio hasta el Mioceno. El flanco norte ha sido completamente erosionado y el

remanente actual representa sólo el núcleo, con afloramientos del Grupo Sucre, la sección más

antigua de la serranía (Hedberg y Pyre, 1944).

La región Barcelona-Río Querecual está en la zona de declive regional para las formaciones El

Cantíl, Chimana y el Grupo Santa Anita (Hedberg, 1937).

10

2.1.2 Estratigrafía General

La descripción de las formaciones que sigue es un extracto de la segunda edición del Léxico

Estratigráfico de Venezuela (1970).

Grupo Sucre (Fm Barranquin, El Cantíl y Chimana:

El Cantíl se caracteriza por calizas litográficas grises, densa en capas medias a gruesas, es muy

variable e incluye diferentes proporciones litológicas y no hay patrón fijo que pueda aplicarse en

todos los casos. Borracha representa una predominancia de caliza (83%) y El Cantíl una etapa

más bién transicional (caliza 38%; arenisca 33% y lutita+limolita 29%). Chimana se caracteriza

por lutitas marinas de colores abigarrados, pocas calizas tipo El Cantíl y areniscas glauconíticas,

tuvo su origen en la sección del Río Querecual, entre la Isla Chimana Grande y el Río Querecual,

el cambio litológico es considerable. de 87% de lutitas en la sección tipo disminuye hasta 55% en

la sección del área de Querecual, aumentando considerablemente el porcentaje arenoso. La

Formación Chimana desaparece hacia el E. dentro del intervalo caliza/lutita/arenisca de la Fm. El

Cantíl. Barranquín se encuentra en los anticlinales de Pertigalete (NE. de Puerto La Cruz) y

Bergantín. En el Anticlinal de Bergantín tiene gran espesor y una facie predominantemente

arenosa, típica, igual a la de la sección de referencia en el Pico García (NE. de Aragua de

Maturín, Edo. Monagas), está caracterizado por areniscas continentales (Ver figura 2.1 y 2.2).

Grupo Guayuta (Fm San Antonio y Querecual):

La subdivisión del Grupo Guayuta, en las formaciones San Antonio y Querecual (ver figura 2.1

y 2.2), no puede aplicarse hacia el norte del área de Bergantín. Desaparecen las areniscas claves y

aunque el porcentaje litológico sigue diferente, no asegura un nivel de separación fijo y trazable.

Los nombres de Querecual y San Antonio sólo tienen pues valor local y sólo se pueden establecer

donde se mantengan los intervalos de areniscas, como ocurre hacia el SE. del Río Querecual.

Guayuta es un intervalo clave. De gran extensión regional en Venezuela y con una litología

típica. Su fauna pelágica, rica en Gumbelinas, Globigerinas y Globotruncanas, aparecen con

notable contraste en la columna geológica.

11

Grupo Santa Anita (Formaciones San Juan, Vidoño y Caratas):

La Formación San Juan (Ver figuras 2.1 y 2.2) desaparece por lenticularidad hacia el N. y NO.

No llega al área de Neverí, ni la encontraremos en el Sinclinal de Tinajitas. Hacia el SE, llega a

tener gran espesor y llega a abarcar las facies arenosas de la Fm. San Antonio y las de Vidoño. La

Fm. San Juan es de origen fluvial, pasando gradualmente a marina en su extensión norte.

La formación Vidoña (Ver figuras 2.1 y 2.2) es predominantemente lutítica, pero hacia la

plataforma aumenta en clásticos, apareciendo primero un intervalo medio de areniscas

glauconiticas y luego un incremento arenoso del tercio basal. El tope de Vidoño, lutítico, se

extiende por toda la serranía y es un intervalo guía de correlación regional.

La formación Caratas (Ver figuras 2.1 y 2.2) cambia excepcionalmente. La base llega a

convertirse en un intervalo continuo de areniscas, pero mantiene en común con su sección tipo,

las calizas orbitoidales (Mbro. Tinajitas) que estudiaremos en el Sinclinal de Tinajitas.

Para el área de Barcelona, Hedberg y Pyre (1944) consideraban a la Formación Caratas

dividida en dos partes y separada por una discordancia. Para la base, de areniscas y limolitas,

reservaban el nombre de Caratas. Para lo que hoy conocemos como el tope calcáreo orbitoidal de

Caratas, más la Fm. La Formación Caratas es de edad Eocena y solo recientemente se ha

comprobado paleontológicamente la continuidad sedimentaria.

Grupo Merecure (Formaciones Los Jabilos, Areo y Naricual)

La formación Los Jabilos está constituída principalmente por areniscas cuarzosas de grano

subredondo, medio a grueso, con guijas y guijarros de cuarzo. La cementación secundaria en los

ríos, les da aspecto cuarcítico, pero las meteorizadas, en los cerros, son blandas y friables. Las

areniscas contienen macrofósiles y los intervalos limolíticos, foraminíferos. Estas areniscas son

de ambiente marino litoral, pero localmente presentan marcada influencia fluvial (Figura 2.2).

La Formación Areo está caracterizada por lutitas grises, blandas y microfosilíferas. La edad, es

definitivamente Oligocena. Esta formación es la última depositada en el flanco del gesinclinal,

que tiene extensión regional en toda la serranía. Con su sedimentación termina la acumulación en

el Gesinclinal del Oriente de Venezuela y señala el comienzo de la subdivisión de cuencas

12

La Formación Naricual (Figuras 2.1 y 2.2) está formada por areniscas, lutitas y carbones. Fué

formada en ambiente salobre y deltáico. Está constituida por un 15 a 25% de areniscas cuarzosas;

75 a 85% de lutitas carbonáceas, lutitas arenosas y limolitas finamente laminadas. El porcentaje

de carbón no llega al 1%. El espesor de esta formación, estimado en la sección tipo, es de unos

1.800 metros. En la localidad tipo, por la distribución esporádica de los carbones a lo largo de la

columna, fué dividido el tramo carbonífero, en tres paquetes, que de abajo hacia arriba son: Santa

María, Mallorquín y Araguita.

La formación Capiricual incluye sedimentos de agua salobre y marinos de poca profundidad.

Está constituída por un 80% de lutitas gris marrón y gris verdoso, microfosilíferas, y algunas

lutitas arenáceas. Las areniscas, que son las que caracterizan a la formación, son gris marrón y

gris verdosas, "sal y pimienta", de grano fino a medio, en capas gruesas y finamente laminadas.

Frecuentemente se encuentran lechos delgados y lentes de conglomerados con guijas de ftanita.

Esta formación es la equivalente lateral de las Formaciones Capaya, Capiricual y Uchirito.

Representa un cambio lateral a condiciones menos marinas que hacia el E. (área de Río Carapita).

La zona de contactos, o de inter-relación de intervalos, fué establecida en el sitio de acuñamiento

de la Fm. Carapita. Una línea arbitraria, vertical, es el límite de las equivalencias laterales. La

formación pasa de los 4.000 metros y su sección tipo está en la carretera Puerto La Cruz-Oficina.

Su edad es Mioceno inferior y su fauna poca determinativa.

La formación Capaya (Figura 2.2) fue definida originalmente como una "lengua" (a 6 Kms, al

S. de Bergantín). Está formada por areniscas gris marrón y gris verdosa, de grano fino "sal y

pimienta", en capas gruesas y con guijas de ftanita lutitas (85%) arenosas y limosas, con bandas y

concreciones de ferrolita. Su extensión geográfica y su identificación en el subsuelo está

controlada por la presencia de la Fm. Carapita. El espesor es de unos 670 ms, y su edad Mioceno

inferior.

La formación Carapita (Figuras 2.1 y 2.2) está caracterizada por secciones de lutitas muy

fosilíferas. Las lutitas son gris oscuro, poco limosas y calcáreas, meteorizando a gris-marrón.

Bandas y nódulos de ferrolita son comunes. Localmente hay delgados intervalos de limolita,

endurecidos por cemento ferruginoso, que resaltan en la sección de lutitas. Hacia la base

encuentran algunas areniscas del tipo descrito para la Fm. Capaya. El espesor de Carapita, en la

13

sección tipo, es de unos 1.100 ms. La formación desaparece hacia el O por lenticularidad y

engrosa considerablemente hacia la cuenca de Maturín, donde alcanza espesores mayores de los

4.000 metros. Su edad es Mioceno inferior.

La formación Ochirito originalmente fué definida por los conglomerados de ftanita que forman

la Serranía de Uchirito. En realidad solo el 20% está constituido por areniscas, de grano fino a

grueso, capas potentes, con bandas y lentes de conglomerados de guijarros. Lutitas y limolitas

carbonáceas, blandas con microfósiles, forman el resto del intervalo. Las capas de conglomerado

son raras en la formación y los lechos entre las areniscas, raramente exceden los 15 cms. El

espesor estimado de esta formación es de 1.375 ms. y su edad, Mioceno inferior.

La Formación Quiamare está caracterizada por arcillitas moteadas no marinas, areniscas

guijosas y conglomerados y lutitas carbonáceas. La sección tipo está en la carretera Puerto la

Cruz-El Tigre, entre Boca de Tigre y San Mateo. Las arcillitas y las limolitas argiláceas son

moteadas, entre gris pardo y marrón, blandas, limosas a arenosas, interestratificadas con areniscas

gris claro a parda, de escogimiento pobre, grano grueso, con guijas y guijarros (de hasta 15 cms.)

y localmente conglomerados de peñones en bandas y lentes (entre los peñones se reconocen

cuarzo, ftanita negra, caliza silícea y arenisca cuarcítica). La estratificación es muy lenticular y

varía desde capas delgadas a gruesas.

En el área de Santa Inés, se ha dividido en tres miembros (base al tope):

Revoltijo: lutitas carbonácea.

Salomón: arcillitas moteadas.

San Mateo: areniscas y conglomerados.

14

Figura 2.1. Columna Estratigráfica de las Formaciones mencionadas anteriormente.

(Fuente: SCHLUMBERGER, 1997).

15

Figura 2.2. Geología del área de estudio. Modificado de Benain y Caicedo (2009).

Trabajo inédito sujeto a revisiones.

