tesis sismica

UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR

DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA

SÍSMICA DE REFRACCIÓN Y DE MICROTREMORES PARA CARACTERIZACIÓN DE PARÁMETROS DINÁMICOS SUPERFICIALES EN CARACAS

Por: Simón Antonio Rojas Vivas

INFORME DE PASANTÍA Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar como requisito parcial para optar al título de Ingeniero Geofísico

Sartenejas, Diciembre de 2008

UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR

DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA

SÍSMICA DE REFRACCIÓN Y DE MICROTREMORES PARA CARACTERIZACIÓN DE PARÁMETROS DINÁMICOS SUPERFICIALES EN CARACAS

Por: Simón Antonio Rojas Vivas

Realizado con la asesoría de: Tutor Académico: Dra. Milagrosa Aldana Tutor Industrial: M. Sc. Aldo Cataldi

INFORME DE PASANTÍA Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar como requisito parcial para optar al título de Ingeniero Geofísico

Sartenejas, Diciembre de 2008

SÍSMICA DE REFRACCIÓN Y DE MICROTREMORES PARA CARACTERIZACIÓN DE PARÁMETROS DINÁMICOS SUPERFICIALES EN CARACAS Por: Simón Antonio Rojas Vivas

RESUMEN

Los valores de las velocidades de ondas compresionales (P) y ondas de cizalla (S) medidos mediante métodos geofísicos superficiales pueden ser empleados para el cálculo directo de los parámetros dinámicos del subsuelo. Estos últimos son fundamentales para la caracterización de sitios con miras a la optimización del diseño de edificaciones y a la minimización del riesgo sísmico en las mismas. Con este fin, se llevaron a cabo campañas de adquisición de sísmica de refracción tradicional y de sísmica pasiva de microtremores en varios sitios de la ciudad de Caracas, que permitieron obtener los perfiles de velocidades sísmicas (P y S) necesarios para lograr dicha caracterización. En la adquisición de datos sísmicos de refracción para la investigación de ondas compresionales (P) se aplicaron diferentes arreglos y métodos de procesamiento que permitieron evaluar tanto el potencial como la aplicabilidad del método en áreas urbanas. En esta evaluación se evidenciaron algunas limitaciones importantes respecto a la geometría y resultados del estudio, principalmente relacionadas a la profundidad de investigación y al elevado nivel de ruido sísmico del ambiente urbano. Los datos sísmicos de microtremores, que usan como fuente de la señal el mismo ruido ambiental sísmico y ninguna fuente activa (en contraste con el método de refracción), resultaron ser apropiados para el ambiente investigado en cuanto a la definición de perfiles de ondas de corte. Los perfiles y valores de velocidad obtenidos, así como los coeficientes de Poisson calculados, se encuentran en el rango correspondiente a secuencias sedimentarias aluviales, lo cual concuerda bien con la geología superficial del valle de Caracas. De igual manera, dichos perfiles probaron ser un medio práctico y relativamente rápido para calcular los parámetros dinámicos de un área, lo cual permite ampliar los alcances de la geofísica en ambientes urbanos. iv

 AGRADECIMIENTOS

 A Dios, por estar conmigo siempre, por darme tantas cosas buenas, por ayudarme  y guiarme siempre en este proyecto y, más aun, en mi vida entera.  A mis padres, por su amor ilimitado y bueno, por su apoyo incondicional en todo momento, por impulsarme siempre a lograr mis metas y acompañarme en el camino hacia ellas, en fin, por ser quien soy y por darme lo que tengo.  A mi Tía Mireya, por su gran amor y cariño hacia mí, por estar siempre pendiente, por sus consejos, por apoyarme. A toda mi familia, a mi abuela Yolanda, por preocuparse siempre por mí y por todo su cariño; a mis hermanas, por ayudarme siempre en todo lo posible. A mi sobrino y a mis primos Pedro Miguel y Estefanía y a mi Tío Pedro, por apoyarme y brindarme su amistad sincera.  A Kari, por estar siempre conmigo, por todo tu amor y cariño, por haberme ayudado siempre en todo lo que te haya sido posible y seguir haciéndolo, por darme tantas cosas bonitas que me ayudan a seguir adelante.  A Aldo Cataldi, por haberme guiado en este camino, por sus ideas, por sus consejos, por querer y desear tantas cosas buenas para mí, por su amistad.  A Milagrosa Aldana, por preocuparse por mí y mi proyecto, por aconsejarme, por ser una excelente tutora y una maravillosa profesora.  A Héctor Rojas, por estar dispuesto a ayudarme siempre que lo necesité y ser un  buen amigo. A todo el personal de TRX Consulting, por recibirme con cariño y hacerme uno más del equipo.  A Alberto, por ser un gran amigo y compañero siempre. A Wanda, Vero, Vera,  Ángel y Carlos por ser excelentes amigos y estar siempre ahí cuando necesité ayuda. A todos mis amigos y colegas geofísicos, por acompañarme en esta etapa tan bonita y  buena como lo ha sido la vida universitaria.  A todos mis amigos del colegio, y a todos los que han estado de una y otra forma conmigo, sinceramente… Gracias v

ÍNDICE GENERAL

 AGRADECIMIENTOS

v

ÍNDICE DE FIGURAS

viii

ÍNDICE DE TABLAS

xi

LISTA DE SÍMBOLOS

xii

INTRODUCCIÓN

1

CAPITULO I. MARCO TEÓRICO

3

1.1 Sísmica de refracción

3

1.2 Sísmica de microtremores

9

1.3 Parámetros dinámicos del subsuelo

17

CAPITULO II. MARCO METODOLÓGICO

23

2.1 Ubicación y descripción geológica de las áreas de estudio

23

2.2 Sísmica de refracción

26

2.3 Sísmica de microtremores

29

2.4 Cálculo de parámetros dinámicos

31

CAPÍTULO III. RESULTADOS

32

3.1 Chacaíto

32

3.2 Campo Alegre

38

3.3 Country Club

46

3.4 Los Próceres

51 vi

CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES

60

REFERENCIAS

62

 APÉNDICE A

63

vii

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1.1. Diagrama esquemático con las trayectorias de onda de interés en el método sísmico de refracción (V2>V1) y los componentes básicos de un arreglo de adquisición. Tomado de www.state.nj.us

5

Figura 1.2. Curvas camino-tiempo teóricas para dos capas planas con velocidades homogéneas. Modificado de Redpath, 1973

7

Figura 1.3. Curvas camino-tiempo para interfaz buzante, mostrando la curva para disparo (buzamiento abajo) y contradisparo (buzamiento arriba). Modificado de Redpath, 1973

8

Figura 1.4. Movimiento de las partículas y relación con la dirección de propagación en las ondas Rayleigh. Tomado de www.ua.es

10

Figura 1.5. Imagen espectral resultante al aplicar la transformada p-f. Se observa la tendencia típica de la curva de dispersión de las ondas Rayleigh (puntos seleccionados) 15 Figura 1.6. Módulo de modelado del software de procesamiento ReMi 4.0 para la sísmica de microtremores

17

Figura 2.1. Ubicación de las áreas de estudio en la ciudad de Caracas

24

Figura 2.2. Sismógrafo (DAQ Link II) y equipo de adquisición empleado

27

Figura 2.3. Geófonos y segmento del tendido de adquisición (Área de Campo Alegre) 28 Figura 3.1. Registro sísmico de refracción (disparo) (Chacaíto)

33

Figura 3.2. Registro sísmico de refracción (contradisparo) (Chacaíto)

34

Figura 3.3. Transformada p-f y selección de la curva de dispersión (Chacaíto)

35

Figura 3.4. Perfil de velocidades de ondas P y S (Chacaíto)

36

Figura 3.5. Sección sísmica de refracción y perfil de velocidades de ondas S (Chacaíto) 36

viii

Figura 3.6 Coeficientes de Poisson calculados según velocidades de ondas P y S (Chacaíto)

37

Figura 3.7. Registro sísmico de refracción (disparo) (Campo Alegre)

39

Figura 3.8. Registro sísmico de refracción (contradisparo) (Campo Alegre)

