04 Prospeccion sismica_Procesamiento e Interpretacion

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Universidad Nacional de Salta – SRT 1 
Tecnicatura e Ingeniería en Perforaciones 
Geofísica Aplicada 
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Prof. Adj. M. Laura Gigena 
JTP Pamela R. Murillo 
Procesamiento e Interpretación sísmica 
A la adquisición de la sísmica de reflexión le sigue el procesamiento de dichos datos (a cargo de 
los Procesadores o Analistas), pero siempre debe recordarse que es crítico optimizar los 
parámetros de registro para después poder encarar un mejor proceso de la información. 
Los datos adquiridos durante semanas o meses en un determinado proyecto en tierra o mar 
deben procesarse a fin de obtener secciones sísmicas (bidimensionales o 2D) o un volumen 
(tridimensional o 3D) que luego han de interpretarse en términos geológicos, petroleros u otros. 
Conceptos básicos 
Un frente de onda sísmico producido por una fuente impulsiva es inicialmente un pulso de gran 
amplitud que contiene un gran espectro de frecuencias en ese pico instantáneo (spike). 
Luego del disparo, a medida que el 
frente de onda avanza, va 
disminuyendo su amplitud -y 
perdiendo altas frecuencias- y se va 
estirando según la forma de una 
ondícula de fase mínima, con un valle 
y pico principales y eventualmente 
otro valle y pico más pequeños. 
Cada traza sísmica es esencialmente 
una serie de valores de amplitud a lo 
largo del tiempo (de ida y vuelta 
sísmico). Representa el resultado del 
arribo de señales, esto es, sucesivas 
respuestas reflectivas provenientes 
de interfaces de muy variada 
magnitud (desde límites 
formacionales hasta laminación 
sedimentaria, tanto mayor su 
amplitud cuanto mayor sea el 
contraste de impedancias acústicas) 
que se interfieren entre sí y a la vez 
son interferidas por diversos tipos de 
ruidos, sean éstos superficiales o 
profundos. 
Las señales sísmicas son el resultado de la convolución del frente de onda generado en la fuente 
con los sucesivos coeficientes de reflexión correspondientes a interfaces en el subsuelo. Puede 
pensarse la convolución como el proceso mediante el cual la forma de onda (ondícula) se 
modifica al reflejarse, modificación que es proporcional a la magnitud y signo del coeficiente de 
reflexión. 
El coeficiente de reflexión es la relación entre la amplitud de la onda reflejada y la onda 
incidente, o la cantidad de energía que se refleja. Si la onda posee incidencia normal, su 
coeficiente de reflexión puede ser expresado de la siguiente manera: 
Figura 1. Atenuación de ondas sísmicas. 
Figura2. Modelo convolucional 
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𝑹 = (𝝆𝟐𝑽𝟐 − 𝝆𝟏𝑽𝟏) / (𝝆𝟐𝑽𝟐 + 𝝆𝟏𝑽𝟏) 
Donde R= coeficiente de reflexión, cuyos valores varían entre −1 y +1, ρ1= densidad del medio 
1, ρ2= densidad del medio 2, V1= velocidad del medio 1 y V2= velocidad del medio 2. 
Los valores habituales de R son aproximadamente −1 del agua al aire, lo que significa que casi 
un 100% de la energía se refleja y ningún porcentaje se transmite; 0,5 del agua a la roca; y 0,2 
de la lutita a la arena. En el caso de la incidencia no normal, el coeficiente de reflexión definido 
como una relación de amplitudes depende de otros parámetros, tales como las velocidades de 
corte, y se describe como una función del ángulo de incidencia en las ecuaciones de Zoeppritz. 
De modo que, como resultado de la convolución, la señal que llega trae en su impronta la 
información de los contrastes de impedancia acústica del subsuelo. Matemáticamente, una 
convolución es un operador (simbolizado *) que transforma dos funciones F y G (en nuestro 
caso, respectivamente, la ondícula y la serie de coeficientes de reflexión) en una tercera función 
S (la señal registrada) que en cierto sentido representa la magnitud en la que se superponen F y 
una versión trasladada e invertida de G. 