16

2.2 Marco geológico local

Las rocas más antiguas del noreste de Venezuela son los esquistos, filitas, cuarcitas y calizas

metamorfizadas de la serie Caribe, de probable edad mesozoica antigua. Estas rocas están en

contacto de falla con sedimentos no metamorfizados del Cretáceo superior, con un espesor

cercano a los 1525 metros de areniscas depositados en aguas poco profundas, lutitas y calizas de

arrecifes, generalmente variables, y que pertenecen a las formaciones Barranquín, El Cantil y

Chimana. A estas siguen facies de aguas más profundas, con unos 915 a 1220 metros de calizas

negras, carbonáceo-bituminosas y lutitas calcáreas con desarrollos locales de areniscas y ftanita

en su parte superior y que constituyen el grupo Guayuta (formaciones Querecual y San Antonio)

de edad cretácea superior. Suprayacente, y en estado concordante con el grupo Guayuta, está la

formación Santa Anita en un tramo superior de arenisca (Cretáceo Superior), un tramo intermedio

de lutita (Cretáceo Superior – Paleoceno) y un tramo superior de limonitas calcáreas, areniscas

dolomíticas y lutitas (Paleoceno – Eoceno). Toda la formación tiene un espesor cercano a los 732

metros.

La Formación Santa Anita está cubierta por la Formación Merecure, en la parte oriental del área

el contacto entre ambas parece ser transicional, pero en las cercanías de Barcelona puede existir

una discordancia erosional. La parte media de Merecure contiene foraminíferos orbitoides

indicativos de una edad más joven. La parte superior de la formación está constituida por el tramo

carbonífero de Naricual y es probablemente, en parte, de edad temprana. El espesor de la

formación Merecure es de 1677 a 2286 metros. (Hedberg y Pyre, 1944).

En el Área Metropolitana del norte del estado Anzoátegui la litología es bastante diversa, se

presentan capas de arenas y arcillas intercaladas, con presencia de lentes de diversos materiales

distribuidos de manera errática, tales como: limos, arcillas limosas, materia orgánica, arena fina

limo – arcillosa, arena gravosa, gravas, etc. Esta variabilidad está relacionada con la génesis

aluvial – coluvial de los diferentes depósitos del área: acumulaciones de sedimentos

transportados por el Río Neverí, así como también la meteorización y desprendimiento de

material proveniente de la falda de los cerros circundantes (Boiero y De Goveia, 2005).

17

Las compañías INGEOSOLUM C.A. (1998 han hecho estudios geotécnicos preliminares en

lotes con fines civiles en el área donde se hará la investigación, donde señalan las diferentes

condiciones del terreno en dicha ciudad y proporciona valiosa información referente a las

litologías, espesores y densidades del suelo en algunas áreas características de la zona. Esto se

logro a través de perforaciones geotécnicas de estudios de SPT distribuidos por la zona.

Las perforaciones geotécnicas reportaron en su mayoría que el material que cubre la superficie

se constituye de materiales de relleno, que a su vez se encuentra en contacto con una capa de

arcilla limosa algo arenosa fina blanda a muy dura, con presencia de conchas fragmentadas

cementadas ocasionales más cercanas a la superficie. A partir de los primeros 10 m de

profundidad se puede observar la presencia de capas de espesores variables entre 2 m y 4 m en

algunas zonas; mientras que en otras, a casi la misma profundidad, se pueden reportar capas

compuestas de arcilla limosa, limo algo arenoso fino con vetas de arcilla limosa y arena fina

limosa algo suelta. A partir de los 10 m de profundidad en adelante, se pueden observar

materiales de arcilla limosa algo arenosa, dura, de mediana plasticidad, con rocas calcáreas

marrón amarillento y grises en vetas blandas, con algunos restos orgánicos. Por debajo de los 10

m de profundidad se encuentra una capa de arena fina muy limosa, medianamente densa a densa,

suave, cuarzosa con un espesor aproximado de 2 m.

18

CAPITULO III

MARCO TÉORICO

El objetivo principal de este trabajo es analizar los perfiles sísmicos directamente influenciados

por las ondas superficiales, lo que hace que sean de mayor interés en la investigación.

3.1 Ondas Superficiales

Las ondas superficiales son análogas a las ondas de agua y viajan sobre la superficie de la

Tierra. Se desplazan a menor velocidad que las ondas de cuerpo. Debido a su baja frecuencia

provocan resonancia en edificios con mayor facilidad que las ondas de cuerpo y son por ende las

ondas sísmicas más destructivas. Existen dos tipos de ondas superficiales: ondas Rayleigh y

ondas Love.

Ondas Rayleigh

Se forman en la superficie de la Tierra y hacen que las partículas se desplacen según una

trayectoria elíptica retrograda. Sin embargo, como las propiedades de las ondas Rayleigh son

dependientes de la frecuencia en medios verticales heterogéneos, estos tipos de ondas son

utilizadas para representar y caracterizar el subsuelo superficial.

Figura 3.1. Onda Rayleigh. (Fuente: www.funvisis.gob.ve)

19

Ondas Love

Las ondas Love son ondas superficiales que provocan cortes horizontales en la tierra. Fueron

bautizadas por A.E.H. Love, un matemático británico que creó un modelo matemático de las

ondas en 1911. Las ondas Love son levemente más lentas que las ondas de Rayleigh.

Figura 3.2. Onda Love. (Fuente: www.funvisis.gob.ve)

3.2 Dispersión de Ondas Rayleigh

Se define como dispersión al cambio de velocidad de propagación de las ondas Rayleigh en

función de la longitud de onda (λ) o de la frecuencia (f). Este fenómeno solamente se manifiesta

cuando el medio no es homogéneo en términos de la distribución de los valores de Vs según la

vertical. En un medio con valores de Vs crecientes con la profundidad las componentes de alta

frecuencia (menor longitud de onda) se transmiten a menor velocidad de fase (CR) que las de

baja frecuencia (mayor longitud de onda) que además profundizan más en el terreno (Granda et

al, 2005). Es importante destacar que más de una velocidad de fase puede estar asociada con una

frecuencia de onda Rayleigh, simplemente porque estas ondas pueden viajar a diferentes

velocidades para una frecuencia dada. La velocidad más baja es llamada velocidad del modo

fundamental (o primer modo) (Xia et al., 1999).

La velocidad de onda S puede ser obtenida invirtiendo la velocidad de fase dispersiva de la

onda superficial (Rayleigh y/o Love). En el caso de un semi-espacio solido y homogéneo, la onda

Rayleigh no es dispersiva y viaja a una velocidad aproximada de 0.9194ν, cuando el modulo de

Possion es igual a 0.25, y donde ν es la velocidad de la onda S en el semi-espacio ) (Xia et al.,

1999). Sin embargo, en el caso que exista una capa sobre ese semi-espacio, las ondas Rayleigh se

convierten en dispersivas, cuando sus longitudes de ondas están en el rango de 1-30 veces el

20

espesor de la capa (Figura 3.3). Por tanto, mediante la inversión de los datos de dispersión de las

ondas Rayleigh de altas frecuencias, se pueden obtener velocidades confiables de ondas S

cercanas a la superficie (Xia et al., 1999).

Figura 3.3. Dispersión en la transmisión de ondas Rayleigh (Fuente: Granada et al, 2005).

3.3 Velocidad de las ondas de corte (Vs)

La velocidad de las ondas S puede ser obtenida a través de mediciones in-situ como la sísmica

de onda S, técnicas de DownHole y CrossHole, o a través de ondas superficiales con estaciones

simples o arreglos. Por lo general, las mediciones de DownHole y Crosshole son muy costosas y

requieren mucho tiempo.

La sísmica empleada para encontrar la estructura de las ondas S incluye ondas corpóreas en un

rango mayor de los 30Hz, esto permite graficar interfaces presentes en el subsuelo, pero el rango

de frecuencia se encuentra por encima del rango de interés para la ingeniería sísmica. Otros de los

principales problemas de la sísmica de onda S es el acoplamiento de la fuente en el suelo, lo cual

produce una limitación en la profundidad de penetración de la onda S.

Los métodos de ondas superficiales brindan la ventaja que son métodos no invasivos y que

varios de estos métodos pueden ser empleados en entornos urbanos e industriales sin ninguna

dificultad y de forma bastante rápida y económica.

21

La determinación de la velocidad de propagación de las ondas de corte (Vs) es de gran utilidad

en la geotecnia, ya que con este valor se puede:

1) Determinar el módulo de rigidez al esfuerzo cortante (G)

2) Inferir densidad en campo

3) Estimar el estado de esfuerzos

4) Estimar la cementación natural

5) Evaluar la alteración de una muestra (Stokoe y Woods, 1989).

La relación entre Vs y el módulo de cortante (G) está dada por la siguiente ecuación:

G = ρ Vs²

En donde: ρ = densidad; Vs = velocidad de onda de corte.

Como las deformaciones causadas por las pruebas geofísicas son muy pequeñas, el módulo de

cortante que se obtiene con la Vs determinada con dichas pruebas viene siendo el valor máximo

(Go), y sufre una degradación mayor o menor, dependiendo del suelo y de la deformación

inducida. A este tipo de comportamiento de materiales se le conoce como elástico no-lineal, está

asociado con suelos y rocas blandas, y se ha avanzado mucho en la comprensión de este

fenómeno especialmente en los últimos años (Matthews et al., 1996), por lo que los valores de

Vs y Go tienen aplicaciones tanto para análisis geotécnicos, estáticos y dinámicos.

3.3.1 Velocidad de las ondas de Corte a los 30 metros (Vs30)

Es la velocidad promedio de la onda de corte en los primeros 30 metros de profundidad. Este

parámetro es para definir lo que se conoce como el sustrato geotécnico y la mayoría de los

modelos de clasificación de suelos del mundo se basan en ese valor, entre ellos la norma NEHRP

(National Earthquake Hazards Reduction Program) y el sistema de clasificación de la USGS

(United State Geological Survey) (BSSC, 2003).