40

Figura 3.9. Registro sísmico de refracción (disparo central) (Campo Alegre)

41

Figura 3.10. Transformada p-f (Campo Alegre)

42

Figura 3.11. Perfiles de velocidades de ondas S (izquierda) y P (derecha) (Campo Alegre) 43 Figura 3.12. Sección sísmica de refracción y perfil de velocidades de ondas S (Campo  Alegre)

44

Figura 3.13. Coeficientes de Poisson calculados según velocidades de ondas S y P (Campo  Alegre)

45

Figura 3.14. Registro sísmico de refracción (disparo) (Country Club)

47

Figura 3.15. Registro sísmico de refracción (contradisparo) (Country Club)

48

Figura 3.16. Transformada p-f y selección de la curva de dispersión (Country Club) 48 Figura 3.17. Perfil de velocidades de ondas P y S (Country Club)

49

Figura 3.18. Sección sísmica de refracción y perfil de velocidades de ondas S (Country Club)

50

Figura 3.19. Coeficientes de Poisson calculados según velocidades de ondas S y P (Country Club)

50

Figura 3.20. Registro sísmico de refracción (disparo) (Los Próceres)

52

Figura 3.21. Registro sísmico de refracción (contradisparo) (Los Próceres)

53

Figura 3.22. Registro sísmico de refracción (disparo central) (Los Próceres)

54

Figura 3.23. Transformada p-f y selección de la curva de dispersión (Los Próceres) 54 Figura 3.24. Perfil de velocidades de ondas P y S (Los Próceres) ix

55

Figura 3.25. Perfil de velocidades de ondas S (Los Próceres)

56

Figura 3.26. Sección sísmica de refracción y perfil de velocidades de ondas S (Los Próceres)

56

Figura 3.27. Coeficientes de Poisson calculados según velocidades de ondas S y P (Los Próceres)

57

Figura 3.28. Corte donde se observa el esquisto meteorizado de la Fm. Las Mercedes (Los Próceres)

58

Figura A.1. Modelos de velocidades de ondas S por capas (imagen superior) y gradiente (imagen inferior) (Chacaíto)

63

Figura A.2. Modelos de velocidades de ondas S por capas (imagen superior) y gradiente (imagen inferior) (Campo Alegre)

64

Figura A.3. Modelo de velocidades de ondas S (Country Club)

65

Figura A.4. Modelo de velocidades de ondas S (Los Próceres)

65

x

ÍNDICE DE TABLAS

Tabla 3.1. Velocidades de ondas P y S y parámetros dinámicos por capas (Chacaíto) 38 Tabla 3.2. Velocidades de ondas P y S y parámetros dinámicos metro a metro (Chacaíto) 38 Tabla 3.3. Velocidades de ondas P y S y parámetros dinámicos por capas (Campo Alegre) 45 Tabla 3.4. Velocidades de ondas P y S y parámetros dinámicos metro a metro (Campo  Alegre)

46

Tabla 3.5. Velocidades de ondas P y S y parámetros dinámicos por capas (Country Club) 51 Tabla 3.6. Velocidades de ondas P y S y parámetros dinámicos por capas (Los Próceres) 58

xi

LISTA DE SÍMBOLOS

α

Ángulo del rayo de onda con respecto a la vertical

 γ

Ángulo de buzamiento

ε

Tensor de deformaciones

ε trans Deformación transversal (negativa para tensión, positiva para compresión) ε axial

Deformación axial (positiva para tensión, negativa para compresión)

 λ 

Primera constante de Lamé

ρ

Densidad del medio [kg/m3, g/cm3]

σ

Tensor de esfuerzos

 ν

Coeficiente de Poisson

E

Módulo de Young [MPa]

G

Modulo de cizalla (rigidez) [MPa]

K

Módulo de volumen (incompresibilidad volumétrica) [MPa]

qa

Capacidad de carga [kPa]

 V p

 Velocidad de las ondas P [m/s]

 V s

Velocidad de las ondas S [m/s]

x

Distancia horizontal fuente-receptor en superficie [m]

zn

Profundidad hasta la n-ésima capa [m]

xii

1

INTRODUCCIÓN

La investigación y la cuantificación de los parámetros dinámicos superficiales del subsuelo representa un elemento fundamental en estudios geotécnicos aplicados a ingeniería civil y en estudios de microzonificación sísmica, con base en la determinación de las características y respuestas locales del suelo ante la propagación de las ondas sísmicas. Los resultados de dichos estudios permiten la optimización de los esquemas de diseño de las edificaciones, lo cual redunda en mejores relaciones de costos y en una minimización de los factores de riesgo asociados a la sismicidad de la zona investigada (Cetraro, 2007). Los desarrollos teóricos logrados en el área de la geofísica y de la geotecnia han demostrado la aplicabilidad de los perfiles de velocidades de ondas sísmicas compresionales (P) y de corte (S) para la cuantificación y caracterización de tales módulos dinámicos. En la Universidad Simón Bolívar, Linares (2005) evaluó diferentes métodos de análisis de ondas superficiales como medios para la obtención de perfiles de ondas S. Cuadra (2007) empleó técnicas de análisis de ondas superficiales y vibraciones naturales para lograr la caracterización sísmica de sitios. Se vislumbra entonces como los ensayos geotécnicos, que tradicionalmente se han empleado para este tipo de investigaciones, se ven complementados en la actualidad por un conjunto de estudios geofísicos cuya rapidez y sencillez de adquisición, así como su carácter no invasivo y sus alcances en cuanto a profundidad de investigación, los convierten en herramientas idóneas para esta clase de proyectos. Adicionalmente, éstos cuentan con la ventaja de que sus resultados son atribuibles a un área amplia, es decir, la cuantificación de la respuesta del subsuelo corresponde a un volumen relativamente grande de material en comparación con, por ejemplo, ensayos de laboratorio. En base a todo lo anterior, se utiliza en el presente trabajo el método sísmico de refracción tradicional, con su potencial para derivar perfiles de ondas compresionales (P), en conjunto con el método sísmico de microtremores, que permite la investigación de las ondas de corte (S), con el objetivo de obtener un set de datos completo cuya correlación permitirá la derivación de los parámetros dinámicos superficiales del subsuelo en varios sitios de la ciudad de Caracas, Venezuela. Por otra parte, en el caso de

2

la sísmica de refracción se emplearán diferentes paquetes de software, para tener una mejor perspectiva de los beneficios y las limitaciones de cada uno de ellos. En virtud de lo anterior, el estudio también proporcionará importantes conclusiones acerca del potencial y la viabilidad de la aplicación de campañas de sísmica de refracción y de microtremores en un ambiente urbano, con elevado nivel de ruido sísmico. El proyecto fue realizado en el Departamento Técnico de TRX Consulting C.A., una empresa dedicada a proporcionar servicios de consultoría profesional en el área de las geociencias, en todos los aspectos científico-tecnológicos relacionados a las mismas, con una visión integradora que permite la generación de soluciones óptimas para sus clientes, apoyados en el uso de las últimas tecnologías, con el propósito de lograr una mejor comprensión de las condiciones terrestres.