𝑭(𝒕) ∗ 𝑮(𝒕) = ∫ 𝑭(𝜼)
+∞
−∞
𝑮(𝒕 − 𝜼)𝒅𝜼 = 𝑺(𝒕) 
La expresión anterior es la expresión formal e indica que la convolución es la integral de una 
serie de productos donde la función G(t) se va desplazando temporalmente respecto a la función 
F(t) para, a través de todo el proceso de convolución, dar finalmente la función S(t). Debe, sin 
embargo, recordarse que el patrón de interferencia resultante en la traza en este caso idealizado 
sólo resulta de los coeficientes de reflexión, mientras que en la vida real la preparación 
resultante de esta receta resulta abundantemente condimentada con diferentes ruidos 
superficiales y profundos. 
Pero, además de la interferencia que producen los ruidos y la propia señal en sí misma, el 
registro convolucional de las reflexiones -dado por una traza- siempre es significativamente 
afectado por pérdidas de amplitud y de 
frecuencia.En las figuras de arriba se muestran los principales factores que afectan la amplitud 
de las ondas sísmicas en su tránsito por el subsuelo y la atenuación de las frecuencias sísmicas, 
tanto mayor cuanto más altos son sus valores y cuanta más distancia ha debido viajar la onda 
por el subsuelo. 
Figura 3. Factores de atenuación de amplitud. 
Figura 4. Atenuación de frecuencias altas en 
profundidad. 
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Los principales ruidos de 
origen profundo consisten en 
reflexiones múltiples. La 
energía sísmica originada en la 
fuente puede reflejarse en una 
interfase profunda y al volver a 
la superficie encontrar una 
interfase de gran coeficiente 
de reflexión que reenvía parte 
de la energía hacia abajo, 
parte de la cual vuelve a 
reflejarse hasta alcanzar los 
receptores de la superficie; se 
crean así eventos que parecen 
ser reflexiones verdaderas, pero que no re presentan una interfase geológica real. 
Una vez obtenidos los registros de campo, con señales y ruidos, sigue la tarea de procesarlos 
digitalmente, mediante programas específicos en computadoras con capacidad suficiente. 
Un instrumento matemático fundamental para este fin es la Transformada de Fourier (publicada 
por el francés Joseph Fourier en 1822) que en 
sísmica permite pasar del dominio del tiempo (la 
traza, o sea una serie de valores de amplitud a lo 
largo del tiempo) al dominio de la frecuencia (el 
espectro de frecuencia donde vemos en ordenadas 
las amplitudes de señal y ruido 
indiscriminadamente, correspondientes a cada 
frecuencia registrada con su escala desplegada en 
abscisas). La transformación se realiza aproximando 
la forma de la traza con una integración de una serie 
de funciones armónicas (seno, coseno) o Serie de 
Fourier, de amplitudes variables, para poder 
entonces pasar al cálculo y representación del 
espectro de frecuencia (expresable también como 
una integración, pero ahora de diferenciales de 
frecuencia). La figura de la izquierda muestra la 
representación en uno y otro dominio de una 
frecuencia simple, un impulso unitario (fuente), un 
ruido blanco (llamadoasí porque contiene todas las 
frecuencias), un ruido blanco sísmico ideal (con 
todas las frecuencias en amplitud pareja dentro del 
rango sísmico) y una traza sísmica (conteniendo 
señal y ruido). 
Secuencia de procesamiento 
En la siguiente lista se indican: con una I los pasos imprescindibles del proceso, con una C los 
muy comúnmente realizados, aunque no sean imprescindibles, y con una O los ocasionales, a 
Figura 5. Esquema de cómo se producen las reflexiones múltiples. 
Figura 6. Representación de distintas señales en 
dominio de tiempo y dominio de frecuencia. 