22

3.4 Microtremores.

Los microtremores, también llamados ruido ambiental, microtrepidaciones, microtemblores,

oscilaciones omnipresentes y ruido de fondo, son vibraciones aleatorias inducidas en las masas de

suelo y roca por fuentes naturales y artificiales. Este tipo de información es principalmente

utilizada para el estudio de las propiedades y formas de las capas superficiales (Trifunac y

Todorowska, 2000). En la Figura 3.4, se presenta un ejemplo de las diferentes fuentes que

originan el ruido ambiental o microtremores, tanto de origen natural y/o artificial y cuyas

características se describen a continuación:

Fuentes naturales: Entre los más importantes esta el oleaje, el viento, la presión atmosférica y

la actividad volcánica, entre otros.

Fuentes artificiales: Como el tráfico vehicular y/o trenes, el paso de peatones, maquinaria

industrial, etc.

Figura 3.4. Algunos ejemplos de fuentes generadoras de microtremores: fuente activa y pasiva.

(Fuente: www.igp.gob.pe).

23

Figura 3.5. Clasificación de los Microtremores. (Fuente: www.igp.gob.pe)

3.4.1 Características de registro de microtremores.

Según Kanai y Tanaka (1954), las amplitudes de los registros obtenidos durante el día eran

entre 2 y 10 veces más grandes que aquellos registrados durante la noche, lo que sugiere que las

amplitudes de los microtremores son dependientes del tiempo de medida y de las fuentes de

vibración alrededor del punto de medición.

24

Los microtremores se caracterizan por contener básicamente ondas superficiales del tipo

Rayleigh y Love (Aki, 1957, Asten, 1976, Tokimatsu, 1997, Bard, 1999, Trifunac y Todorowska,

2000, Kuroiwa, 2002) de ahí que permiten caracterizar las estructuras geológicas de los suelos,

dado que las fuentes están distribuidas al azar.

Otra de las características de los microtremores es que se presentan en un rango de frecuencia

entre 0.01 a 30 Hz, aunque la banda de interés está entre 0.1 a 10 Hz; es decir el rango en el cual

parte de la energía se transmite como ondas Rayleigh y cuyos modos y velocidades de

propagación se pueden estimar y medir con arreglos instrumentales y así conocer las

características de los parámetros elásticos de la corteza terrestre. En general, las características

espectrales de los microtremores pueden correlacionarse con las condiciones geológicas locales.

Por ejemplo, los períodos predominantes menores a 0.2 segundos son característicos de rocas

duras; mientras que, períodos predominantes superiores a 0.2 segundos son típicos de depósitos

más blandos y de mayor potencia (Tokimatsu, 1997). En la Figura 3.6.A, se muestran ejemplos

representativos de microtremores observados en varios tipos de suelos y que son actualmente

usados en el código de edificación de Japón:

Tipo I: rocas, gravas arenosas duras del Terciario.

Tipo II: gravas arenosas, arcillas arenosas duras y otros suelos de tipo aluvial gravosos, con

espesores de 5 metros o más.

Tipo III: Suelo aluvial con espesor de 5 metros o más.

Tipo IV: Suelo aluvial de depósitos deltaicos blandos, suelo superficial, limos, con espesores de

30 metros o más.

En la Figura 3.6.B, se muestran los valores de las frecuencias características para cada tipo de

los suelos antes indicados.

25

Figura 3.6. A) registros representativos de microtremores observados en varios tipos de suelo. B)

curvas de distribución de periodos, para microtremores representativos.

(Fuente: www.igp.gob.pe).

3.5 Método de ondas sísmicas superficiales.

3.5.1. Métodos activos.

Registran ondas Rayleigh inducidas por una fuente impulsiva o por una fuente oscilatoria con

movimientos verticales armónicos; en estos métodos los sensores verticales son ubicados en la

superficie en línea con la fuente, y la velocidad de fase se calcula a partir del análisis espectral,

son útiles para explorar profundidades de 10 a 20 metros aproximadamente. Para lograr

caracterizar mayores profundidades se necesita una fuente con mayor alcance.

Los principales métodos activos son: Spectral Analysis of Surface Wave (SASW) y Multi-

Channel Analysis of Surface Wave (MASW).

26

3.5.2. Métodos Pasivos.

Son métodos geofísicos basados en el análisis de microtremores. No requieren que se generen,

como los explosivos en exploración sísmica. El objetivo de los métodos de ondas sísmicas

superficiales pasivos es evaluar de forma indirecta y no destructiva la conformación del suelo.

Para este fin, se utiliza un arreglo instrumental bidimensional sobre la superficie, o bien un sólo

instrumento; puede ser sólo la componente vertical o las tres componentes de movimiento. El

análisis de estos datos se puede realizar con métodos de dispersión de ondas superficiales, o bien

características de las capas más superficiales como son: la frecuencia fundamental y la

amplificación asociada (Flores-Estrella et al, 2004).

Los principales métodos Pasivos son: Nakamura (H/V), Técnica f-k y Técnica de

Autocorrelacion Espacial (SPAC).

3.5.3. Métodos Híbridos.

Resultan de una combinación entre los métodos Activos y Pasivos, por ejemplo, Análisis de

Microtremores (ReMi)

3.5.3.1. Refracción de Microtremores (ReMi)

El método de refracción microtremor (ReMi) fue propuesto por Louie (2001) y constituye uno

de los más recientes avances entre los métodos geofísicos aplicados a la caracterización de sitios

y evaluación de terrenos para ingeniería civil.

ReMi es un nuevo método para mediciones in situ de perfiles de velocidad de ondas de corte Vs

usando registros de ruido ambiental. Para la adquisición de datos se usa el mismo sismógrafo

convencional y geófonos verticales de onda P usado en estudios de refracción. Las ondas P

pueden ser estimadas matemáticamente en función de un mínimo conocimiento del sitio a

investigar o medidas de refracción hechas con el mismo arreglo. Es un método de altísimo

potencial en aplicaciones urbanas e industriales. Resulta también particularmente útil en áreas

donde no se puede usar explosivo o donde inversiones de velocidades limitan la aplicación de

métodos tradicionales como refracción y reflexión.

27

Esta técnica está basada en dos fundamentales ideas. La primera es que el equipo de

adquisición de refracción sísmica aporta una salida casi idéntica a la sísmica de refracción de la

onda P, además que puede efectivamente grabar ondas superficiales a frecuencias tan bajas como

de 2 Hz. La segunda idea es que se pueden separar las ondas Rayleigh de otras ondas registradas

por el equipo, y también que es posible reconocer la verdadera fase de velocidad de otras

velocidades aparentes. Esto hace posible un análisis espectral de ondas de superficies (SASW) y

una efectiva técnica de un análisis multicanal de ondas de superficies (MASW).

Las ventajas de ReMi, desde un punto de vista de adquisición sísmica son: requiere solamente

de equipos estándar de refracción, no requiere de una fuente de energía de onda especifica o

fuerte y trabaja mejor en ambientes con fuerte ruido superficial, elemento de disturbio en sísmica

estándar.

Dependiendo de las propiedades del material del subsuelo, arreglo geométrico y tipos de

sensores (distancia y frecuencia geófonos), ReMi puede determinar velocidades de ondas a

profundidades mínimas de 30m y hasta un máximo de 100m. El procesamiento ReMi involucra

tres pasos: Análisis Espectral de Velocidad, Selección de la Dispersión Fase-Velocidad Rayleigh

y Modelado de la Velocidad de la Onda de Cizalla (Louie, 2001).

Figura 3.7. Esquema de los principales pasos del procesamiento ReMi.

28

3. 6 Efecto de Sitio.

Los movimientos sísmicos de la tierra, están influenciados de una forma importante por las

características geotécnicas y la geología de superficie de los depósitos de suelo. Los llamados

“efectos de sitios” corresponden a las variaciones de los movimientos sísmicos en espacio,

amplitud, frecuencia y duración. Éstos incluyen principalmente los efectos de contraste de

influencia sobre los depósitos de suelos ubicados sobre el basamento (Bard, 1999).

En general, los efectos de sitios pueden ser definidos como las perturbaciones de las

características originales de las ondas (la amplitud, contenido de frecuencia y la duración), debido

a los rasgos geométricos de los depósitos de suelo y la topografía.

Las modificaciones se evidencian principalmente como una amplificación o una

desamplificación en todas las frecuencias de los movimientos de la tierra, éstas amplitudes

obedecen a varios parámetros, algunos de ellos propios del comportamiento dinámico de los

suelos y con propiedades físicas (Vs, P, humedad interna del suelo, etc.), otros están relacionados

con las características y la intensidad de las ondas; mientras que algunos rasgos se asocian en el

aspecto puramente geométrico, como lo son la topografía del basamento y de la superficie, las

variaciones laterales en la geología, las discontinuidades, etc.

3.7 Análisis Espectral de Velocidad (p-f).

El primer paso del método ReMi, en cuanto al procesamiento de datos, consiste en aplicar una

transformada bidimensional lentitud-frecuencia (p-f) a los registros de campo, que permitirá la

separación, identificación y selección de la curva de dispersión de la onda Rayleigh (con

velocidades de fase verdadera), de entre todos los eventos registrados. Esta es la segunda idea

fundamental del método (Louie, 2001).

El análisis espectral está basado en la transformación p-tau o “slantstack”. Esta transformación

toma una sección de registros de sismogramas múltiples, con amplitudes relacionadas con la

distancia y el tiempo (x-t), y las convierte a amplitudes relacionadas con el parámetro de rayo p

(inverso de la velocidad aparente), y un intercepto de tiempo tau. y otros autores usaron la

transformada p-tau como un paso inicial para el análisis de de la velocidad de refracción en ondas

p (Louie, 2001).

29

La transformada p-tau es una integral de línea a lo largo de un registro sísmico A(x,t) en una

distancia x y un tiempo t.

donde la pendiente de la línea p= dt/dx es el inverso de la velocidad aparente Va en la dirección

de x.

En la práctica x está discretizada en intervalos nx en un espaciamiento finito dx, así que x=jdx,

con j como un entero. Del mismo modo, el tiempo está discretizado con t=idt, dando una forma

discreta de la transformada p-tau, para p = po + ɭ dp positivos y negativos y tau = k dt.