CAPÍTULO I MARCO TEÓRICO

1.1

SÍSMICA DE REFRACCIÓN

1.1.1 Fundamentos generales

La sísmica de refracción constituye uno de los métodos de prospección más tradicionales de la geofísica. Su principio fundamental se basa en la medición de los tiempos de viaje de ondas sísmicas generadas por una fuente impulsiva en la superficie del subsuelo (o cercana a ella) y que son refractadas en las interfaces entre medios (refractores) con propiedades físicas ( i.e. impedancias acústicas) diferentes. El análisis de dichos tiempos de viaje, bajo ciertas hipótesis definidas y siguiendo las leyes de la propagación de ondas, permite en principio obtener un perfil en profundidad de la distribución geométrica de los diferentes refractores, con las correspondientes  velocidades a las cuales la onda sísmica se propaga a través de ellos (Redpath, 1973). La fuente a emplear puede ser un martillo, una fuente de caída de peso o cargas explosivas. El objetivo en todos los casos es generar un pulso de ondas compresionales que será detectado en la superficie, luego de viajar en profundidad y refractarse en los diferentes estratos del subsuelo, por un arreglo lineal de receptores (geófonos) ubicados a distancias conocidas que transmitirán la señal eléctrica generada por las vibraciones del subsuelo hasta un equipo de grabación (sismógrafo), donde ésta será digitalizada y guardada para su posterior análisis e interpretación (Figura 1.1). Los datos adquiridos serán entonces sismogramas de los cuales pueden interpretarse los tiempos de tránsito (de las ondas compresionales) en función de la distancia entre los receptores. Esta información luego debe ser procesada e interpretada para poder obtener la sección de

4

 velocidades del subsuelo (que es el producto final que se desea lograr, véase Inversión de los datos). Es importante destacar que una de las limitaciones del método sísmico de refracción es su incapacidad para modelar inversiones de velocidad en el subsuelo, puesto que la presencia de tal característica anula la posibilidad de que se produzca la refracción a ángulo crítico (paralela a la interfaz entre los dos medios) que es fundamental para que la onda pueda ser detectada de nuevo en la superficie (Redpath, 1973). Por tanto, una de las condiciones para la aplicación de la refracción sísmica es que exista un aumento monótono de la velocidad con la profundidad en el subsuelo.  Asimismo, la existencia de una capa delgada (0 varias) también representa un problema en este método, puesto que la refracción correspondiente a la misma no alcanzará la superficie como una primera llegada, ya que será enmascarada por la refracción de la capa infrayacente (la cual, aunque más profunda, se ve compensada por su mayor velocidad). La existencia de este problema no puede conocerse a priori : se necesitaría información complementaria a partir de otros métodos o técnicas ( e.g. perforaciones en el área). Además, el mismo no puede ser evitado mediante ningún ajuste o cambio en la geometría de los receptores (Redpath, 1973). Si la sección interpretada muestra contrastes de velocidades muy fuertes entre dos capas, puede sospecharse la presencia de una capa delgada que no ha sido detectada. El error resultante consistirá en que la profundidad calculada hasta el refractor será menor que la profundidad verdadera (Redpath, 1973).

5

Figura 1.1. Diagrama esquemático con las trayectorias de onda de interés en el método sísmico de refracción (V2>V1) y los componentes básicos de un arreglo de adquisición. Tomado de www.state.nj.us.

1.1.2 Inversión de los datos

Los tiempos de viajes de las ondas compresionales (P) seleccionados a partir de los registros de campo deben ser procesados y transformados (invertidos) para poder obtener los perfiles de velocidades sísmicas en función de la posición en el subsuelo, los cuales constituyen el producto final de la sísmica de refracción. Para lograr esto se han desarrollado varios métodos que se basan en las leyes físicas que rigen la propagación del movimiento ondulatorio a través del subsuelo y que además están supeditados a diferentes hipótesis teóricas y suposiciones en cuanto a las geometrías de los diferentes estratos y a sus características físicas (Palmer, 1981; Redpath, 1973). A continuación se presenta una breve revisión de los fundamentos de cada una de dichas técnicas de inversión.

1.1.2.1

Método del tiempo de intercepto

El método del tiempo de intercepto es el más sencillo conceptualmente y el más tradicionalmente empleado desde los inicios de la sísmica de refracción. En su forma

6

más simple se considera una geometría de capas planas sin inclinación (buzamiento), con velocidades sísmicas homogéneas a lo largo de las mismas (V 1 y V 2 ) (Figura 1.1). El tiempo de viaje de la onda refractada (a ángulo crítico) en función de la distancia fuentereceptor está dado por (Redpath, 1973):

T 

=

2 Z 1  cos α  V 1

 X  +

V 2

(1.1)

 

(1.2)

con sin α 

=

V 1 V 2

Un gráfico del tiempo de viaje en función de la distancia fuente-receptor será como el que se muestra en la Figura 1.2. Las velocidades de cada capa corresponden al inverso de las pendientes de cada una de las rectas (esto se cumple también para modelos con más capas). Haciendo x = 0 en 1.1 se obtiene la expresión para la profundidad hasta el tope de la segunda capa:

 Z 1

=

T i V 1

2 cos(sin

1 V 1

 

−

V 2

(1.3)

)

Las ecuaciones para la profundidad hasta el tope de la tercera y de la cuarta capa pueden encontrarse en Redpath (1973). En todo caso, la derivación de las mismas es similar a la de la ecuación 1.3. El método del tiempo de intercepto se encuentra limitado por la suposición de capas planas. En caso en que esta hipótesis no se cumpla, las  velocidades y las profundidades calculadas resultarán erróneas. En dicho caso se deben emplear técnicas de inversión un poco más sofisticadas, como las que se muestran en las secciones siguientes.

7

Figura 1.2. Curvas camino-tiempo teóricas para dos capas planas con velocidades homogéneas. Modificado de Redpath, 1973.

1.1.2.2

Método del tiempo de intercepto (capas buzantes)

En caso de que los estratos presenten un cierto ángulo de buzamiento se deben hacer algunas modificaciones a las consideraciones tomadas en la sección anterior. En primer lugar, para poder calcular las velocidades correctas para cada capa se necesitarán hacer al menos dos disparos (disparo y contradisparo), uno en cada extremo de la línea sísmica. Esto último es así ya que las velocidades obtenidas a partir de las pendientes de las rectas generadas en un solo disparo son velocidades aparentes (excepto para la primera capa, cuya velocidad verdadera se puede leer directamente como el inverso de la pendiente de la primera recta, Figura 1.3). Las rectas producen velocidades aparentes debido a la geometría del recorrido en cada una de las direcciones de viaje de la onda (buzamiento arriba y buzamiento abajo) (Redpath, 1973).

8

Figura 1.3. Curvas camino-tiempo para interfaz buzante, mostrando la curva para disparo (buzamiento abajo) y contradisparo (buzamiento arriba). Modificado de Redpath, 1973.

Para obtener la velocidad verdadera de la segunda capa se tiene, aplicando la ley de Snell:

V 2

=

2V 2U V 2 D V 2U 

+ V 2 D

cos γ  

(1.4)

Redpath (1973) provee una fórmula para el cálculo del ángulo de buzamiento en  base a las velocidades aparentes y la velocidad de la primera capa. Sin embargo, en la mayoría de los casos se puede eliminar el

cos γ   de

1.4 y tener todavía una aproximación

suficientemente precisa de la velocidad real de la segunda capa. La profundidad (normal al contacto entre las capas, i.e.  no vertical en caso de capas buzantes) puede ser ahora calculada debajo de cada punto de disparo empleando 1.3. En consecuencia, este método no permite el modelado de refractores irregulares.

9

1.1.2.3

Método de inversión de frentes de ondas

Este método se basa en una aproximación por diferencias finitas a la ecuación eikonal. El refractor se coloca en aquellos puntos donde la suma de los tiempos de viaje hacia abajo sea igual al tiempo de viaje recíproco (total). La velocidad del refractor se determina a partir del promedio de las pendientes de los frentes de ondas frontales y reversos en los nuevos puntos calculados del refractor. Para aplicar esta técnica se necesita la existencia de dos curvas camino-tiempo: normal y reversa. Esto representa una ventaja con respecto a otras técnicas de inversión (e.g. Método de los retardos ( delays)) que necesitan un mayor número de disparos para poder aplicarse correctamente ( i.e. disparos centrales y disparos lejanos).

1.2

SÍSMICA DE MICROTREMORES (ReMi™)

El método sísmico de análisis de microtremores ReMi (microtrepidaciones) 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. Se basa en el análisis e inversión de la curva de dispersión de las ondas Rayleigh para un sitio determinado, obtenida a partir de registros de ruido ambiental (i.e.  microtremores, a los cuales el método debe su nombre). Dichos registros son grabados en campo utilizando equipo estándar de refracción sísmica y el producto final del método es un perfil unidimensional de las velocidades de ondas S para el área en estudio. Sin embargo, se pueden combinar varios tendidos para la generación de perfiles 2D (tomografías) que muestren también las variaciones laterales en dichas velocidades.