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los que se recurre para objetivos específicos, no rutinarios. El orden en que aquí se citan es el 
más usual, pero algunos pasos no imprescindibles pueden hacerse en un orden distinto. 
I) Demultiplexeo. Consiste en modificar la secuencia de valores de amplitud muestreados a fin 
de facilitar la visualización de los registros de campo y el subsiguiente procesado de los datos. -
- los registros de campo son grabados en formato SEG B 
I) Recuperación de Ganancias. (por divergencia esférica, etc) 
I) Correlación cruzada (sólo en datos de vibro, se hace la comparación entre el barrido -sweep- 
de campo y cada una de las trazas del registro.) 
C) Edición de Trazas (eliminación de trazas ruidosas o muertas) 
I) Correcciones Estáticas (efectos de topografía y capa meteorizada o Weathering) 
C) Deconvolución Aguda (Spike, tiende a agudizar las formas de onda). se refiere a las 
operaciones matemáticas empleadas en restauración de señales para recuperar datos que han 
sido modificados por un proceso físico llamado convolución. 
I) Agrupamiento por Familias de Trazas de PCP (reunir las trazas correspondientes a una misma 
serie vertical de Puntos Comunes Profundos-PCP o CDP- aunque pertenezcan a distintos puntos 
de emisión y recepción, CDP Gathers) 
I) Corrección Dinámica o por Retardo Normal (Normal Move Out). Incluye el Análisis de 
Velocidad. 
I) Apilamiento o Suma (Stack). Obtener una traza suma que consigue mejorar la relación 
Señal/Ruido, eventualmente antecedido por el Enmudecimiento frontal (Mute) -- en esta etapa 
ya se tiene una sección sísmica, en formato SEG Y 
C) Filtrados Varios (de frecuencias, de velocidades, etc) 
C) Migración (corrección de las deformaciones por buzamientos y eliminación de difracciones) 
O) Migración antes de apilamiento (Pre-Stack) 
O) Retardo Buzante (Dip Move Out) en lugar de NMO antes de apilamiento 
O) Deconvolución Predictiva (para eliminar reflexiones múltiples) 
O) Estáticas Residuales (para ajuste fino de estáticas) 
O) Realce de Frecuencias (para conseguir una mayor resolución sísmica) 
O) Corrimiento de Fase (generalmente a fase cero para una mejor interpretación) 
O) Verdadera Amplitud (para optimizar las relaciones de amplitud entre distintos eventos) 
O) (se pasa de escala vertical en tiempo a profundidad) 
Una vez finalizado el procesamiento de la sísmica de reflexión, las secciones individuales o bien 
los volúmenes, resultantes de un proyecto, ingresan a la fase de Interpretación en términos 
geológicos, petroleros o de otras aplicaciones diversas. 
Los cubos sísmicos -en rigor volúmenes de variadas formas- pueden registrarse en forma 
aledaña y luego procederse a la Fusión (Merge) de los mismos, así como a la vinculación de 
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sísmica 3D con 2D preexistente, parcialmente superpuesta, mediante el reproceso de esta 
última, más antigua, con los parámetros de la 3D. 
Interpretación sísmica 
Registrados y procesados los datos sísmicos, llega la hora del intérprete, como en todo otro 
método geofísico. 
La sección sísmica es un gráfico elaborado electrónicamente por la computadora, el que 
presenta ordenadamente las series temporales observadas con la registración en superficie de 
las operaciones de campo, convenientemente modificadas por el procesamiento”. 
La interpretación sísmica implica la determinación del significado geológico de los datos 
sísmicos. La prueba de una buena interpretación es la congruencia y no la precisión (Anstey, 
1973). Una buena interpretación no solo debe ser congruente con los datos sísmicos, sino 
también con todo lo que se conoce acerca del área, incluyendo datos magnéticos y de gravedad, 
información de pozos y geología superficial, así como los conceptos geológicos y físicos. 
