Caracterización geofísica y geológica_HernandezParedes

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Facultad de Ciencias Geológicas 
Universidad Complutense de Madrid 
 
MÁSTER EN INGENIERIA GEOLÓGICA 
 
Caracterización geofísica y geológica de la 
estación sísmica ROA-UCM 
 
 
 
 
 
MERCEDES HERNÁNDEZ PAREDES 
MADRID, CURSO 2016/2017 
 
TUTORES UCM: 
DR. ALFONSO MUÑOZ MARTÍN 
DR. JOSÉ LUIS GRANJA BRUÑA 
 
TUTOR ROA: 
DR. CF. ANTONIO PAZOS GARCÍA 
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INDICE 
 
 Pag. 
 
CAPTÍTULO 1. INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS 2 
 
1.1 Introducción 2 
1.2 Objetivos del trabajo e interés del estudio 3 
1.2.1 Localización geográfica 4 
1.2.2 Marco geológico 6 
1.3 Antecedentes 8 
 
 
CAPÍTULO 2. METODOLOGÍA Y TRABAJOS REALIZADOS 10 
 
2.1 Justificación de los métodos geofísicos escogidos 
2.1.1 Limitaciones de la técnica 
 10 
11 
2.2 Sísmica pasiva 12 
2.3 Tomografía sísmica de superficie 15 
2.4 Georreferenciación de los datos obtenidos 20 
2.5 Trabajos realizados en campo 23 
2.6 Metodología de análisis 25 
 
CAPÍTULO 3. RESULTADOS 27 
 
3.1 Tomografía sísmica de superficie 27 
3.2 Sísmica pasiva. Sísmica por Microtemor – ReMi 33 
3.3 Integración de resultados e interpretación conjunta 39 
3.4 Análisis de Anisotropía 41 
3.5 Cálculo de Módulos 42 
 
 
CAPÍTULO 4. CONCLUSIONES 44 
 
 
CAPÍTULO 5. BIBLIOGRAFÍA 46 
 
 
ANEXOS 
- Tabla de posición de líneas 
 
 
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CAPTÍTULO 1. INTRODUCCIÓN Y OBJETIVOS 
 
1.1 Introducción 
 
La localización de los terremotos con la suficiente resolución y precisión necesita, además de 
unos registros sísmicos adecuados, disponer de un modelo de velocidades sísmicas para la 
corteza lo más realista posible. 
 
Dentro de España existen numerosas redes sísmicas de alcance nacional (IGN), regional 
(ICC, RIA-UCM) o local. Estas redes utilizan unos modelos de velocidades que son una 
simplificación de la estructura sísmica de la corteza, y no tienen en cuenta la gran 
heterogeneidad presente en la misma, especialmente en su parte más superficial. 
 
Para una realizar una localización de los terremotos con un ajuste óptimo, es necesario 
caracterizar el efecto del suelo en el entorno de cada estación sísmica mediante la obtención 
de la estructura de velocidades en las primeras decenas de metros por debajo de la misma. 
Esto es imprescindible en el caso de las redes sísmicas que están incluidas en los Sistemas 
de Alerta Temprana, donde una buena y rápida localización es imprescindible. 
 
Los sistemas de alerta temprana de terremotos (EEWS) son sistemas de alarma en caso de 
un terremoto destructivo. Se basan en el hecho de que en los primeros segundos de la onda 
P (la primera generada por el terremoto y que viaja a mayor velocidad) hay suficiente 
información para calcular su tamaño y capacidad destructiva, de modo que se puede dar una 
alerta antes de la llegada de las ondas más destructivas (las S y superficiales) a un lugar más 
distante. El tiempo disponible para dar la alerta puede variar de decenas de segundos a 
algunos minutos y permite tomar decisiones (figura 1) para mitigar el daño causado por el 
terremoto (por ejemplo, medidas de autoprotección, desaceleración de los trenes de alta 
velocidad o detener ciertos procesos industriales procesos, cortar el suministro de gas, alertar 
a los hospitales, evitar que las aeronaves despeguen o aterricen, etc.). 
 