Comenzando con un p = -pmax.∙

El valor pmax que define el inverso de la velocidad mínima. np está colocado efectivamente

para que sea uno a dos veces nx. Aquí dp puede variar de 0,0001-0,0005 seg/m, y se coloca para

cubrir el intervalo desde –pmax a pmax en incrementos de lentitud de 2np. Esta transformada

analizará la energía propagándose en ambas direcciones a lo largo del tendido. Los tiempos de

intercepción después de aplicar la transformada son simplemente tiempos de llagada a uno de los

extremos del tendido.

El paso siguiente es aplicar una transformada de Fourier discreta unidimensional en el eje de

tiempo de intercepto tau. De esta forma se pasa del espacio p-tau al espacio p-f. Para tener una

buena resolución de la frecuencia se requieren tiempos de grabación superiores a los normales

usados en la sísmica de refracción. Por esta razón, se emplean registros normalmente de 20-30

segundos.

El espectro de potencia Sa (p-f) es la magnitud al cuadrado de la transformada compleja de

Fourier (Louie, 2001):

30

en donde el * denota la conjugada compleja.

Este método suma conjuntamente dos transformadas p-tau de un registro, a lo largo de la línea

receptora, ya sea hacia delante o hacia atrás de la misma. Para sumar la energía en esas

direcciones, en un eje de lentitud, que representa el valor absoluto de p, /p/, se suma alrededor de

p=0 con:

Esto completa la transformada de un registro de distancia- tiempo (x-t) a lentitud-frecuencia (p-

f).

De esta forma, el análisis de lentitud-frecuencia ha producido un registro de la energía espectral

total en todos los registros de un sitio, el cual es graficado en ejes de lentitud-frecuencia (p-f). Si

se identifican tendencias dentro de esos ejes donde una fase coherente (ondas Rayleigh) tenga

una energía significativa, entonces se puede seleccionar, en bases a esas tendencias, una curva de

dispersión que se podrá analizar posteriormente (Louie, 2001).

En la imagen resultante al aplicar la transformada, las fases dispersivas muestran la curva típica

de los modelos normales en capas superficiales de baja velocidad: bajando desde altas

velocidades de base (baja lentitud) a frecuencias bajas, hasta velocidades de fase menores (alta

lentitud) a frecuencias más altas (Figura 3.8). Está pendiente distintiva representa la venta real del

análisis de p-f. Otros eventos que son grabados en los registros de microtremores, como ondas de

cuerpo o de aire, no pueden tener tal pendiente. Incluso, si la mayoría de la energía en un registro

sísmico es otra fase diferente a las ondas Rayleigh, el análisis p-f mostrara dicha energía (en la

imagen lentitud-frecuancia) lejos de la curvas de dispersión que con esta técnica se interpretan

(Louie, 2001).

31

Figura3.8. Curva de dispersión.

3.8 Selección de la dispersión fase-velocidad Rayleigh

Este análisis solo agrega un cálculo de la tasa de potencia, para la normalización espectral de

los registros de ruido (Louie, 2001). Este paso consiste principalmente, en transformar los

campos de ondas de los datos, al dominio lentitud-frecuencia (p-f), en donde la curva de

dispersión puede ser seleccionada directamente. El proceso envuelve dos transformaciones

lineales: un slant-stack seguido por una transformada de Fourier en una dimensión (1-D).

(McMechan y Yedlin, 1981).

La potencia promedio sobre todas las lentitudes puede ser diferente en órdenes de magnitudes

de una frecuencia a otra. Este método toma la tasa espectral R(|p|,f) de la potencia en cada

combinación lentitud-frecuencia en contra de la potencia promedio alrededor de todas las

lentitudes, en frecuencias con imágenes p-f individuales SA(|p|,f), o en una imagen total

Stotal(|p|,f)

32

con np siendo la mitad del número original de pasos de lentitud 2np.

La escogencia de las velocidades de fase en las frecuencias en donde hay una pendiente o un

pico en la tasa espectral, claramente localiza la curva de dispersión. Los escogimientos o “picks”

no se hacen en frecuencias sin un pico definido en la tasa espectral, o en puntos donde no se

observe la onda superficial dispersiva. La selección se hace a lo largo de una envolvente de baja

velocidad, bordeando el espectro de energía (Louie, 2001).

La selección se hace a lo largo de una “envolvente de baja velocidad”, bordeando el espectro de

energía que se observa en la imagen p-f. Para limitar dicha envolvente en las velocidades de fase,

es necesario la selección de tres puntos o picks en cada frecuencia: primero, en una velocidad de

fase baja, donde la tasa espectral comienza a separarse de las tasas bajas de ruido coherente;

segundo, en una velocidad que se escoge a criterio del intérprete, donde la tasa incrementa

abruptamente o donde este nivelada; y tercero, en una zona de alta velocidad en el tope de un

pico de tasa espectral, que puede estar centrada en una velocidad aparente por encima de una

velocidad de fase verdadera (Louie, 2001).

El aliasing espectral (Figura 3.9.A) contribuirá a la apariencia de artefactos en las imagines de

tasa espectral lentitud-frecuencia. La pendiente de artefactos en las imágenes p-f, está en una

dirección opuesta a la dispersión del modo normal (Louie, 2001). Este punto es clave a la hora de

realizar una correcta selección de la curva de dispersión.

33

Figura 3.9. A) Ejemplo del espectro p-f donde se observa el fenómeno de aliasing espectral y la

aparición del ruido coherente proveniente de los registros.

Figura 3.9. B) Ejemplo del espectro p-f donde se observa la presencia del modo fundamental y el

modo superior de la onda Rayleigh.

34

3.9 Modelado de la velocidad de la onda de corte.

Este paso consiste en modelos interactivos, que parten de los datos de dispersión de modo

normal que fueron escogidos de las imágenes p-f (figura 3.10). El modelo itera sobre la velocidad

de fase en cada periodo (o frecuencia), reporta cuando una solución no ha sido encontrada dentro

los parámetros de iteración, y puede modelar inversiones de velocidad con la profundidad.

(Louie, 2001).

El modelo, conseguido interactivamente de una curva de dispersión, realizado por una persona

experta puede producir más información de la velocidad en una zona específica, que un

procedimiento de inversión automatizada. El modelado interactivo puede evitar el mínimo local

en la función de error objetiva, además de evitar los casos de inversiones de velocidades falsas,

debido al problema equivalente, que es inherente a la naturaleza integradora de las velocidades de

ondas superficiales (Louie, 2001).

Otro problema para modelar las curvas de dispersión Rayleigh, es la falta de información de las

velocidades de la onda P o las densidades. Sin embargo, los experimentos que se han realizado

utilizando la herramienta de modelado interactiva, muestran que aunque hayan grandes cambios

en el módulo de Poisson o en la densidad, las velocidades de cizalla modeladas sólo cambiarán en

menos de un 10 % en el proceso de ajuste del espectro de velocidad de la onda Rayleigh (Louie,

2001). Por tanto, es razonable indicar que las curvas de dispersión Rayleigh son buenas

indicadoras de la estructuración de la velocidad de la onda S y pobres indicadores de la estructura

espectral de la velocidad de la onda P.

35

Figura 3.10. Ejemplo de modelo de velocidad de la onda S y de la curva de dispersión ajustada a

los picks.

36

CAPITULO IV

MARCO METODOLÓ GICO

4.1 Etapa de Pre-Campo

En esta etapa se recopiló y revisó la mayoría de la información bibliográfica y cartográfica

disponible de la zona de estudio y sobre la metodología del método geofísico a utilizar, con la

finalidad de adquirir el máximo conocimiento sobre la utilidad y aplicación del método ReMi. Se

realizó adicionalmente en esta etapa previa, una proyección de la posible ubicación de los

tendidos sísmicos, en los lugares tentativos donde se adquirirán los datos sísmicos en un plano

vial de la ciudad.

4.2 Etapa de Campo

4.2.1 Equipos utilizados

Se utiliza el siguiente equipo (Figura 4.1.) para realizar los 51 tendidos de adquisición de datos

ReMi:

a. 48 Geófonos de componente vertical de 4,5 Hz.

b. 2 Sismógrafos Geometrics Geode de 24 canales.

c. 2 Cables de transmisión donde se conectan los geófonos.

d. 2 Cables de comunicación entre sismógrafos.

e. 1 Laptop con el software Seismodule Geometrics para la adquisición.

f. 1 navegador GPS.

g. 1 Batería de 12V

h. 1 NIB conector entre la laptop y el sismógrafo

i. 1 libreta de campo

37

Figura 4.1. Equipo utilizado para la adquisición de datos sísmicos.

4.2.2 Metodología de adquisición

A continuación se describe el procedimiento que se utilizó en la adquisición de los datos

sísmicos, en cada tendido:

1. Se buscó un lugar donde existieran mínimo 100m de distancia en el cual se montó el

tendido y se tomó con el GPS las coordenadas geográficas de ese lugar.

2. Se estableció la estación de adquisición en la mitad de los 100m (Figura 4.3).

3. Se extendieron los cables de transmisión a ambos lados de la estación de adquisición.

4. Se extendieron los geófonos a ambos lados de la estación y se conectaron a cada 2m al

cable de transmisión (Figura 4.2).

5. Se conectaron los cables de transmisión al sismógrafo.

6. Se conectaron los dos sismógrafos con uno de los cables de comunicación.

7. Se vinculó la laptop a los sismógrafos con el otro cable de comunicación y el NIB, que es

conectado entre el cable de comunicación y a la laptop.

Geode

Cable de transmición Geófono

Laptop

Batería

Cable de

comunicación

Libreta de campo

38

8. Se conectaron los sismógrafos a la batería a través de los cables tipo caimán.

9. Se encendieron los Geodes y la laptop, se abrió el software Seismodule Geometrics

donde se establecieron los parámetros de adquisición como la ubicación donde se van a

guardar los datos (ejemplo: disco C), cogido del tendido (nombre que se le da al tendido),

intervalo de muestreo (0,002s) y tiempo del registro (30s). Para cada tendido se hizo 12

registros de ruido sísmico.