Cualquiera sea el soporte de la información, las estrategias generales de interpretación no varían 
demasiado. En áreas enteramente nuevas, sin pozos, asignar las interfaces reflectivas a 
determinados límites formacionales o secuenciales es sumamente especulativo: como en los 
espejismos, cuesta saber de dónde viene cada imagen. Es por esto que resulta fundamental 
contar con datos de acústica y/o sísmica de pozo, para posicionarse con certidumbre al menos 
en esa unidimensionalidad del sondeo, para después extenderse con algún grado de confianza 
en el espacio bi o tridimensional que provee la información sísmica disponible. 
Aun así, suele decirse que hay tantas interpretaciones como intérpretes, lo que en verdad no es 
correcto: hay más. Porque cada intérprete es capaz de dar más de una interpretación. Sólo una 
mayor y mejor cantidad de información geofísica, geológica, de pozos, ingeniería petrolera u 
otras puede ayudar a acotar el espectro interpretativo, como cuando aplicamos un filtro 
pasabanda. No obstante, lo cual, haber eliminado posibles interpretaciones extremas no nos 
libera del ruido escondido dentro del rango aceptado, y hay que convivir con él. Ergo, nada 
garantiza que la más sólida de las interpretaciones no pueda acabar en pozo papa. 
Comúnmente los mapas estructurales constituyen el más importante objetivo de la 
interpretación. Por lo general, los aspectos tectónicos determinan que tipos de estructuras 
están presentes y como se relacionan entre si los rasgos estructurales, así que primero es 
necesario estudiar los estilos estructurales y luego, la evidencia de diversos rasgos geológicos. 
La interpretación estratigráfica comprende la delineación de secuencias sísmicas que 
representan diferentes unidades depositadas; el reconocimiento de características de facies 
sísmicas que sugieran el ambiente de depósito, y el análisis de las variaciones del carácter de la 
reflexión para localizar tanto cambios estratigráficos como acumulaciones de hidrocarburos. 
Estas últimas se evidencian, a veces, por medio de cambios de amplitud, velocidad, frecuencia 
o forma de la onda. 
Para una interpretación sísmica se deben tener en cuenta los siguientes supuestos geofísicos: 
1.- Los eventos coherentes vistos en los registros sísmicos o en secciones sísmicas procesadas 
son reflexiones provenientes de contrastes de impedancia acústica en el subsuelo. Estos 
contrastes serán mayores cuanto mayor sea la diferencia en el producto de la densidad y 
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velocidad de cada medio respecto al que se encuentra al otro lado de la interfaz, y en tal caso 
mayor será la amplitud resultante. 
2.- Estos contrastes están asociados con estratificaciones y discontinuidades, por lo que la 
construcción de planos usando los tiempos de arribo de eventos coherentes permite una 
interpretación de la estructura geológica en el subsuelo. 
3.- El detalle sísmico (forma de onda, amplitud, etc.) está relacionado con el detalle geológico, 
es decir, a la litología, estratigrafía y la naturaleza de los fluidos intersticiales. 
En las cuencas sedimentarias los reflectores tienden a seguir líneas de tiempo geológico, es 
decir, superficies de sedimentación contemporánea y no líneas-roca, que es lo que suele 
interpretarse como correlativo cuando se tienen datos puntuales de pozos. Si lateralmente 
cambia el tipo de roca -por cambios en las condiciones del ambiente sedimentario dentro de un 
mismo tiempo geológico dado-, cambiarán entonces lateralmente las impedancias acústicas y, 
por lo tanto, la amplitud y, en general, el aspecto o carácter de la reflexión: su amplitud, pero 
también quizás su frecuencia, y eventualmente también el modo en que se interfiere con otras 
reflexiones supra o infrayacentes. 