1.2.1 Ondas Rayleigh

Las ondas Rayleigh, también conocidas como ground roll , son un tipo de onda sísmica superficial. Están asociadas a terremotos y a movimiento subterráneo de

10

magma, así como a cualquier otra fuente de energía sísmica, como explosiones, impactos de martillos en el suelo, movimiento de vehículos, respuesta de la vegetación y estructuras civiles al viento, mareas, etc., las cuales constituyen las vibraciones naturales que constantemente se propagan por el subsuelo de nuestro planeta. Las ondas Rayleigh generan un movimiento elíptico retrógrado en el plano  vertical del medio de propagación (Figura 1.4). La amplitud de dicho movimiento disminuye exponencialmente con la profundidad en el medio. Asimismo, el sentido de rotación de las partículas se invierte con la profundidad, hasta alcanzar nodos donde no se presenta movimiento, seguidos por oscilaciones correspondientes a modos superiores de las ondas Rayleigh (Lay y Wallace, 1995). Debidos a que son ondas superficiales, su propagación se produce sobre un área  bidimensional cilíndrica, con una amplitud que disminuye proporcionalmente a 1/ √r, donde r es el radio desde la fuente.

Figura 1.4. Movimiento de las partículas y relación con la dirección de propagación en las ondas Rayleigh. Tomado de www.ua.es.

Por la naturaleza de su propagación, las ondas Rayleigh presentan un comportamiento dispersivo, es decir, diferentes frecuencias (o longitudes de onda)  viajan a diferentes velocidades dentro de un mismo tren de ondas. Ese comportamiento

11

puede ser cuantificado en forma de una curva de dispersión, que presenta la velocidad de propagación en función de la frecuencia de la onda. Las curvas de dispersión para un sitio en particular contienen información acerca de la distribución de velocidades del subsuelo en profundidad, ya que es justamente esta heterogeneidad de las velocidades la que permite la existencia del comportamiento dispersivo (Lay y Wallace, 1995). En el método ReMi, se realiza un modelado interactivo para obtener un modelo de velocidades de ondas S del subsuelo (véase Modelado de las ondas S).

1.2.2. Adquisición de los datos

Una de las ideas fundamentales del método de microtremores ReMi es que la adquisición de los datos puede hacerse empleando equipo de refracción sísmica tradicional, el cual es uno de los más comúnmente disponibles en cualquier institución, universidad o empresa dedicada o relacionada a la geofísica. De esa forma, pueden grabarse registros de ruido natural (microtremores) que incluyan ondas superficiales con frecuencias tan bajas como 2 Hz (Louie, 2001). Para poder grabar la dispersión de las ondas superficiales se usan arreglos de un geófono único por canal, los cuales van dispuestos en forma lineal con un total de 12 o más canales. Las frecuencias de los geófonos normalmente pueden ser de 8-10 Hz; no obstante, se pueden emplear geófonos de frecuencias menores ( e.g.  4.5 Hz) para estudios de mayor profundidad. Los espaciamientos (y longitudes de los tendidos) a emplear dependerán de la profundidad de investigación y nivel de resolución deseados y normalmente se encuentran desde 1 m (estudios someros de alta resolución) hasta 10+ m para estudios profundos. Todo lo anterior, desde el punto de vista de la adquisición en campo, constituye una de las ventajas más importantes del método, puesto que los registros pueden adquirirse de forma rápida y relativamente económica, al requerirse únicamente equipo estándar de refracción. Además, no se requiere necesariamente una fuente de energía sísmica activada por el usuario y todo funciona mejor en ambientes urbanos muy ruidosos sísmicamente (puesto que, justamente, se graban registros de ruido natural). Como se ha mencionado, el tráfico, la respuesta al viento de los árboles y de los edificios,

12

 y cualquier otra perturbación urbana proveen las ondas superficiales que este método analiza (Louie, 2001).

1.2.3 Procesamiento de los datos

1.2.3.1  Análisis espectral (p-f) de velocidades

El primer paso del método ReMi, en cuanto al procesamiento de los 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 las ondas Rayleigh (con velocidades de fase verdaderas), de entre todos los eventos registrados. Esta es la segunda idea fundamental del método (Louie, 2001). La base de este análisis espectral es la transformada p-tau. Esta transformada toma un registro de campo, con las amplitudes relativas a la distancia y al tiempo ( x-t ), y las convierte a amplitudes relativas al parámetro de rayo  p  (el inverso de la velocidad aparente, también conocido como lentitud) y un tiempo intercepto tau (Louie, 2001). La transformada p- tau  es una simple integral de línea sobre una traza sísmica  A(x, t) en distancia x  y tiempo t :

 (, ) = ∫  (,  =  + ) 

(1.5)

donde la pendiente de la línea  p = dt/dx  es el inverso de la velocidad aparente V a en la dirección x . En la práctica,  x es discretizada en nx   intervalos a espaciamiento finito dx  (separación entre receptores) así que  x = j dx , con  j entero. De forma similar, el tiempo es discretizado con t = i dt   (donde dt es el intervalo de muestreo), lo cual permite obtener una forma discreta de la transformada  p-tau, para  p = p0 + l dp positivas y negativas y tau = k dt :

13

 ( = 0 +  ,  =  ) = ∑ − ( =  ,  =   =  + )  =0

1

(1.6)

comenzando con p0 = -pmax . El valor  pmax   define el inverso de la velocidad mínima que se encontrará, que usualmente se coloca en 100 m/s para sedimentos sueltos. El parámetro np se supone generalmente como dos veces nx . Aquí dp puede abarcar un rango entre 0.0001-0.0005 s/m, y se establece que recorra el intervalo entre – p max  y p max  a 2np  pasos. Esta transformada analizará la energía propagándose en ambas direcciones a largo del tendido. Los tiempos de intercepto después de aplicar la transformada son simplemente tiempo de llegada a uno de los extremos del tendido. El paso siguiente es aplicar una transformada de Fourier discreta unidimensional en el eje del tiempo de intercepto tau. De esta forma se pasa del espacio  p-tau al espacio  p-f . Para tener una buena resolución en la frecuencia se requieren tiempos de grabación

superiores a los normalmente usados en la sísmica de refracción. Por esta razón, se emplean normalmente registros de 20-30 s. El espectro de potencias  S  A  (p, f) es la magnitud al cuadrado de la transformada compleja de Fourier (Louie, 2001):

  ( , ) =  ∗( , ).   ( , ) 

(1.7)

Este método suma juntas dos transformadas  p-f   de un registro, en ambas direcciones a lo largo del tendido de receptores. Para sumar la energía de las ondas en ambas direcciones a un único eje de lentitud que represente el valor absoluto de p, el eje de lentitud es simétricamente rotado en  p=0 con:

   =  (|| , ) = [  ( , )]≥  + [  (− , )] 0

5 m) de arenas limosas. La mayor cantidad de capas dominadas por limos y arcillas refleja la mayor proximidad del Río Guaire, y la presencia de depósitos de llanura de inundación (Kantak et al., 2005).

26

Más hacia el este (hacia el área del Country Club y Campo Alegre), la misma sección geológica muestra una fuerte disminución en la presencia de depósitos de llanura de inundación, al existir una mayor distancia desde el Río Guaire, y comienzan a dominar de nuevo las facies distales finas de los depósitos de abanicos aluviales (Kantak et al., 2005).

2.2

SÍSMICA DE REFRACCIÓN

2.2.1  Adquisición de los datos

En todas las áreas estudiadas se emplearon tendidos de 24 canales y 1 m de separación entre receptores (de 10 Hz) (Figura 2.3), excepto en la zona de Los Próceres, donde la separación utilizada fue de 2 m. Se usó como fuente un martillo (mandarria). El sismógrafo empleado fue un DAQLink II de Seismic Source Co (Figura 2.2). Dicho sismógrafo tiene una resolución de 24 bits y permite tasas de muestreo desde 0.125 hasta 8 ms con un máximo de 24 canales por unidad individual. Los registros fueron grabados empleando tasas de muestreo de 0.125 ms y longitudes de registro variables entre 0.250 y 0.5 s.