En el área Ibero-Magrebí existe un proyecto, denominado Alertes-RIM (Sistema de Alerta 
Temprana de Terremotos Regional e in situ para la región ibero-magrebí) donde resulta 
necesario caracterizar un total de 25 estaciones sísmicas en esta área. 
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Figura 1.1. Esquema de un sistema de alerta temprana de terremotos (EEWS). La estrella representa 
el epicentro, los cilindros de las estaciones sísmicas (en verde, la onda ya ha llegado). También se 
muestra un sismograma y ventana de tiempo utilizada (modificado por Carranza, 2016). 
 
1.2 Objetivos 
 
El objetivo de este trabajo es la caracterización de la estructura sísmica del subsuelo en el 
entorno de una estación sísmica de banda ancha de la red ROA-UCM (localizada en 
Valdilecha, Comunidad de Madrid). Esta estación está incluida dentro de la Red Sísmica de 
Alerta Temprana ALERTES-RIM. 
 
Esta caracterización permitirá mejorar significativamente la localización de los terremotos 
cuando se utilicen los datos de la estación sísmica de Valdilecha perteneciente a la red 
sísmica ROA-UCM en el Sistema de Alerta Temprana de Terremotos para la región ibero-
magrebí. 
 
Para lograr alcanzar este objetivo se abordará el estudio de la estructura y propiedades del 
subsuelo mediante técnicas sísmicas, que permitirán obtener las estructura y los parámetros 
elásticos del terreno (Velocidad de Ondas P y de Ondas Rayleigh). Dadas las características 
geológicas del área, se han seleccionado dos técnicas sísmicas que permiten investigar zonas 
de baja velocidad y geometrías complejas (refracción por microtremor –ReMi- y tomografía 
sísmica de superficie -TSS-). 
 
Los trabajos se han realizado en colaboración con el la Sección de Geofísica del Real Instituto 
y Observatorio de la Armada, responsable de la instalación y mantenimiento de la red sísmica 
ROA-UCM. 
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1.2.1 Localización geográfica 
La estación sísmica de Valdilecha perteneciente a la red sísmica ROA-UCM se encuentra 
situada en la instalación del Ministerio de Defensa denominada Estación Radio del Estado 
Mayor de la Armada - Bermeja (ERMAD Bermeja). La misión de esta estación es dar soporte 
a las comunicaciones en alta frecuencia (HF) entre los buques de la Armada y sus mandos 
en tierra, y servir como una de las dos estaciones de anclaje del Sistema Español de 
Comunicaciones Militares por Satélite (SECOMSAT). El hecho de ubicar a estación sísmica 
de banda ancha en esta instalación militar se debió a que presenta unas condiciones 
excepcionales de seguridad y un muy bajo nivel de ruido sísmico. 
 
La estación se sitúa en los terrenos de la ERMAD de la Armada Española, con una superficie 
de 432,55 Ha, y situados en el SE de la Comunidad de Madrid, en el término municipal de 
Valdilecha (figura 1.2) Dentro de esta instalación, la estación, y los trabajos realizados se 
sitúan en un búnker donde se archiva y custodia documentación confidencial de la Armada 
situado en el SE de la misma (figura 1.3). 
 
en el SE de la misma (Figura 3). 
 
Figura 1.2: Situación geográfica de Valdilecha, en el SE de Madrid. 
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Figura 1.3: Localización geográfica de la estación receptora Bermeja, donde se sitúa la estación 
sísmica de banda ancha ROA-UCM (Valdilecha). 
 
Figura 1.4: Arriba: Entrada a las instalaciones de la Estación BERMEJA. Abajo a la izquierda: 
Aspecto exterior de la entrada del búnker donde se encuentra situada la estación sísmica ROA-
UCM. Abajo a la derecha: Vista de detalle de la estación sísmica ROA-UCM. El sensor de banda 
ancha se sitúa protegido térmicamente sobre un pilar de hormigón en su base. 
 