La continuidad lateral mayor o menor será resultante de cuán estables lateralmente sean las 
condiciones sedimentarias en un tiempo geológico dado: un fondo marino con ocasionales 
cañones de turbidez, una superficie de llanura cortada por canales, un talud con deltas 
intercalados, una plataforma con arrecifes, un lago continental de fondo parejo, un desierto con 
dunas en avance y muchos etcéteras. 
Los contrastes verticales, a su vez, serán indicativos de los cambios en las condiciones de 
depositación a través del tiempo, sea con energía estable que resultará en reflexiones débiles 
por los bajos contrastes de impedancias acústicas, o bien energía cambiante en el medio 
sedimentario y consecuentemente reflectores fuertes (por ejemplo intercalación de arenas de 
cursos enérgicos con arcillas de planicies de inundación de baja energía del medio de transporte, 
en este caso el agua en movimiento). 
Una superficie sísmica de reflexión (lo que llamamos horizonte, nivel guía, reflector o, en inglés, 
marker) en su expresión geológica actual normalmente muestra el resultado de unos rasgos de 
sedimentación originales alterados estructuralmente por la tectónica posterior. De modo que 
mapear un reflector es ver el final de una larga historia. 
Para una interpretación se deben tener en cuenta las siguientes propiedades: 
Presentación de la señal. La representación de una perturbación sísmica al pasar por un medio 
elástico tiene una forma cosenoidal (cuyo nombre en inglés “wiggle” = meneo). Esta forma 
simple es complementada de distintas maneras con área variable, con densidad variable solo o 
acompañado de la ondícula. 
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Figura 7. Diferentes tipos de visualizar las ondas sísmicas para su interpretación. 
Resolución Sísmica. La resolución sísmica es un asunto relevante a tener presente. Es el espesor 
geológico mínimo que podemos identificar, que corresponde a un cuarto de la longitud de onda 
sísmica (𝟏/𝟒𝝀 ), recordando que 𝝀 = 𝑽 / 𝒇 (V es la velocidad y f la frecuencia a la profundidad 
considerada). El ancho mínimo resoluble o resolución horizontal resulta de la zona o radio de 
Fresnel (por el francés Augustin Fresnel, 1820) y es función del mismo 𝟏/𝟒𝝀 , siendo: 𝒓 =
 𝑽. (𝑻𝟎 / 𝟒𝒇)
𝟏
𝟐⁄ 
Por ejemplo, cerca de la superficie podemos tener velocidades bajas (2000 m/seg) y altas 
frecuencias (45 hz), lo que nos da 𝝀 = 𝟒𝟒 𝒎𝒆𝒕𝒓𝒐𝒔 . Sabemos que el límite de separabilidad del 
espesor de capa es ¼ λ. Entonces con los datos dados podemos definir capas de ¼ 44 m = 10 m. 
A más profundidad las velocidades aumentan y las frecuencias disminuyen; por ejemplo, 
podríamos tener una velocidad 3500 m/seg y la frecuencia 25 hz.λ= 140 m . Se pueden resolver 
capas de 35 metros 
Limitaciones de verosimilitud. La calidad del material que se suministra al intérprete varía en una 
amplia gama, particularmente en áreas que se siguen trabajando por años. Es tal la diferencia 
de calidad del material actual con los más antiguos, que un riguroso criterio ponderativo hace 
desechar estos últimos. 
Continuidad o alineamientos (coherencia). Es la propiedad observada en una sección o en 
registros de campo (como la coherencia, aunque este término es utilizado en algunos softwares) 
en la cual la forma de la onda se puede reconocer en trazas sucesivas con, tal vez, pequeños 
cambios en el tiempo de arribo de traza a traza en las secciones sísmicas o sistemático (forma 
hiperbólica) en los registros. 
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La impresión 
visual está 
dominada por el 
alineamiento y 
no por los pulsos 
individuales. La 
continuidad 
sísmica no es la 
expresión de la 
continuidad 
geológica, sino 
de dos unidades 
geológicas que 
en su interfase 
produce la 
reflexión. Si hay 
cambios de facies, pero graduables, ya sea en el paquete superior o inferior, se retiene el 
contraste y la continuidad, aunque varíe la correlación. 