27

Figura 2.2. Sismógrafo (DAQ Link II) y equipo de adquisición empleado.

Es importante destacar que la elección de la geometría y, como ya se ha mencionado, el alcance de la profundidad de investigación de los estudios de refracción se vieron limitadas por el ambiente de adquisición (ambiente urbano, Caracas), el cual implica la presencia de un elevado nivel de ruido sísmico y limitados espacios para la aplicación del método, con las consecuencias que anteriormente fueron señaladas. No obstante, el objetivo del estudio estuvo enfocado a las profundidades de interés para las aplicaciones ingenieriles (i.e. los primeros 10 m), razón por la cual se escogió una separación corta de 1 m entre receptores. Esta separación fue suficiente para lograr la cobertura deseada, aunque se observa la severa limitación que el ambiente urbano impone a la sísmica de refracción en cuanto a la selección clara de las primeras llegadas de las ondas compresionales.

28

Figura 2.3. Geófonos y segmento del tendido de adquisición (Área de Campo Alegre).

2.2.2 Procesamiento de los datos

Una muestra preliminar de los datos obtenidos fue procesada utilizando diferentes paquetes de software:  Interpex IXRefraX 1.05, W_GeoSoft WinSism 10.7 y  Sandmeier Software Reflex - Win 4.5 . Esto se hizo con el objetivo de poder comparar las

 ventajas y desventajas de cada uno de ellos, así como para decidir cuál es el más adecuado de acuerdo a las características de los datos adquiridos. Cada uno de estos paquetes proporciona al usuario diferentes algoritmos y técnicas de inversión: método de los retardos (Redpath, 1973), GRM ( Generalized Reciprocal Method , Método Recíproco Generalizado) (Palmer, 1981), inversión de frentes de ondas y tomografía por medio de diferencias finitas. Con base en lo anterior, se escogió el paquete  Reflex-Win 5  como el definitivo para el procesamiento y presentación de los datos finales, debido a su robustez, a las menores limitaciones que presenta para trabajar con tendidos pequeños

29

adquiridos en condiciones difíciles (alto nivel de ruido), a su menor contenido de errores de programación y a que permite una secuencia de procesamiento sencilla pero a la vez potente por la gran cantidad de herramientas que dispone para la misma.  Adicionalmente, para las áreas de Chacaíto y Campo Alegre, los resultados se calcularon a través de dos enfoques diferentes: aproximación por capas discretas y gradiente de velocidades. El método por capas discretas (método tradicional) genera secciones compuestas por horizontes individuales con velocidades homogéneas para cada uno. La sección de gradiente de velocidades, en cambio, presenta una variación continua de los valores de velocidad con la profundidad. Los perfiles de capas discretas proporcionan una definición más precisa de las interfaces entre capas; sin embargo, pueden no ser la aproximación más adecuada para suelos granulares sueltos que presenten una tendencia de aumento gradual de velocidad con respecto a la profundidad, causada por el aumento de la presión de soterramiento. En estos casos, la interpretación mediante un gradiente de velocidades puede ser más realista (Rucker, 2002). Además, este método permite el cálculo de los parámetros dinámicos superficiales del subsuelo con un mayor nivel de resolución, al disponer de valores de  velocidades a intervalos de profundidad menores.

2.3

SÍSMICA DE MICROTREMORES

2.3.1  Adquisición de los datos

 Al igual que en el caso de la l a sísmica de refracción, se emplearon tendidos de 1 m de separación en todas las áreas de estudio excepto en Los Próceres, donde la misma fue de 4 m (lo cual redunda en una profundidad de investigación mayor). Los geófonos utilizados fueron de 10 Hz y los registros fueron grabados utilizando tanto ruido ambiental únicamente (fuente pasiva) como golpes de martillo (fuente activa) adicionales al ruido ambiental. Esto último se hizo con el objetivo de aumentar el contenido de altas frecuencias de la señal grabada y así mejorar la señal en esa banda.

30

La adquisición se hizo con el mismo sismógrafo de la sísmica de refracción (lo cual, como se ha indicado, es una de las ventajas del método, al no requerirse equipos más sofisticados y costosos). La tasa de muestreo fue de 2 ms y los registros tuvieron una longitud variable entre 25 y 30 s. El producto de la adquisición, como se ha mencionado, son registros de campo con las trazas sísmicas (de ruido ambiental) grabadas para cada canal.

2.3.2 Procesamiento de los datos

Los datos fueron procesados utilizando el paquete SeisOpt ReMi v4.0 de Optim  Software. Éste consta de varios módulos que permiten hacer la selección de la curva de

dispersión de las ondas superficiales (Rayleigh), a través de la transformada p-f de los registros de campo, la cual es calculada de acuerdo a la base teórica propuesta por Louie (2001). Luego, a través del software se hace un modelado hacia delante con dicha curva, lo cual permite generar el modelo final de las velocidades de las ondas de corte (Véase Marco Teórico y Apéndice A). Estos modelos pueden generarse tanto por aproximación por capas discretas como por un gradiente de velocidades metro a metro, posibilitado por el espaciamiento de 1 m entre geófonos que permite una cobertura de alta resolución de aproximadamente los primeros 10 m del subsuelo. Esto, al igual que en el caso de la sísmica de refracción, se hizo únicamente para las áreas de Chacaíto y Campo Alegre. El producto final del procesamiento es el modelo de velocidades 1D de las ondas de corte para el área estudiada (el cual tiene como punto de atribución la mitad del tendido). Si se deseara, el software  cuenta con herramientas para la generación de modelos 2D a partir de modelos 1D generados utilizando varios tendidos consecutivos, que permiten una mejor identificación de las variaciones laterales en la distribución de  velocidades del subsuelo.

31

2.4

CÁLCULO DE PARÁMETROS DINÁMICOS DEL SUBSUELO

Los parámetros dinámicos (constantes elásticas) del subsuelo fueron calculados para cada área haciendo uso de los perfiles de velocidades de ondas compresionales (derivados con la sísmica de refracción) y de ondas de corte (derivados con la sísmica de microtremores). Para dicho cálculo se emplearon las relaciones que se presentan en el Capítulo I (Marco Teórico). Para las áreas de Chacaíto y Campo Alegre dichos parámetros fueron calculados, con fines comparativos, tanto por la aproximación por capas discretas (método tradicional) como por el método de gradiente de velocidades, que permite un cálculo a intervalos de profundidad menores.

CAPÍTULO III RESULTADOS Y ANÁLISIS

 A continuación se presentan los resultados obtenidos para cada área estudiada. Los mismos incluyen los registros sísmicos de refracción, las imágenes (transformadas) p-f, los perfiles de velocidades de ondas P y S, así como el conjunto completo de parámetros dinámicos calculados para cada una de dichas áreas.

3.1

CHACAÍTO

Los registros sísmicos de refracción para el disparo y el contradisparo se muestran en las Figuras 3.1 y 3.2, respectivamente. La imagen p-f obtenida mediante la sísmica de microtremores se presenta en la figura 3.3. Los perfiles de velocidades de ondas S y P se muestran en la Figura 3.4. La Figura 3.5 muestra la sección de velocidades de ondas compresionales obtenida mediante el método de refracción, a la cual se ha sobrepuesto el perfil de velocidades de ondas S para fines comparativos. Los valores de los coeficientes de Poisson, calculados para las tres capas identificadas, así como metro a metro (gradiente) se muestran en la Figura 3.6. Los perfiles sísmicos en esta área mostraron un nivel de ruido relativamente bajo (en comparación con las otras zonas) (Figuras 3.1 y 3.2). El mismo muestra una tendencia normal de aumento a medida que la distancia de la traza con respecto al disparo también aumenta. Sin embargo, el nivel de ruido también debe analizarse (cualitativamente) tomando en cuenta la separación entre receptores (1 m), lo cual lleva a la conclusión de que, en términos más absolutos, es elevado. La imagen (transformada) p-f (Figura 3.3) permite una selección clara de la curva de dispersión de las ondas Rayleigh, ya que se observa un cambio bastante marcado en el

33

cociente espectral (ver Marco Teórico), lo cual a su vez es consecuencia de haber logrado un buen registro de ruido ambiental en campo.