Louie (2001) recomienda que los registros sean de una duración de 15 a 30 segundos. La

longitud del arreglo total puede variar de 91,44 m a 182,88 m. Esta longitud tiene efecto en la

profundidad del muestreo, esta es la profundidad en la cual se puede resolver y precisar las

velocidades de onda de cizalla. La máxima profundidad de resolución es de casi un tercio a un

medio de la longitud del arreglo. En este caso se usó un aproximado de 100 metros de longitud

por tendido lo que nos asegura una precisión de 15% en las velocidades hasta una profundidad de

33,3m a 50m. Este método no requiere de calibración de la respuesta de amplitud o frecuencia de

los geófonos (como sucede en la refracción), ReMi sólo emplea la información de fase en el

campo de onda registrado (Louie, 2001).

Los cables se deben colocar en un sitio del suelo que sea plano y centrado en el lugar de

medición. Los geófonos pueden ser colocados en pavimentos finos, y ubicados de tal forma, que

exista un buen acoplamiento con el suelo. Para los registros del ruido, una desviación en la línea

de 5% de la longitud total no afectará la precisión de 15% en los valores de velocidad obtenidos a

partir del método (Louie, 2001).

Se recomienda adquirir de 5 a 10 registros de ruido ambiental, cada uno de 15 a 30 segundos de

duración. El registro debe tener 12 ó 24 canales. En este caso se adquirieron 12 registros de ruido

ambiental con una duración de 30s por registro para cada tendido y 24 canales por Geode. Se

recomienda un intervalo de muestreo de 0,002 segundos para estudios de ondas de cizalla

superficiales. Se debe esperar por la presencia de una buena fuente de ruido como un tren,

camiones pesados, o un avión de vuelo bajo. Si el sitio es tranquilo, se debe activar algún tipo de

fuente durante cada registro, como por ejemplo mandarrias y martillos (Louie, 2001),

convirtiendo el método en una combinación de sísmica pasiva y activa, aunque mucho menos

invasiva y destructiva que la sísmica convencional.

39

Figura 4.2. Extensión de geófonos del tendido sísmico.

Figura 4.3. Estación de adquisición de ruido ambiental.

40

4.3. Metodología de procesamiento.

Se inicia con la transformación de los archivos .dat que nos arroja el software Seismodule

Geometrics a formato SEG-Y mediante el software Reflexw-Shortcut para que se puede leer en el

software SeisOpt®ReMiTM, este programa además de ayudar con la transformación de formato

también sirve para eliminar y editar trazas muertas.

Luego de que se tienen todos los archivos generados en formato SEG-Y (que son guardados en

una carpeta llamada ASCII) se procede al uso del modulo ReMi Vspect versión 0.4 del software

SeisOpt®ReMiTM.. El software SeisOpt® ReMi™ Version 4.0 de la casa Optim Software posee

2 módulos, el ReMiVspect® y ReMiDisper® (Louie, 2001).

4.3.1 Modulo ReMiVspect®

Este modulo nos permite seleccionar el picking en la onda Rayleigh mediante la curva de

dispersión de la onda, que es un espectro de velocidad en el dominio lentitud-frecuencia (p-f)

generado a partir de la transformada del campo de onda. Para ellos el software ReMi SeisOpt

dispone de 6 pasos (detallado en la Figura 4.4) para generar la curva de dispersión por cada

archivo adquirido en campo.

A continuación se presenta por pasos como seleccionar esta curva para cada tendido:

1. Abrir el archivo sísmico con el formato SEG-Y

Se inicia con en el paso 1.b porque ya todos los archivos están en formato SEG-Y (Figura 4.4)

Figura 4.4. Los 6 pasos que se deben seguir para el procesamiento.

41

Se busca el archivo del tendido que se vaya a trabajar en ese momento y se abren los 12

registros de ruido ambiental. Luego se abre la siguiente ventana (figura 4.5)

Figura 4.5. Parámetros que se cambiar para cada tendido.

Como se puede observar en la figura 4.5, se borra lo que está en el 2do y 3er recuadro y se

dejan en blanco para que se lean todos los datos sin ningún tipo de inconveniente y en Traces to

analyze se coloca el número de trazas que van hacer analizadas.

2. Pre-Procesamiento:

Este ejecuta una función de ganancia de ecualización de trazas y un centrado de todas las trazas

en los registros. La función de ganancia aplica un control de ganancia automático, el cual iguala

la longitud del número de muestras en el tiempo por traza sobre todas las trazas. La función de

centralización promedia todas las desviaciones y picos presentes en los registros (Figura 4.6)

(Manual de usuario Optim, 2009).

42

Figura 4.6. Paso 2 del procesamiento.

3. Eliminación o aplicación de geometría:

Este paso consiste en introducir la geometría usada durante las mediciones de campo o

eliminarla de los encabezados de las trazas de los registros. En las mediciones donde las

separaciones de los geófonos son aproximadamente iguales y las líneas están colocadas

relativamente rectas, con cambios graduales de elevación (desviaciones máximas de 5% de la

longitud total de la línea), se recomienda eliminar toda la información de geometría presente en

los encabezados de las trazas. En caso contrario, se debe aplicar la geometría correcta contenida

en el encabezado. En este proceso como la distancia de los geófonos son equidistantes se elimina

la geometría presente. (Figura 4.7) (Manual de usuario Optim, 2009).

Figura 4.7. Paso 3 del procesamiento.

43

4. Cálculo del espectro de velocidad para cada registro

Consiste en calcular la transformada p-f de todos los datos. Este proceso calcula una imagen de

tasa espectral de la dispersión fase-velocidad de una onda superficial, mediante las transformadas

p-tau y Fourier. Las imágenes resultantes se obtienen en el dominio lentitud-frecuencia (p-f). En

este paso se introdujeron los siguientes parámetros: intervalo de muestreo (dt: 0,002s), separación

entre geófonos (dx: 2m), frecuencia máxima a analizar (Fmax) y velocidad mínima esperada en el

área de investigación (Vmin), se deja el valor por defecto (Np: 48) y las direcciones de

propagación del ruido ambiental e inducido (Figura 4.8). Se obtiene la curva de dispersión de la

onda Rayleigh (Figura 4.9) (Manual de usuario Optim, 2009).

Figura 4.8. Parámetros que se deben modificar en el paso 4 del procesamiento.

44

Figura 4.9. Curva de dispersión de la onda Rayleigh.

5. Combinación de los registros individuales p-f en una sola imagen:

Este paso permite seleccionar y combinar las imágenes p-f, calculadas para cada registro, en

una sola imagen. Con esto se excluyeron los registros que contenían respuestas anómalas,

ocultando la continuidad de la dispersión de energía (Figura 4.10) (Manual de usuario Optim,

2009).

Figura 4.10. Paso 5 del procesamiento.

45

6. Selección de la curva de dispersión y guardado:

Consiste en seleccionar una serie de puntos (picking) que definen la curva de dispersión. Para

esto se observa y escoge la tendencia de dispersión, la cual se encuentra representada por los

valores bajos de lentitud y frecuencia. Se busca seleccionar los puntos que se encuentran en la

transición entre el azul claro y el verde que representan el modo fundamental de la onda Rayleigh

(Figura 4.11) (Manual de usuario Optim, 2009).

Por último se guardan los picking seleccionados en una carpeta para luego poder usarlos en el

modulo ReMiDisper®.

Figura 4.11. Paso 6 del procesamiento.

4.3.2 Modulo ReMiDisper®.

En esta fase se genera el modelo de espesor, número de capas y la velocidad de onda de corte.

Primero se deben cargar los picking antes seleccionados (Figura 4.12), estos se cargan en forma

de puntos rojos en una ventana que muestra un grafico de velocidad vs período (Figura 4.13).

Luego en la ventana de control (Figura 4.14) colocar los parámetros necesarios para el modelado

(esto varía para cada modelo), dichos parámetros son: período máximo y mínimo, profundidad

máxima y rango de velocidad a utilizar.

46

Figura 4.12. Paso para cargar los picking.

Figura 4.13. Ventana de curva de dispersión.

47

Figura 4.14. Ventana de control.

Por último se varía manualmente el número de capas, la velocidad de onda de corte de dichas

capas y el espesor de las capas en la ventana de perfil de modelado (Figura 4.15) con el objetivo

de que la curva de dispersión se ajuste a los picking que se muestran en la ventana anteriormente

discutida (Figura 4.16). Como resultado final debe haber una curva que pase por todos los puntos

y que arroje un error menor a 1% (Figura 4.17), el programa muestra una velocidad promedio de

onda de corte que es con la que se va a trabajar.

Figura 4.15. Ventana de perfil de modelado.

48

Figura 4.16. Ventana de curva de dispersión con la curva ajustada a los picking.

El perfil modelado para cada tendido se exporta como un archivo .txt para generar a través de la

herramienta excel los modelos unidimensionales (1D) de velocidades de ondas de corte, Vs30.

Tabla 1. Clasificación de suelos en función de la velocidad de las ondas de corte que establece

la norma COVENIN (2001).

Descripción del material

Velocidad promedio de onda de corte, Vs

(m/s) Roca Sana/ Fracturada

Vs>500

Suelos muy duros o muy densos (rígidos)

Vs>400

Suelos duros o densos

(medianamente rígidos)

250 Vs 400

Suelos firmes o medianamente densos

(baja rigidez)

170 Vs 250

Suelos bajos o sueltos (muy baja rigidez)

Vs<170

49

4.3.3 Modelos unidimensionales

Se crean modelos unidimensionales (1D) en función de la velocidad de las ondas de corte (Vs)

versus la profundidad (30 m), esto se hace para observar su comportamiento en los distintos

puntos de adquisición de datos de ruido sísmico ambiental y así poder hacer una mejor

comparación de columnas litológicas y número de golpes obtenidas en pozos cercanos a algunos

tendidos, con esto se confirman los datos obtenidos en el procesamiento mencionado

anteriormente.

Para generar los modelos 1D se abre la hoja de cálculo de excel y se importa el archivo txt

(Figura 4.17) y se crea un grafico de dispersión de línea recta que contenga la profundidad y la

velocidad de onda de corte de cada capa (Figura 4.18).

Figura 4.17. Valores obtenidos del procesamiento.

Figura 4.18. Modelo unidimensional.