En síntesis, la continuidad resulta del reconocimiento a ojo de las formas sucesivas trazas en 
forma simultánea. 
Correlación. Es el reconocimiento de pulsos por su forma, longitud de onda, amplitud, etc., es 
decir, por su igual carácter. En general acompaña a la continuidad, pero no es esta condición 
necesaria a la 
correlación. Además, 
puede haber 
correlación, no solo 
por el 
reconocimiento 
aludido, sino 
también por el 
espaciamiento entre 
pulsos diferentes y 
también por el orden 
como aparecen. 
Pero el 
espaciamiento es de 
confiabilidad dudosa 
en distancias largas, ya que no es perfectamente dominable el engrosamiento o adelgazamiento 
de los paquetes entre reflexiones que se pretende correlacionar. 
La continuidad puede interrumpirse por datos pobres o por fenómenos geológicos tales como 
fallas. Entonces por correlación puede retomarse el evento interrumpido. 
Etapas de la Interpretación Sísmica Estructural 
Evaluación geológica general: Se realiza una primera aproximación tendiente a definir el modelo 
estructural al cual responde el área a los efectos de conocer la relación del mismo con la 
sedimentación. Resulta de vital importancia determinar la posible existencia de un control 
Figura 8. Continuidad de las ondas en el registro sísmico. 
Figura 9. En la figura puede correlacionarse el reflector marcado con una línea punteada 
a pesar de esta interrumpido por fallas. 
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estructural en los procesos sedimentarios. La principal tarea es reconocer las principales fallas 
del área a fin de delimitar los bloques a estudiar en detalle. 
 
Figura 10. Algunas herramientas útiles para la evaluación geológica general: corte estructural de la zona, mapa 
geológico y columna estratigráfica. 
Carga de datos: Es una etapa imprescindible antes de la interpretación sísmica. Incluye la carga 
de: 
- planimetría de sísmica y de pozos 
- archivos SEG Y de la sísmica procesada, incluyendo sísmica de pozo 
- archivos de perfiles geológicos de pozo 
- datos geológicos, de los cuales los relevantes son: topes y bases de capas (en metros bajo boca 
pozo y metros bajo nivel mar), espesores útiles y permeables, valores de porosidad medidos por 
perfil, puntos de corte de fallas en cada pozo (en mbbp y mbnm) 
- datos de ingeniería de perforación y de terminación, etc. 
También se debe construir los sismogramas sintéticos que hagan falta. 
Interpretación sísmica: Lo más conveniente es partir del punto con mejores datos de correlación 
sísmico-geológica, por ejemplo un pozo con VSP o con una Prueba de Velocidad convencional o 
con un sismograma sintético, ahí elegir dos o tres reflectores continuos con importante 
significación geológica y/o prospectiva, y desde ahí ir llevando el picado o rayado de los 
reflectores, con colores y nombres distintivos, en dirección a algún otro pozo con atado de datos 
entre sísmica y geología, si lo hay. 
Durante este avance se van interpretando las fallas, al menos las de mayor rechazo en una 
primera etapa, en general sin asignarles nombres o números identificatorios hasta una etapa 
posterior, a menos que se tenga pronta certeza de cuál es cuál entre línea y línea. 