Figura 3.1. Registro sísmico de refracción (disparo) (Chacaíto).

34

Figura 3.2. Registro sísmico de refracción (contradisparo) (Chacaíto).

35

Figura 3.3. Transformada p-f y selección de la curva de dispersión (Chacaíto).

Como se observa en las Figuras 3.4 y 3.5, existe un muy buen acuerdo entre las interfaces entre capas detectadas por ambos métodos (refracción y sísmica pasiva). Las  velocidades sísmicas muestran un aumento gradual con la profundidad, lo cual probablemente es causado por el aumento gradual en la presión de soterramiento para estos primeros metros de sedimento. Sin embargo, la capa intermedia presenta unos  valores de velocidades más uniformes que parecen indicar una litología más masiva. Los  valores del coeficiente de Poisson se encuentran dentro del rango característico para secuencias aluviales (0.35 - 0.45) (Cetraro, 2007), las cuales son típicas de los primeros metros del relleno sedimentario del valle de Caracas (Kantak et al., 2005). En particular, el área de Chacaíto representa una zona intermedia en cuanto a la profundidad del substrato rocoso (Kantak et al., 2005), con un espesor sedimentario superficial constituido fundamentalmente de depósitos limosos y arenosos.

36

Vp y Vs (m/s) 0

400

800

1200

1600

0

2    )   m    (

Chacaito Vp Vs

4

   d   a    d    i    d   n   u    f 6   o   r    P

8

10

Figura 3.4. Perfil de velocidades de ondas P y S (Chacaíto).

Figura 3.5. Sección sísmica de refracción y perfil de velocidades de ondas S (Chacaíto).

La secuencia de coeficientes de Poisson observada por capas (Figura 3.6 sugiere una primera capa de grano fino (probablemente limo-arcillosa), suprayacente a un

37

depósito relativamente más arenoso que suprayace, a su vez, a otra secuencia más arcillosa. Se observó un valor promedio del coeficiente de Poisson para esta área de 0.41.

Coeficiente de Poisson 0.32

0.36

0.4

0.44

0.48

0

2    )   m    (

4

   d   a    d    i    d   n   u    f 6   o   r    P

Chacaito Gradiente Capas

8

10

Figura 3.6 Coeficientes de Poisson calculados según velocidades de ondas P y S (Chacaíto).

Utilizando los valores de velocidades de ondas P y S medidos, se calculó un conjunto completo de valores de parámetros dinámicos para la zona de estudio. Los resultados de estos cálculos, presentados tanto por capas, como metro a metro (gradiente), se muestran en las Tablas 3.1 y 3.2. Como ya se ha mencionado, los mismos son fundamentales en la geotecnia aplicada a la ingeniería civil para lograr el diseño adecuado y eficiente de una edificación, de acuerdo con las características elásticas del suelo, las cuales determinarán la respuesta del mismo ante los regímenes de esfuerzo que las obras civiles producen. La capacidad de carga (q a ) fue calculada a partir de las  velocidades de ondas de corte y de la densidad.

38

Tabla 3.1. Velocidades de ondas P y S y parámetros dinámicos por capas (Chacaíto). Prof.

Vs

Vp

Vp/Vs

G

E

K

q a

m

m/s

m/s

MPa

MPa

MPa

kPa

0.0

196.9

530

2.69

1.91

0.42

74.05

210.29

437.79

90.3

2.4

340.7

771

2.26

2.05

0.38

237.96

656.13

901.33

167.6

7.5

451.5

1326

2.94

2.11

0.43

430.13

1233.98

3136.46

228.6

ρ

 ν

g/cm3

Tabla 3.2. Velocidades de ondas P y S y parámetros dinámicos metro a metro (Chacaíto).

3.2

Prof.

Vs

Vp

Vp/Vs

G

E

K

q a

m

m/s

m/s

MPa

MPa

MPa

kPa

1

180.1

554.7

3.08

1.89

0.44

61.30

176.69

499.80

81.7

2

224.9

559.1

2.49

1.91

0.40

96.61

271.17

468.24

103.1

3

283.4

562.3

1.98

1.93

0.33

155.01

412.24

403.55

131.3

4

332.6

769.0

2.31

2.00

0.38

221.25

612.83

887.73

159.6

5

336.9

769.2

2.28

2.02

0.38

229.27

633.40

889.47

163.3

6

341.3

769.3

2.25

2.09

0.38

243.46

670.70

912.30

171.2

7

344.4

769.4

2.23

2.09

0.37

247.90

681.58

906.70

172.8

8

425.3

932.3

2.19

2.11

0.37

381.66

1044.67

1325.10

215.4

9

453.9

1190.3

2.62

2.11

0.41

434.71

1230.17

2409.86 229.9

10

475.7

1324.8

2.78

2.12

0.43

479.74

1368.20

3081.15

ρ

 ν

g/cm3

242.0

CAMPO ALEGRE

Los registros sísmicos de refracción para el disparo, el contradisparo y el disparo central se muestran en las Figuras 3.7, 3.8 y 3.9, respectivamente. La imagen p-f

39

obtenida mediante la sísmica de microtremores se presenta en la figura 3.10. Los perfiles de velocidades de ondas P y S se muestran en la Figura 3.11. La Figura 3.12 muestra la sección de velocidades de ondas P junto con el perfil de velocidades de ondas S. En esta zona se observan registros de refracción relativamente más ruidosos que los del área de Chacaíto (especialmente en el disparo central), lo cual está probablemente causado por el elevado volumen de tráfico vehicular a través de una vía adyacente al tendido. La imagen p-f (Figura 3.10) muestra un contraste de cocientes espectrales marcado, que permite una selección clara de la curva de dispersión de las ondas Rayleigh.

Figura 3.7. Registro sísmico de refracción (disparo) (Campo Alegre).

40

Figura 3.8. Registro sísmico de refracción (contradisparo) (Campo Alegre).

41

Figura 3.9. Registro sísmico de refracción (disparo central) (Campo Alegre).

42

Figura 3.10. Transformada p-f (Campo Alegre).

Se observa en los perfiles individuales (Figura 3.11), así como en la Figura 3.12, que en esta zona la profundidad hasta la base de la capa más somera no concuerda entre ambos métodos tan bien como en el área de Chacaíto (existe una diferencia de 1 m en este caso). Esto probablemente es debido a que los resultados del método de refracción se vieron afectados en esta área por un mayor nivel de ruido sísmico ambiental, causado por la presencia de un elevado volumen de tráfico vehicular en una vía pública adyacente al tendido, como fue mencionado anteriormente. En el caso de la sísmica de microtremores dicha limitación se transforma en una ventaja que otorga mayor confiabilidad a sus resultados.

43

Vs (m/s)

Vp (m/s)

270 280 290 300 310 320 330 0

500 600 700 800 900 1000 0

   ) 2   m    (

   ) 2   m    (

6

6

   d   a    d    i    d   n4   u    f   o   r    P

   d   a    d    i    d   n4   u    f   o   r    P

Figura 3.11. Perfiles de velocidades de ondas S (izquierda) y P (derecha) (Campo Alegre).

Por otra parte, las velocidades observadas en esta área siguen una tendencia normal de aumento gradual en profundidad, asociada fundamentalmente a un aumento en la presión de soterramiento de los sedimentos. En particular, el perfil de velocidades de ondas S muestra una primera capa con velocidades heterogéneas y un gradiente de aumento elevado, probablemente indicativos de un primer horizonte conformado por material no consolidado ( i.e.  suelo), que suprayace a una capa con velocidades relativamente más homogéneas, las cuales estarían asociadas a sedimentos más consolidados.

44

900 Vs (m/s)

0

N

280

300

S

320

850 800 750

3

700 650

7

600

0

5

10

15

20

25

550 500

Vp (m/s)

Figura 3.12. Sección sísmica de refracción y perfil de velocidades de ondas S (Campo  Alegre).

Los coeficientes de Poisson calculados según las velocidades sísmicas para el área de Campo Alegre se muestran en la Figura 3.13. Los valores para la primera capa (0.33) sugieren una litología relativamente arenosa, que suprayace a una capa más arcillosa (con un valor de 0.43 para su coeficiente de Poisson).