50

CAPITULO V

RESULTADOS Y ANÁLISIS

En el año 2011 se publicó el informe técnico de avance correspondiente al segundo año del

proyecto de investigación aplicada a la gestión integral del riesgo en espacios urbanos (Vernáez

et al. 2011), donde el apartado referido a riesgo sísmico muestra el mapa preliminar de

microzonas sísmicas para la conurbación Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y Guanta, estado

Anzoátegui, integrando valores de Vs30 y de espesor de sedimentos (Figura 5.1).

Estos valores de Vs30 del mapa preliminar de microzonas sísmicas de la conurbación Puerto La

Cruz, Lechería, Barcelona y Guanta (Vernáez et al., 2011) fueron calculados empleando la

metodología propuesta por Allen y Wald, (2009) y aplicada por Morales et al., (2011) en el

proyecto de microzonificación sísmica de la ciudad de Caracas. Esta metodología se basa en una

equivalencia aproximada entre la pendiente topográfica del relieve y el valor de Vs30, cuando no

se dispone de suficiente información geológica y geotécnica. Los rangos de los valores de Vs30

del mapa preliminar de microzonas sísmicas provienen del mapa de Vs30 a partir de la topografía

(Figura 5.2). Los rangos escogidos para las microzonas sísmicas son: <185 m/s, 185-325 m/s,

325-650 m/s y >650 m/s (Tabla 2), estos rangos fueron utilizados por Schmitz et al., (2011) en el

proyecto de microzonificación sísmica de Caracas, ya que es en estos rangos de valores en donde

se observan para caracas las mayores diferencias o similitudes en la respuesta espectral en

superficie del suelo.

Tabla 2. Valores de Vs30 y espesores de sedimentos para la delimitación de microzonas.

(Schmitz et al., 2009).

51

Figura 5.1. Microzonas sísmicas preliminares de la conurbación de Puerto La Cruz, Lechería,

Barcelona y Guanta, estado Anzoátegui (Vernáez et al., 2011) y distribución de tendidos ReMi.

52

Figura 5.2. Valores de Vs30 obtenidos por la metodología de Allen y Wald (2009) (Vernáez et

al., 2011) y distribución de tendidos ReMi en el Área Metropolitana de Anzoátegui.

53

En relación al procesamiento realizado sobre las ondas superficiales adquiridas en campo

usando el método ReMi, se obtuvieron velocidades de onda de corte a los primeros 30 m de

profundidad (Vs30) que varían entre los 150 m/s y 500m/s distribuidas en toda el Área

Metropolitana del Norte del estado Anzoátegui. Para una mejor comprensión de los resultados de

Vs30 obtenidos a través de la metodología ReMi, estos se comparan con los valores de Vs30 por

topografía (Vernáez et al., 2011), con la clasificación de suelo establecido por la norma

COVENIN (2001) y con los rangos de Vs30 obtenidos en el mapa preliminar de microzonas

sísmicas de las ciudades de Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y Guanta realizado por Vernaéz

et al., (2011).

Para garantizar los datos de Vs30 obtenidos con el método ReMi se hace una comparación

entre perforación realizadas por Boiero y De Gouveia (2005) donde presentan columnas

litológicas para cada perforación (Anexo D). Se utilizaron 13 pozos cercanos a donde se realizó

la medición (Figura 5.4). Se buscoóque hubiera una similitud entre el número de golpes y

litología obtenida por Boiero y De Gouveia (2005) y el perfil de modelado para los tendidos

cercanos a dichos pozos (Anexo C). Estos tendidos son: 2, 3, 4, 6, 10, 11, 16, 30, 32, 38, 40, 42 y

48. Para los tendidos 2, 3, 6, 16, 38, 42 y 48 la similitud se puede apreciar fácilmente ya que el

número de golpe y las velocidades de onda de corte presentan la misma tendencia (Figura 5.3).

Asimismo se tomó en cuenta que las velocidades de onda de corte con respecto a la litología

encontrada (Tabla 3) tuviera una similitud con las velocidades de onda de corte obtenidas por el

método ReMi.

Figura 5.3. Numero de golpe, litología y perfil de modelado para el tendido 3

54

Tabla 3.Rangos de valores típicos de la velocidad de onda de corte en m/s (García, 1998).

Material Profundidad del deposito

3-20 m 21-50 m >50 m Arena suelta saturada 60-120

Arcilla 60-120 200-250 300-350

Limo 60-120

Limo arcilloso 60-120 240-280

Arcilla arenosa 100-150 250-280

Arena fina saturada 110-150

Arena media, uniformemente gradada 100-150 140-180

Arena dense 160-220

Arena arcillosa 170-220

Arena fina limo-arcilla 190-22

Arena arcillosa con grava 200-220

Arcilla y arena 140-180

Marga 220-260

55

Figura 5.4. Distribución de tendidos ReMi y pozos cercanos en la conurbación

Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y Guanta.

56

Para los otros casos, aunque el número de golpes y las velocidades de onda de corte obtenidas

por el método ReMi no presentan la misma tendencia (Figura 5.5), existe una relación entre las

velocidades de onda de corte con respecto a la litología (Tabla 3) y las velocidades de onda de

corte obtenidas con el método ReMi. Además, se debe considerar que el numero de golpes nos

refleja la resistencia que presenta el suelo, mayor sea el numero de golpe mayor será la

resistencia del suelo. Las litologías presentan un rango de velocidad de onda de corte para cada

material, en el caso de la arcilla la velocidad de onda de corte puede variar desde los 60 m/s hasta

los 400 m/s, siendo uno de los factores la resistencia del suelo.

Figura 5.5. Numero de golpes, litología y perfil de modelado para el tendido 40.

Así mismo, se buscó la similitud entre la geomorfología preliminar propuesta por Gonzales

(2011) y los perfiles de modelado para cada tendido. El Área Metropolitana del Norte de

Anzoátegui presenta las siguientes unidades geomorfológicas (ver figura 5.9): Rampas detríticas,

conos de deyección con explayamiento terminal, laderas, rellenos artificiales en salinetas, canales

artificiales, playas actuales, albuferas no funcionales holocenas y pleistocenas, tómbolos,

planicies de desborde fluvio-torrencial, paleocordones litorales en proceso de conformación para

el uso urbano, etc.

57

En el caso de las albuferas no funcionales (Ver figura 5.9 y tabla 4) todos los presentan un

perfil de modelado de tipo escalera (Figura 5.6) que concuerda perfectamente con estas unidades

ya que en el caso de las albuferas las velocidades de onda de corta tienden a aumentar con la

profundidad. En el caso de las albuferas no funcionales pleistocenas todas arrojaron valores de

Vs30 menores a 200 m/s, en estos casos donde los suelos sueltos y de baja rigidez coinciden con

las albuferas pleistocenas ya que se encuentran cercanas a las playas actuales, mientras que las

albuferas no funcionales holocenas se extienden a lo largo de costa.

Figura 5.6. Perfil de modelado tipo escalera del tendido 9.

En los rellenos artificiales en salinetas (Ver figura 5.9 y tabla 4) todos los tendidos presentan

un perfil de modelado donde la primera capa tiene una velocidad de onda de corte mayor con

respecto a la segunda capa (Figura 5.7)

Figura 5.7. Perfil de modelado del tendido 10.

58

En la unidad planicie de desborde fluvio-torrecial (Ver figura 5.9 y tabla 4) las superficies

planas probablemente aumenta la onda sísmica con la profundidad, todos los tendidos

proyectaron perfiles de modelado tipo escalera pero con una variación mínima de la velocidad de

onda de corte entre las capas (Figura 5.8), además todos tiene un Vs30 entre 200 y 210 m/s.

Figura 5.8. Perfil de modelado del tendido 35.

Fig. 5.9. Mapa Geoformológico del Área Metropolitana del Note del estado Anzoátegui (Fuente:

Gonzales, 2011)

59

Tabla 4. Tendidos realizados con la metodología ReMi que pertenecen a las siguientes unidades

geomorfológicas en el Área Metropolitana del Norte del estado Anzoátegui.

Unidad Geomorfológicas Nro. de tendido

Albuferas no funcionales holocenas 9, 17, 18, 19, 20, 21, 22, 23, 24, 25, 26,

27, 28, 29, 31, 39, 40, 41, 43, 44 y 45

Albufera no funcional pleistocenas 5, 8, 12, 13, 15, 16, 33, 42, 46 y 47

Rellenos artificiales en salinetas 4, 6, 10, 11, 14, 30 y 32

planicie de desborde fluvio-torrecial 34, 35, 36, 37 y 48

60

5.1 Comparación entre Vs30 obtenido por el método de refracción por microtremores

(ReMi) y Vs30 por aproximación topográfica.

Con referencia al mapa de Vs30 por aproximado topográfico realizado por Vernaéz et al.,

(2011) existen algunas diferencias entre los valores de Vs30 expuestos en dicho trabajo y los

valores de Vs30 obtenidos por ReMi (Figura 5.11).

En el caso del municipio Guanta (Guanta) (Figura 5.10 y anexo A), todos los valores de Vs30

obtenidos por ReMi se encuentran en el rango de 185-325 m/s. Se observó que el valor de Vs30

del tendido 51 concuerda con el valor de Vs30 por aproximación topográfica y los tendido 49 y

50 se encuentran entre los limites de 185-325 m/s y 325-650 m/s (Figura 5.11). Sin embargo se

tomó en cuenta que el municipio Guanta se localiza en la unidad geomorfológica “Cono de

deyección” con explayamiento terminal en donde se observó material coluvial depositado a la

salida de la quebrada La Culebra, este material se ha explayado y se extiende prácticamente hasta

los rellenos costeros. Además todos los tendidos en esta área muestran una velocidad de onda de

corte que aumenta con la profundidad (Anexo B).