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Este gradual avance de la 
interpretación es conveniente hacerlo 
en sísmica 2D cerrando rectángulos de 
la malla, para ir con mayor 
certidumbre, dado que, si al terminar 
la vuelta se llega un reflector arriba o 
uno abajo del punto de partida, 
significa que habrá que revisar dónde 
se ha cometido un error. En cambio, 
en sísmica 3D se van interpretando 
líneas (inlines) paralelas y cercanas, 
cada dos o cuatro líneas, por 
comparación de cada una con la 
siguiente, y a la vez se va controlando 
con dos o tres traversas que las cruzan 
en ciertos sectores estratégicos, por 
ejemplo en el bloque alto y el bloque 
bajo respecto a una falla importante 
que es perpendicular a las líneas que 
se está rayando. También se puede 
controlar con secciones horizontales y visualizaciones en perspectiva. Las líneas intermedias 
pueden completarse en una etapa posterior con alguna opción de seguimiento automático de 
horizontes, la cual en casos favorables se puede emplear desde el principio de la interpretación, 
aunque siempre se deben controlar sus resultados y corregir todo lo que haga falta. 
Figura 11. Aspecto de un proyecto sísmico con líneas 2D 
Figura 12. Aspecto de algunas de las pantallas usadas en un proyecto 3D 
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Con el avance de la interpretación se podrá nominar las fallas, agregar las más pequeñas, rayar 
reflectores adicionales y eventualmente recurrir al cálculo y visualización de atributos sísmicos, 
etc. 
Por último, o en forma progresiva, se podrá hacer el grillado y curveo de mapas isócronos y 
otros. Para ello deben dibujarse previamente los polígonos de falla en planta, para cada nivel 
guía que se desee mapear, de modo que las curvas o contornos se ajusten al esquema de 
bloques geológicos interpretado. 
Cuando se interpretan datos combinados de sísmica 2D de distintas generaciones de adquisición 
o cubos adyacentes con distintos parámetros de registro o información combinada 2D-3D se 
debe efectuar al ajuste de los planos de referencia entre unos y otros, a fin de homogeneizarlos, 
para lo cual se pueden hacer los corrimientos en tiempo de unos respecto a otros o bien 
recurrirse a programas de atado diferencial (mistie), si los corrimientos no fueran de tiempos 
constantes. También debe tenerse presente que podría ser necesario invertir la polaridad de la 
sísmica entre una y otra generación de datos, para homogeneizarla, y no hay que olvidar que 
siempre habrá corrimiento de fase entre datos de fuentes impulsivas y vibratorias. 
 
Figura 13. Línea sísmica interpretada. 
Caracterización final de los bloques: Comparación y ajuste del modelo estructural con la 
interpretación obtenida desde un mallado de sísmica 2D, o bien de un cubo de sísmica 3D. 
Finalmente se ajustan todas las correlaciones con las interpretaciones de sísmica. Se comparan 
interpretaciones de líneas 2D de rumbos apropiados, o bien de secciones en líneas (inlines) y 
traversas (crosslines) de sísmica 3D con los cortes generados por correlación de pozos. Se 
comparan los isócronos con mapas estructurales preexistentes hechos sólo con datos de pozos. 
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También se pueden 
construir mapas 
estructurales nuevos a 
partir de los isócronos 
siempre que se cuente 
con adecuados 
controles de velocidad 
(relación tiempo-
profundidad) en 
varios pozos 
estratégicamente 
situados en el área 
mapeada. En este 
caso lo más 
recomendable es 
construir un mapa de 
isovelocidades a cada 
nivel de interés y luego 
efectuar en cada caso la operación de producto entre grillas: valores de velocidad por valores 
de tiempo darán valores de profundidad, que entonces se mapearán como un estructural. 
La interpretación de secciones de reflexión (incluso en sus versiones horizontales de 3D) debe 
partir de la premisa de que las imágenes sísmicas que se perciben no son cortes geológicos, ni 
los isócronos mapas estructurales, sino sólo aproximaciones a éstos. 
Cuando se observa una sección vertical procesada puede tenerse problemas significativos si ésta 
no ha sido migrada, sobre todo si se está en un área de regulares o altos buzamientos: los 
reflectores sísmicos no estarán en su verdadera posición relativa y además se tendrán 
difracciones sobre planos de falla y toda geología que presente variaciones laterales 
significativas. 