45

Coeficiente de Poisson 0.24 0.28 0.32 0.36 0

0.4

0.44

2

   )   m    (

   d   a    d    i    d   n   u 4    f   o   r    P

Campo Alegre Gradiente Capas

6

Figura 3.13. Coeficientes de Poisson calculados según velocidades de ondas S y P (Campo  Alegre).

Las Tablas 3.3 y 3.4 muestran los valores calculados de los parámetros dinámicos para el área de Campo Alegre, junto con las velocidades sísmicas empleadas para su cálculo.

Tabla 3.3. Velocidades de ondas P y S y parámetros dinámicos por capas (Campo  Alegre). Prof.

Vs

Vp/Vs

Vp

m

m/s

0.0

286.6

1.99

569

1.95

2.4

311.7

2.91

907

2.05

ρ

G

E

K

q a

MPa

MPa

MPa

kPa

0.33

160.17

426.07

417.77

134.1

0.43

199.17

570.84

1420.87

153.4

 ν

m/s g/cm3

46

Tabla 3.4. Velocidades de ondas P y S y parámetros dinámicos metro a metro (Campo  Alegre).

3.3

Prof.

Vs

m

m/s

1

279.7

2

Vp/Vs

Vp

ρ

G

E

K

q a

m/s

g/cm3

MPa

MPa

MPa

kPa

1.90

532.4

1.90

0.31

148.64

389.26

340.37

127.5

294.6

1.84

541.1

1.90

0.29

164.90

425.23

336.43

134.3

3

310.8

1.74

541.2

1.94

0.25

187.40

469.98

318.36

144.7

4

312.0

2.61

813.3

1.97

0.41

191.77

542.21

1047.38

147.5

5

314.5

2.87

902.6

1.97

0.43

194.85

557.63

1345.13

148.7

6

318.3

2.85

907.0

2.05

0.43

207.70

593.91

1409.50

156.6

7

321.4

2.82

907.1

2.07

0.43

213.83

610.78

1418.16

159.7

 ν

COUNTRY CLUB

Los registros sísmicos de refracción para el disparo y el contradisparo se muestran en las Figuras 3.14 y 3.15, respectivamente. La imagen p-f obtenida mediante la sísmica de microtremores se presenta en la figura 3.16. En el Country Club, los registros de refracción son relativamente poco ruidosos. Las imágenes p-f, aunque todavía permiten una selección clara de la curva de dispersión, muestran una definición pobre para la banda de frecuencias altas. Esto puede ser causado por ser esta una zona más tranquila (residencial), que produciría un espectro de ruido ambiental más bajo y con menor ancho de banda. Los perfiles de velocidades de ondas P y S se muestran en la Figura 3.17. En esta área es apreciable la diferencia en las profundidades de investigación alcanzadas por ambos métodos: el método ReMi permitió investigar hasta 10 m aproximadamente, en contraste con los 5 m alcanzados por la refracción tradicional. Sin embargo, ambos métodos concuerdan bien en la definición de la interfaz entre la primera y la segunda capa, ubicada aproximadamente a 1.5 m. Esta primera capa muestra velocidades bajas

47

que probablemente corresponden a los primeros metros de relleno y suelo presente en la zona. La segunda capa presenta valores de velocidades mayores que sugieren un sedimento más consolidado.

Figura 3.14. Registro sísmico de refracción (disparo) (Country Club).

48

Figura 3.15. Registro sísmico de refracción (contradisparo) (Country Club).

Figura 3.16. Transformada p-f y selección de la curva de dispersión (Country Club).

49

Vp y Vs (m/s) 0

200

400

600

800 1000

0

2    )   m    (

   d 4   a    d    i    d   n   u    f 6   o   r    P

Country Club Vp Vs

8

10

Figura 3.17. Perfil de velocidades de ondas P y S (Country Club).

En la Figura 3.18 se muestra la sección sísmica de refracción a la cual se ha sobrepuesto el perfil de velocidades de ondas S. En esta figura se observa también el  buen acuerdo en la definición de la interfaz entre la primera y la segunda capa que resultó de aplicar ambos métodos. De igual manera, la sección de refracción evidencia una configuración buzante hacia el oeste (con un ángulo de buzamiento de aproximadamente 4 ˚). Sin embargo, en ausencia de mayor información sobre la configuración estructural local del área, es imposible determinar si se trata de un  buzamiento verdadero o aparente.

50

Figura 3.18. Sección sísmica de refracción y perfil de velocidades de ondas S (Country Club).

La secuencia de coeficientes de Poisson calculada para esta zona (Figura 3.19) sugiere, de igual manera que para la zona de Campo Alegre, una primera capa arenosa (0.37) suprayacente a una capa relativamente más arcillosa (0.42).

Coeficiente de Poisson 0.35 0

0.4

0.45

2

   )   m    (

   d   a    d    i    d   n   u 4    f   o   r    P

6

Figura 3.19. Coeficientes de Poisson calculados según velocidades de ondas S y P (Country Club).

51

La tabla 3.5 muestra los valores finales de los parámetros dinámicos calculados por capas para la zona de Country Club.

Tabla 3.5. Velocidades de ondas P y S y parámetros dinámicos por capas (Country Club).

3.4

Prof.

Vs

Vp/Vs

Vp

m

m/s

0.0

188.8

2.22

420

1.94

1.5

331.3

2.66

880

2.01

ρ

G

E

K

q a

MPa

MPa

MPa

kPa

0.37

69.15

189.94

250.01

87.9

0.42

220.62

625.42

1262.39

159.8

 ν

m/s g/cm3

LOS PRÓCERES

Los registros sísmicos de refracción para el disparo, el contradisparo y el disparo central se muestran en las Figuras 3.20, 3.21 y 3.22, respectivamente. La imagen p-f obtenida mediante la sísmica de microtremores se presenta en la figura 3.23. Los registros de refracción de Los Próceres son los más ruidosos de todo el estudio, probablemente a causa de la mayor separación entre receptores empleada (el doble de la de las otras áreas, i.e. 2 m). Dicho nivel de ruido impide una identificación clara de las primeras llegadas en más de la mitad del tendido. La imagen p-f, por el contrario, sí permite una selección clara de la curva de dispersión, tomando en cuenta que en este caso la separación entre receptores también fue mayor que la de las otras áreas (4 m) La Figura 3.24 muestra los perfiles de velocidades de ondas P y S para el área de Los Próceres, cuya profundidad ha sido truncada hasta los 6 m. Sin embargo, la profundidad de investigación alcanzada a través de la sísmica de microtremores fue mayor (más de 20 m), en virtud de una mayor separación entre receptores (4 m), como se observa en la Figura 3.25. En esta zona el perfil de refracción concuerda con el de microtremores en la definición de la base de la primera capa. Sin embargo, su alcance de

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investigación fue insuficiente para definir la base de la segunda capa, en contraste con el método de microtremores, que sí permitió alcanzarla (a 9 m aproximadamente).

Figura 3.20. Registro sísmico de refracción (disparo) (Los Próceres).

53

Figura 3.21. Registro sísmico de refracción (contradisparo) (Los Próceres).

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Figura 3.22. Registro sísmico de refracción (disparo central) (Los Próceres).

Figura 3.23. Transformada p-f y selección de la curva de dispersión (Los Próceres).

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En la zona de Los Próceres la profundidad del substrato rocoso (esquistos altamente meteorizados de la Formación Las Mercedes) es menor que en las otras áreas (hecho que pudo ser evidenciado a través de un corte cercano al tendido, donde la roca era claramente visible, Figura 3.28). Esto pudo ser corroborado a través de la sísmica de microtremores, donde la tercera capa (cuyo tope fue encontrado a aproximadamente 9 m) es interpretada como dicho substrato, en vista de los mayores valores velocidad que presenta y del cambio abrupto de los mismos (con respecto a la capa anterior).

Vs (m/s) 0

200

400

600

800

0

   )   m2    (    d   a    d    i    d   n   u    f   o   r 4    P

6

Figura 3.24. Perfil de velocidades de ondas P y S (Los Próceres).