En el municipio Juan Antonio Sotillo (Puerto La Cruz) (Figura 5.10 y anexo A) todos los

valores de Vs30 obtenidos por ReMi para esta área se encuentran en el rango de 325-650 m/s

(microzona 3-1) con excepción del tendido 29 que se localiza entre los límites de los municipios

Juan Antonio Sotillo y Diego Bautista Urbaneja y su valor de Vs30 obtenido por ReMi se

encuentra dentro del rango de 185-325 m/s (microzona 3-2). Además dicho municipio solo

presenta albuferas no funcionales holocenas. Finalmente para los tendido 20, 22, 23, 24, 27 y 31

los valores de Vs30 obtenido por ReMi no concuerdan con los valores de Vs30 aproximados por

topografía pero todos estos tendidos se encuentran entre los limites de los rangos Vs30 325-650

m/s y 185-325 m/s ( ver figura 5.11). Asimismo los tendido 20, 22 y 27 se encuentran entre los

limites entre las microzonas 3-1 y 3-2 que son las dos microzonas que se encuentran en este

municipio (Figura 5.13).

61

En el municipio Diego Bautista (Lechería) (Figura 5.10 y anexo A) la mayoría de los tendidos

arrojaron valores de Vs30 menores a 185 m/s pero los tendidos 7, 10, 14 y 32 mostraron valores

de Vs30 que se encuentran en el rango de 185-325 m/s. En este caso solo los tendidos 10, 14 y 32

concuerdan con los valores de Vs30 aproximados por topografía y para el caso contrario los Vs30

obtenidas por ReMi no tienen valores de Vs30 aproximados por topografía cercanos con los que

se puedan relacionar y asociar (Ver figura 5.11).

En el municipio Simón Bolívar (Barcelona) (Figura 5.10 y anexo A) los tendidos 8, 9, 12, 16,

40, 41, 42, 43, 44, 47 y 48 se encuentran dentro del rango de Vs30 menor a 185 m/s, mientras que

los tendidos 5, 15, 17, 33, 34, 35, 36, 37, 45 y 46 se encuentran dentro del rango de Vs30 de 185-

325 m/s y el tendido 39 en el rango 325-650 m/s. Por último, los tendidos 8, 9, 12, 16, 40, 41, 42,

43, 44, 47 y 48 no concuerdan con los valores de Vs30 aproximados por topografía, pero los

tendidos 12, 16, 40 y 41 tienen valores de Vs30 aproximados por topografía cercanos con los que

se pueden relacionar y asociar (Ver figura 5.11).

Figura 5.10. Municipios del Área Metropolitana del estado Anzoátegui (Fuente: Vernaez, 2011).

62

Figura 5.11. Comparación entre el mapa de Vs30 obtenido por aproximaciones topográficas y los

valores de Vs30 obtenidos con ReMi en esta investigación.

63

5.2 Clasificación del suelo en función de los valores de Vs30 obtenidos por el método de

refracción por microtremores (ReMi) de acuerdo a la norma COVENIN (2001).

La norma COVENIN (2001) establece una clasificación del suelo en función de las velocidades

de las ondas de corte (Vs): para suelos bajos o sueltos (muy baja rigidez) Vs<170 m/s, para

suelos firmes o medianamente densos (baja rigidez) entre 170 m/s y 250 m/s, para suelos duros o

densos (medianamente rígidos) entre 250 m/s y 400 m/s, para suelos muy duros o muy densos

(rígidos) Vs>400 m/s y para Roca Sana/Fracturada Vs>500. Esta norma considera estos valores

de Vs como un promedio hasta donde se encuentre el sustrato geotécnico y se conoce como Vsp,

y normas internacionales (BSSC, 2003; CEN, 2003) establecen 30 m como profundidad de

interés para la investigación de la calidad superficial del suelo, por lo que se calcula el promedio

de las velocidades de las ondas de corte en los primeros 30 m de profundidad (Vs30).

La costa de Lechería-Puerto la Cruz, conformada en su mayoría por arena y la costa de

Barcelona conformado por intercalación de sedimentos paleoconformes con sedimentos de

albuferas no funcionales colmatadas, arrojan velocidades menores de 170 m/s lo cual son suelos

sueltos de muy baja rigidez, en esta área se presentan inundaciones por lluvia y licuación de suelo

(González, 2011). Además se observó que en el área de Puerto la Cruz (municipio Juan Antonio

Sotillo) se encuentran las velocidades más altas, por lo tanto esta área está conformada por

suelos duros y muy duros. Esta zona está conformada por sedimentos arcillosos ricos en cloruro.

Finalmente, para el área de Barcelona (municipio Simón Bolívar) los valores de Vs30

encontrados varían entre suelos menores de 170 m/s hasta suelos de 250 m/s por lo tanto son

suelos sueltos o firmes de baja rigidez, en esta área conseguimos sedimentos aportados por los

ríos Aragua-Neverí, los valores encontrados por el método ReMi para este municipio concuerda

con el estudio realizado por Mendes (2004) donde para los estratos superficiales sus resultados

arrojaron valores de velocidades de onda de corte entre 150 m/s y 250 m/s (Figura 5.12).

64

Figura 5.12. Clasificación de suelos en función de la velocidad de las ondas de corte que

establece la norma COVENIN (2001).

65

5.3 Comparación entre Vs30 obtenido por el método de refracción por microtremores

(ReMi) y Vs30 de las microzonas sísmicas preliminares de la conurbación Puerto La Cruz,

Lechería, Barcelona y Guanta, estado Anzoátegui.

Los tendidos sísmicos del método de refracción por microtremores (ReMi) se ubican dentro de

las microzonas sísmicas preliminares de la conurbación Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y

Guanta, estado Anzoátegui (Vernáez et al., 2011), para verificar el valor de Vs30 asignado a

partir de la topografía (Figura 5.13). Los valores de Vs30 obtenidos mediante el método ReMi y

los que poseen las microzonas preliminares tienen algunas diferencias, no concuerdan en todos

los casos.

Teniendo en cuenta las comparaciones que se hicieron entre los valores de Vs30 obtenido por el

método ReMi y el Vs30 aproximado por topografía (Vernáez et al., 2011), se observó que para el

municipio Guanta (tendidos 49, 50 y 51) la microzona preliminar es 3-1(Vs>325 m/s) (Figura

5.13) pero en el mapa de Vs30 por aproximación topográfica se observó que existe un área dentro

de esta zona que encuentra dentro del rango de valores de Vs30 entre 185-325 m/s donde los

valores de Vs30 obtenidos por el método ReMi dieron valores dentro de este mismo rango (185-

325 m/s), asimismo se mostro que dicho municipio pertenece a la unidad geomorfológica cono de

deyección con explayamiento terminal que está formado por material coluvial depositado a la

salida de la quebrada La Culebra. Por estas razones se propone cambiar la microzona preliminar

de estos 3 tendidos por una microzona 3-2 (185-325 m/s) (Figura 5.14).

Igualmente, para el área de Puerto La Cruz (Municipio Juan Antonio Sotillo) el mapa

preliminar de microzonas sísmicas (Vernáez et al., 2011), muestra dos microzonas preliminares:

3-1 (Vs>325 m/s) e 3-2 (185-325 m/s) (Figura 5.13) pero los valores de Vs30 obtenidos por el

método ReMi son mayores a 325 m/s, también se observó que esta zona pertenece a la unidad

geomorfológica albuferas no funcionales holocenas colmatadas conformada por sedimentos

arcillosos ricos en cloruro, por lo que se propone que la microzona preliminar 3-2 sea cambiada

por la microzona 3-1 obteniendo que todo el área de Puerto La Cruz pertenezca a la microzona

3-1 (Figura 5.14).

66

En el área de Lechería (municipio Diego Bautista Urbaneja) el mapa preliminar de microzonas

sísmicas (Vernáez et al., 2011), muestra dos microzonas preliminares: 4-2 (185-325 m/s) e 5

(Vs>185 m/s) (Figura 5.13), se propone cambiar la microzona 5 por la microzona 5-3 (Vs<185)

ya que en esta zona los valores de Vs30 obtenidos por ReMi son menores a 185 m/s, también se

agrega el tendido 11 y 38 a esta nueva microzona y el tendido 32 se coloca en la microzona 4-2

(Figura 5.14), se recuerda que esta zona está conformada en su mayoría por arenas donde los

suelos son sueltos con baja rigidez.

Por último, para el área de Barcelona (municipio Simón Bolívar) se propone que el tendido 7

pasa a formar parte de la microzona preliminar 3-2 (185-325 m/s), igualmente se propone que los

tendidos 8, 12 y 16 pasen a formar parte de la microzona preliminar 4-3 (Vs<185 m/s).

Finalmente, la microzona preliminar 5 (Vs>185) en esta área se propone dividirla en dos

microzonas: 5 (Vs>185) e 5-3 (Vs<185), además se propone integrar los tendidos 41 y 42 a la

nueva microzona 5-3 (Vs<185) (Figura 5.14).

Los tendidos 9, 30, 40 y 48 que se muestran encerrados por polígonos en la figura 5.13 no se

ajustaron en el mapa preliminar de microzonas sísmicas (Vernáez et al., 2011) ni el mapa

propuesto de microzonas sísmicas considerando los valores de Vs30 obtenidos por el método

ReMi. Los valores de estos tendidos se encuentran dentro del rango de Vs<185 m/s y para que se

ajustaran a el mapa preliminar o el mapa propuesto de microzonas sísmicas debieron tener

valores de Vs30 dentro del rango de 185-325 m/s pero se debe tomar en cuenta que estos valores

están cercanos a 185 m/s y que los valores obtenidos por el método ReMi presentan un cierto

margen de error, por lo que posiblemente estos valores pertenezcan a el rango de 185-325 m/s.

67

Figura 5.13. Microzonas sísmicas preliminares de la conurbación Puerto La Cruz, Lechería,

Barcelona y Guanta, edo. Anzoátegui y valores de Vs30 obtenidos con ReMi.

68

Figura 5.14. Microzonas propuestas para la conurbación Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y

Guanta, edo. Anzoátegui; considerando los valores de Vs30 obtenidos a partir de la metodología

ReMi en esta investigación.

69

CONCLUSIONES

Según la experiencia y los resultados obtenidos con el método de refracción de microtremores

(ReMi) en el Área Metropolitana del Norte del estado Anzoátegui se puede concluir:

El método ReMi facilita hacer mediciones en aéreas pobladas debido a su fácil sistema de

adquisición de datos sísmicos a partir de ruido ambiental. Igualmente su practico y

sencillo procesamientos de datos adquiridos.