No se tiene que olvidar que la símica normalmente está representada en escala de tiempos, no 
de profundidades. De modo que la imagen resultante es función de las variaciones de velocidad, 
en general crecientes con la profundidad, pero además variables lateralmente según sea la 
geología iluminadapor las ondas sísmicas. Una sección sísmica refleja la geología como un 
espejo deformante a una persona reflejada frente a él: piernas cortas, cabeza muy alargada, un 
brazo más corto que el otro, etc., y lo mismo va a pasar con las secciones horizontales y con los 
mapas o cualquier otra información interpretada. 
Y no debe olvidarse que la sísmica no puede ver nada que se aproxime a la vertical. Todo aquello 
que incline más de 45º será prácticamente invisible. A lo sumo, si el espesor de tales eventos 
subverticales es significativo, se podrá ver una zona de ruido que va a alertar sobre algo que 
existe, pero no se puede ver. Otras veces, cuando los espesores son de pocas decenas de metros, 
ni siquiera podrá intuirse que tales emplazamientos existen. 
La limitación en cuanto a la resolución sísmica de intervalos delgados es otro de los significativos 
problemas de visualización, como se ha explicado antes. 
Así, además, existe un variado menú de engaños sísmicos posibles cuando alguien se larga a 
rayar -o sea, a interpretar sísmica de reflexión. 
Figura 14. Mapa isócrono. 
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Interpretación Sismoestratigráfica 
La interpretación sísmica más básica es siempre la de tipo estructural, sin embargo, muchas 
veces de gran complejidad. Pero una etapa habitualmente posterior de la interpretación es la 
de tipo estratigráfico. Sólo en áreas tectónicamente muy estables puede comenzarse 
directamente con el análisis sismoestratigráfico sin una previa evaluación del marco estructural. 
En este tipo de estudios se toman como base los conceptos geológicos de relaciones 
estratigráficas: paralelas o divergentes, formas progradacionales sigmoides u oblicuas, formas 
monticulares, en abanico, valles cavados, truncación erosiva, solapo u onlap, sublap o downlap, 
topelapo o toplap, etc. Pero también la observación de las relaciones de amplitud entre 
reflectores individuales o secuencias sísmicas: con o sin reflexiones internas, con reflexiones de 
aspecto caótico o estratificado, con amplitud reflectiva fuerte o débil, con una continuidad 
lateral grande o pequeña, con sucesión de reflexiones de bajo o de alto contraste, etc. 
 
Figura 15. Patrones asociados con los cambios relativos del nivel del mar. (De Vail y colaboradores, 1977a) a) La 
elevación relativa del nivel del mar produce una transgresión si el influjo terrígeno es lento, b) una regresión si el influjo 
terrígeno sobrepasa los efectos de la elevación; c) avance de materiales asociado con la quietud del nivel del mar; d) 
Universidad Nacional de Salta – SRT 14 
Tecnicatura e Ingeniería en Perforaciones 
Geofísica Aplicada 
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Prof. Adj. M. Laura Gigena 
JTP Pamela R. Murillo 
el descenso gradual del nivel del mar produce desplazamiento descendente en el patrón pero las partes superiores de 
los patrones están erosionados por lo general; é) el descenso súbito del nivel del mar produce un desplazamiento 
mayor en dirección del mar en el recubrimiento discordante costero local; el patrón indica elevación gradual, luego 
descenso súbito (entre las unidades 5 y 6), seguido por otra elevación gradual. 
 
Por ejemplo, en el trabajo Sismoestratigrafia y Evolución Geomorfológica del Talud Continental 
Adyacente al Litoral del Este Bonaerense, Argentina de Violante et. Al, usando interpretación 
sismoestratigrafica, se pudieron determinar etapas de agradacion durante la subsidencia 
térmica durante el Cretácico, y una vez terminada esta etapa, la formación de taludes y terrazas 
con progradación y retrogradación desde el Eoceno. 
 
Figura 16. Registros sísmicos ilustrativos de sismoestratigrafia. Violante et.al 2020