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Vs (m/s) 0

200 400 600 800 1000

0

4    )   m    (

   d 8   a    d    i    d   n   u12    f   o   r    P

16

20

Figura 3.25. Perfil de velocidades de ondas S (Los Próceres).

La Figura 3.26 muestra la sección sísmica de refracción y el perfil de ondas S, en la cual se observa también el acuerdo entre ambos métodos. A diferencia de la zona del Country Club, se observa aquí una configuración de capa pseudo-horizontal.

Figura 3.26. Sección sísmica de refracción y perfil de velocidades de ondas S (Los Próceres).

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Los valores calculados del coeficiente de Poisson son presentados en la Figura 3.27. En este caso no difieren tanto entre la primera y la segunda capa (0.36 y 0.38 respectivamente), como en las otras áreas. Esto puede ser causado por una litología más similar entre ambas, lo cual sugeriría que la diferencia en los valores de velocidad estaría controlada fundamentalmente por diferentes niveles de compactación, más que por cambios litológicos.

Coeficiente de Poisson 0.35 0

0.4

2

   )   m    (

   d   a    d    i    d   n   u 4    f   o   r    P

6

Figura 3.27. Coeficientes de Poisson calculados según velocidades de ondas S y P (Los Próceres).

La Tabla 3.6 muestra los valores de los parámetros dinámicos superficiales calculados para el área de Los Próceres.

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Tabla 3.6. Velocidades de ondas P y S y parámetros dinámicos por capas (Los Próceres). Prof.

Vs

m

m/s

0.0

141.5

2.3

331.9

Vp/Vs

Vp

ρ

m/s

g/cm3

2.12

300

1.90

2.26

750

2.02

G

E

K

q a

MPa

MPa

MPa

kPa

0.36

38.04

103.23

120.28

64.5

0.38

222.52

613.37

839.56

160.9

 ν

Figura 3.28. Corte donde se observa el esquisto meteorizado de la Fm. Las Mercedes (Los Próceres).

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En general, en todas las áreas estudiadas se obtuvieron perfiles de velocidades cuyos rasgos concuerdan con la geología superficial del valle de Caracas (Kantak et al ., 2005). Asimismo, se observa un muy buen acuerdo entre los dos métodos aplicados (sísmica de refracción y de microtremores) en cuanto a la definición de las interfaces entre capas (con excepción de la zona de Campo Alegre, por las razones ya expuestas), lo cual, a su vez, otorga un nivel mayor de confiabilidad a los resultados finales. Por otra parte, los valores calculados de los coeficientes de Poisson se encuentran dentro del rango típico para sedimentos aluviales (0.35 - 0.45) (Cetraro, 2007). Los niveles de ruido en los perfiles de refracción fueron variables; sin embargo, el tendido de Los Próceres fue el más afectado en este sentido. La mayor separación entre los receptores en esa zona indudablemente fue un factor de peso en tal observación. Las imágenes p-f en todos los casos permitieron una selección clara de la curva de dispersión de las ondas Rayleigh, fundamental para la obtención de buenos resultados.

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CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES

El análisis y la interpretación de los registros de microtremores y de sísmica de refracción (así como de los resultados derivados de ellos), en las zonas de Chacaíto, Campo Alegre, Country Club y Los Próceres, permite concluir que: El método sísmico de microtremores demostró ser eficaz para la investigación de las velocidades de ondas de corte en un ambiente urbano con elevado nivel de ruido sísmico, esto tanto en términos de no invasividad como en el nivel de resolución y profundidad de investigación alcanzados. En particular, tendidos de 4 m de espaciamiento permitieron alcanzar profundidades de hasta 30 m en la zona de Los Próceres (profundidad superior a la requerida para alcanzar los objetivos planteados). La aplicación del método de refracción sísmica en un ambiente urbano se encuentra severamente limitada por el elevado nivel de ruido sísmico inherente al mismo. Además, los espacios para la aplicación del método resultan frecuentemente insuficientes. Lo anterior, aunado a las limitadas profundidades de investigación alcanzables con el uso de fuentes no explosivas (claramente inutilizables en estos ambientes), promueve la investigación y uso de métodos alternativos eficientes que permitan realizar estimaciones razonables de las velocidades de las ondas compresionales en tal ambiente. Los valores calculados del coeficiente de Poisson en Caracas, a través de las  velocidades de ondas S y P, se encuentran dentro del rango correspondiente a secuencias aluviales (0.35-0.45), lo cual coincide con lo esperado según la geología superficial de la ciudad. El cálculo de los parámetros dinámicos superficiales del subsuelo a través de los perfiles de velocidades de ondas P y S obtenidos mediante métodos geofísicos, probó ser una de las formas más rápidas y sencillas de lograrlo, y permite ampliar los alcances de la geofísica, especialmente en ambientes urbanos. Además, los resultados de estos estudios tienen la ventaja de que proveen un muestreo in situ  de las condiciones del subsuelo, en vez de emplearse muestras cuyas condiciones originales puedan resultar alteradas. Dichos resultados son fundamentales en la caracterización geotécnica del

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terreno, y son uno de los elementos primordiales para lograr el diseño eficiente y adecuado de una edificación. La obtención de valores de ondas P mediante métodos sísmicos de pozo ( e.g. ensayos tipo downhole) representa una alternativa que vale la pena investigar y poner en práctica, y que permitiría complementar y ampliar los alcances de la investigación actual en esta área.

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REFERENCIAS

Campos, A. 2008. Definición de las relaciones entre parámetros geofísicos en pozos disponibles a lo largo de la línea 4 del Metro de Caracas. Trabajo especial de Grado, Universidad Central de Venezuela. Cetraro, F. 2007. Ingegneria geotecnica e geologia applicata. EPC Libri, Roma, Italia. Cuadra, P. 2007. Aplicación de técnicas de vibraciones ambientales: Análisis de microtremores y vibraciones naturales, para la caracterización de sitio. Proyecto de Grado, Universidad Simón Bolivar. Inazaki, T. 2006. Relationship between s-wave velocities and geotechnical properties of alluvial sediments. Public Works Research Institute, Tsukuba, Japan. Kantak, P., Audemard, F. y M. Schmitz. 2005. Sediment Thickness and a West-East geologic cross section in the Caracas valley. Revista de la Facultad de Ingeniería, 20 (4): 85, Universidad Central de Venezuela. Lay, T. y T. Wallace. 1995. Modern Global Seismology. Academic Press, California, Estados Unidos. Linares, G. 2005. Introducción y aplicación del método de sísmica de microtremores en áreas urbanas. Informe Final de Cursos en Cooperación, Universidad Simón Bolívar. Louie, J. N. 2001. Faster, Better: Shear-Wave Velocity to 100 Meters Depth from Refraction Microtremor Arrays. Bulletin of the Seismological Society of America, 91: 347-364. Mendoza, J. 1998. Introducción a la Física de Rocas. Editorial Equinoccio, Ediciones de la Universidad Simón Bolívar, Caracas. Palmer, D. 1981. An Introduction to the generalized reciprocal method of seismic refraction interpretation. Geophysics, 46: 1508. Redpath, B. B. 1973. Seismic refraction exploration for engineering site investigations. Technical Report E-73-4. Explosive Excavation Research Laboratory, Livermore, California. Rucker, M. L. 2002. Seismic refraction interpretation with velocity gradient and depth of investigation. Proceedings of the Geophysics 2002 conference, April 15-19, Los Angeles, California. Tezcan, S. S., Keceli, A., y Z. Ozdemir. 2006. Allowable bearing capacity of shallow foundations base on shear wave velocity. Geotechnical and Geophysical Engineering, 24: 203-218.

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 APÉNDICE A  MODELADO DE VELOCIDADES DE ONDAS S (Capturas de pantalla: SeisOpt ReMi v4.0)

Figura A.1. Modelos de velocidades de ondas S por capas (imagen superior) y gradiente (imagen inferior) (Chacaíto).

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Figura A.2. Modelos de velocidades de ondas S por capas (imagen superior) y gradiente (imagen inferior) (Campo Alegre).