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1.2.2 Marco geológicoLa zona de estudio se sitúa dentro de la cuenca cenozoica del Tajo concretamente en la 
denominada Cuenca de Madrid (figuras 1.5 y 1.6. Montes et al., 2006). Esta cuenca presenta 
un relleno sedimentario continental, en su mayor parte de tipo detrítico-evaporítico que 
proviene del desmantelamiento de los relieves de las cadenas alpinas que rodean dicha 
cuenca (Sistema Central, Cordillera Ibérica y Montes de Toledo). Los sistemas de abanicos 
aluviales transportaron los materiales detríticos desde los bordes de la misma hacia las zonas 
más distales, donde se produce el depósito de los materiales carbonatados y evaporíticos 
bajo condiciones de aridez climática durante el Mioceno. La cuenca presenta un carácter 
endorreico, con una disposición centrípeta de los materiales desde los bordes (facies 
detríticas proximales) hacia el centro de la cuenca (facies lacustres y palustres). 
 
Dentro del relleno del Mioceno se distinguen tres unidades sedimentarias en este sector 
central de la Cuenca de Madrid (Olmedo et al., 2004): 
a) Una serie evaporítica basal, formada por una potente formación de yesos y margas, 
con desarrollo de karstificaciones en los niveles de yesos. 
b) Serie Intermedia. Se sitúa a techo de la formación yesífera, está formada por calizas 
y margo-calizas, y algunos niveles de yesos y sepiolitas. 
c) La serie Superior o del Páramo, formada por materiales fluvio-lacustres calizos, cuya 
base es discordante (Capote, R. y Carro, S., 1968). Esta serie la conforma un nivel 
basal formado por materiales detríticos fluviales, sobre las que se apoyan las 
denominadas “calizas del páramo”. Estas últimas consisten en calizas lacustres, con 
numerosos fósiles continentales. Estas rocas son resistentes a la erosión, y forman los 
relieves característicos en forma de paramo de la cuenca terciaria del Tajo. 
Por encima de las calizas de la Unidad del Páramo (Mioceno Superior), se desarrolla un 
recubrimiento en forma de suelos se compone de depósitos cuaternario de origen eólico, así 
como arcillas de descalcificación. Éstas últimas consisten en los restos minerales insolubles 
que quedan tras la karstificación de las calizas del páramo. Estos depósitos de arcillas pueden 
alcanzar bastantes metros de espesor, pero tienen un espesor muy variable. 
 
La estación ROA-UCM; se sitúa en el páramo de Valdilecha sobre los niveles de Calizas del 
Páramo, con recubrimiento heterogéneo de suelos y arcillas de descalcificación (figura 1.6). 
 
 
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Figura 1.5: Atlas Geocientífico del Medio Natural de la Comunidad de Madrid (Durán, 1988). Marcada 
con un cuadro negro la zona de Valdilecha. 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 1.6: Ampliación de la zona de la ERMAD Bermeja (cuadro azul). Con una Estrella se marca la 
posición de la estacíón sísmica ROA-UCM (Mapa Geológioco de España 1:50.000, IGME, San José, 
1975) 
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1.3 Antecedentes 
 
La caracterización sísmica del efecto sitio es una herramienta muy utilizada para la 
microzonificación sísmica de una zona, e involucra aspectos geológicos, sismológicos y 
geotécnicos, con el objetivo de diseñar estructuras menos susceptibles a daño frente a los 
sismos. 
Tres grandes factores afectan principalmente el nivel del movimiento del suelo: la fuente, la 
trayectoria y los efectos de sitio. Este último, es el factor más relevante en los efectos 
resultantes en superficie y en daños en estructuras tal como se ha evidenciado en muchos 
casos como en México (1985), Kobe (1995) y Loma Prieta (1989). 
 