Es confiable el estudio de ondas superficiales ya que utilizando el rango de frecuencia de

las ondas Rayleigh es posible obtener las velocidades de onda de corte (Vs). La

configuración que se uso en los tendidos sísmicos, 48 canales con 2 m de separación para

un alcance de 30m de profundidad, favorece el cálculo de los valores de Vs30 que es un

parámetro mundialmente aceptado para la caracterización y determinación de suelos

(BSSC, 2003; CEN, 2003).

A diferencia del método de refracción convencional, el método ReMi es ideal para

identificar capas donde la velocidad no aumentan con la profundidad, es decir, inversión

de velocidad asociada a sedimentos no consolidados. Por ejemplo, como es el caso del

tendido 40.

La distribución de los datos Vs30 es regular, se puede observar que todos los valores de

Vs30 mayor a 325 m/s quedan ubicados en una misma zona (Puerto La Cruz), además las

velocidades más bajas (menores a 185 m/s) las encontramos hacia las costas de Lechería-

Puerto La Cruz y Barcelona, también se observa que el municipio Simón Bolívar

(Barcelona) tiene valores de Vs30 relativamente bajos donde los suelos son de sueltos a

firmes de poca rigidez.

La comparación de datos obtenidos por la metodología ReMi con los resultados SPT

obtenidos por Boiero y De Gouveia (2005) y el mapa geomorfológico preliminar

realizado por González (2011) ayudo a garantizar los resultados encontrados en este

trabajo.

70

Comparando los valores obtenidos con el método ReMi respecto a el mapa preliminar de

microzonas sísmicas, se propone agregar una nueva microzona ID 5-3 Vs<185m/s. Se

propone pasar 6 microzonas preliminares a 7 microzonas.

Los resultados obtenidos ayudan a la comprobación y revisión de las microzonas

sísmicas preliminares; así como también, la consideración de las nuevas propuestas de

microzonificación sísmica de la conurbación Puerto La Cruz, Lechería, Barcelona y

Guanta en el proyecto de investigación aplicada a la gestión integral del riesgo en

espacios urbanos (Vernáez et al. 2011).

71

RECOMENDACIONES

Es conveniente hacer algunas recomendaciones a futuro para colaborar con el desarrollo del

proyecto anteriormente mencionado:

Adquirir datos sísmicos adicionales con el método de refracción por microtremores

(ReMi) en las áreas correspondientes a los polígonos 1, 2, 3 y 4 para verificar los valores

de velocidad de onda de corte de estas zonas.

Combinar ReMi con otros métodos geofísicos y geotécnicos para calcular parámetros

dinámicos como Vp, densidad, módulo de Young, módulo de rigidez, coeficiente de

Poisson, carga admisible, entre otros.

Extender los estudios de microzonificación sísmica a las áreas de crecimiento de la ciudad

para una mejor planificación urbanística.

72

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77

ANEXO A (Valores de Vs30 en los cuatros municipios del Área Metropolitana del

Norte del estado Anzoátegui).

78

Tabla 1. Valores de Vs30 correspondientes al Municipio Juan Antonio Sotillo (Puerto La Cruz).

Tendido

Coordenadas (m)

vs30 (m/s)

Ubicación

18 319529; 1128915 376

Pto. La Cruz, Av. Congreso (frente a la Casa Don Bosco)

19 319690; 1126214 495

Pto. La Cruz, Av. Intercomunal (urb. Cerro Amarillo)

79

Tabla 2. Valores de Vs30 correspondientes al Municipio Diego Bautista Urbaneja (Lechería).

Tendido

Coordenadas (m)

vs30 (m/s)

Ubicación

1 313616; 1128464 168 Morro, Playa Cangrejo

2 314185; 153 Lechería, Av. Bolívar

20 320372; 1129433 456

Pto. La Cruz, Av. Congreso (frente a la Funeraria El Rey)

21 320596; 1127385 379

Pto. La Cruz, sector isla de Cuba (entrada de Pozuelo)

22 320934; 1128426 379

Pto. La Cruz, Av. Municipal (Puerto Teatro)

23 321186; 1129578 434

Pto. La Cruz, Av. Municipal (Liceo Publico)

24 321480; 1130643 454

Pto. La Cruz, Av. Municipal (Panadería Arrecife)

25 321616; 1131677 410

Pto. La Cruz, Guaraguao (Campo de Guaraguao)

26 321812; 1128673 442

Pto. La Cruz, Av. Estadium (Estadio de Beisbol)

27 322211; 1129540 454

Pto. La Cruz, Calle Montes (Entrada de PDVSA-tanques)

28 322754; 1128669 401

Pto. La Cruz, Av. Estadium ( frente a un Liceo)

29 318819; 1127846 207

Pto. La Cruz, Av. Camejo Octavio (cerca a el Club Sirio)

31 316948; 1125864 404 Pto La Cruz, Paseo Colon

80

1126717 ( cerca de playa muerta)

3 314660; 1128225 160 Lechería, Playa Lido

4 315144; 1127179 177

Lechería, Av. Camejo Octavio (entrada de Caño de Agua)

6 315686; 1128002 174 Lechería, Hotel Hostería el Morro

7 315309; 1125033 268

Colinas de Neverí, Cerca de la Iglesia

10 316211; 1125918 189

Lechería, Av. Camejo Octavio (Res. Aguamarina)

11 316813; 1128112 159

Lechería, Frente al campo de go l (Hotel Mare Mare)

14 317421; 1126313 260

Lechería, Av. Camejo Octavio (Casa Bote B)

30 318188; 1127056 174

Lechería, Av. Camejo Octavio (frente al nuevo Edf PDVSA)

32 315190; 1126130 192

Lechería, Av. Camejo Octavio (entrada de Club de Vela)

38 314359; 1125755 156

Costanera (cerca de la Policia urbaneja)

Tabla 3. Valores de Vs30 correspondientes al Municipio Simón Bolívar (Barcelona).

Tendido

Coordenadas (m)

vs30 (m/s)

Ubicación

5 315197; 1120192 195 Barcelona, Entrada Barrio Sucre

8 315502; 176 Colinas de Neverí, edf. Guaica

81

1123083

9 315844; 1124420 181

Barcelona, frente al Nuevo Instituto (troncal)

12 316312; 1121875 170 Barcelona, Troncal

13 317052; 1124602 188 Barcelona, Troncal 3ero

15 316817; 1121763 226 Barcelona, troncal

16 317023; 1122678 143

Barcelona, Troncal frente a el mercado publico

17 318559; 1125954 285

Pto. La Cruz, Av. Intercomunal (Estadio de Futbol)

33 317073; 1121099 197

Barcelona, salida del Barrio Portugalen hacia la via alterna

34 316960; 1120182 210

Vía alterna, nuevo elevado en la entrada de la zona industrial.

35 316724; 1119207 202

Vía alterna, cerca de la redoma de los pájaros.

36 316811; 1117716 205 Vía alterna (frente a Sigo)

37 316650; 1116476 203

Vía alterna (frente al hotel El Doral)

39 314716; 1124833 508 Costanera (Cerca del res. Guaica)

40 313992; 1123329 149

Nueva Barcelona (frente al cc. Puente Real)

41 314161; 1122285 165

Nueva Barcelona, urb. El Ingenio (frente al Liceo publico)

42 313615; 1121350 155 Nueva Barcelona (Urb. El Ingenio)

43 312901; 1121330 169 Barcelona (Urb. Brisas del Mar)

44 314399; 1119836 169

Barcelona, sector 18 de octubre (cerca de la plaza bolívar)

45 313545; 1120174 209 Barcelona, sector 18 de octubre

46 313922; 1120809 190 Barcelona (Urb. Brisas del Mar)

47 312623; 170 Barcelona (Urb. Brisas del Mar)

82

1120878

48 317852; 1119896 180

Vía alterna, Av. Principal de la zona industrial los mesones

Tabla 4. Valores de Vs30 correspondientes al Municipio Guanta (Guanta).

Tendido

Coordenadas (m)

vs30 (m/s)

Ubicación

49 324555; 1132160 287 Guanta, sector el Chaurito.

50 325349; 1132033 206 Guanta, Av. Principal de Guanta

51 325309; 1132644 202 Guanta, Puerto de Guanta

83

ANEXO B

(Perfiles de Velocidad, curva de dispersión y modelos 1D de los perfiles)

84

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 1.

85

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 2.

86

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 3.

87

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 4.

88

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 5.

89

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 6.

90

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 7.

91

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 8.

92

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 9.

93

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 10.

94

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 11.

95

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 12.

96

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 13.

97

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 14.

98

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 15.

99

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 16.

100

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 17.

101

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 18.

102

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 19.

103

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 20.

104

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 21.

105

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 22.

106

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 23.

107

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 24.

108

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 25.

109

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 26.

110

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 26.

111

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 28.

112

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 29.

113

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 30.

114

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 31.

115

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 32.

116

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 33.

117

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 34.

118

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 35.

119

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 36.

120

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 37.

121

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 38.

122

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 39.

123

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 40.

124

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 41.

125

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 42.

126

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 43.

127

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 44.

128

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 45.

129

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 46.

130

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 47.

131

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 48.

132

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 49.

133

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 50.

134

Perfil modelado, curva de dispersión y modelo unidimensional del tendido 51.

135

ANEXO C

(Comparación entre el número de golpes y velocidades de ondas de corte)

136

Litología

Comparación entre numero de golpes y velocidad de onda de corte

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 2.

137

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 3.

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 4.

138

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 6.

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 10.

139

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 11.

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 16.

140

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 30.

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 32.

141

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 38.

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 40.

142

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 42.

Numero de golpes, columna litológica, perfil modelado del tendido 48.

143

ANEXO D

(Perforaciones de Boiero y De Gouveia (2005))

144

Simbología de la litología

145

Columnas litológicas.

Pozo 5.

146

Pozo 8

147

Pozo 21.

148

Pozo 24.

149

Pozo 27.

150

Pozo 60.

Pozo 82.

151

Pozo 120.

152

Pozo 125.

153

Pozo 142.

154

Pozo 176

Pozo 208.

155

Pozo 221.