Para la investigación geotécnica y estimación analítica de la respuesta sísmica de un sitio 
determinado, hay diversos métodos, entre los que se encuentran: 
• El método de número frecuencia de onda (f-k), 
• El método de autocorrelación espacial (SPAC), 
• Análisis espectral de ondas superficiales (SASW), 
• Análisis multicanal de ondas superficiales (MASW), 
• Refracción por microtremores (ReMi), entre otros. 
De estos métodos, los tres últimos se basan en el carácter dispersivo de las Ondas 
Superficiales (fundamentalmente Raleygh), y proporcionan la distribución en profundidad de 
estas Ondas. Entre estos tres, uno de los que apropia muchas de las bondades de los otros 
y que tiene mayor ventaja en economía, rapidez y practicidad, conservando una precisión 
adecuada, es el método ReMi (Louie, 2001). 
 
La aplicación de análisis espectral de ondas superficiales para obtener la velocidad de ondas 
de corte, se ha utilizado previamente en caracterización de algunas estaciones sísmicas de la 
red ALERTES-RIM por parte del Institut Cartografic i Geologic de Catalunya (ICGC, Macau et 
al., 2016). 
 
Por otra parte, la utilización de la tomografía sísmica de superficie es una técnica utilizada 
frecuentemente durante los últimos años para obtener la distribución de velocidades de ondas 
P en zonas heterogéneas y con una suficiente resolución, y también se ha aplicado 
recientemente en la caracterización de estaciones sísmicas (Macau et al., 2016). 
 
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La aplicación combinada de técnicas de Ondas Superficiales y de tomografía sísmica de 
superficie de Ondas P, permite obtener la distribución de las velocidades de ambos tipos de 
ondas sísmicas. Si se dispone, además, de valores de densidad de las rocas, entonces es 
posible incluso calcular los módulos elásticos dinámicos (Young Rigidez y Bulk), así como del 
coeficiente de Poisson. 
 
 
Figura 1.7. Estaciones sísmicas caracterizadas por Macau et al., 2016 para algunas 
estaciones de la Red de Alerta temprana ALERTES-RIM. 
 
 
 
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CAPÍTULO 2. METODOLOGÍA y TRABAJOS REALIZADOS 
 
2.1 Justificación de los métodos geofísicos escogidos 
 
Para la consecución de los objetivos indicados en el Capítulo 1, se ha planificado una 
campaña geofísica con técnicas sísmicas de superficie. Los métodos sísmicos permiten 
distinguir entre cuerpos geológicos que presenten diferente velocidad de tránsito de las ondas 
sísmicas a través de ellos (Reynolds, 2011). 
 
Existen diversos procedimientos que permiten aplicar ondas sísmicas generadas 
artificialmente para caracterizar el subsuelo en función de sus propiedades elásticas, que se 
dividen tradicionalmente en: 
- Sísmica de reflexión, estudia ondas reflejadas en superficies con contraste de 
impedancia acústica. Es la técnica más utilizada en la exploración de hidrocarburos, 
ya que permite obtener la geometría de cuencas y zonas de cobertera no 
excesivamente deformadas (Zhou, 2014). 
- Sísmica de refracción, estudia los tiempos de viaje de las ondas directas y refractadas. 
Se utiliza habitualmente para la caracterización geotécnica del subsuelo. Cuando la 
inversión de los datos se hace con técnicas tomográficas, se denomina Tomografía 
sísmica de superficie -TSS- (Dentith y Mudge, 2014). 
- Sísmica de Ondas Superficiales. Estudia los espectros de propagación de ondas 
superficiales (fundamentalmente Rayleigh) y, aprovechando su carácter dispersivo, 
permite obtener perfiles verticales de Velocidad de Ondas Rayleigh. Durante la última 
década viene utilizándose cada vez más en cuestiones geotécnicas, y se han 
desarrollado técnicas que aprovechan el ruido ambiental (Refraction Microtremor, o 
sísmica pasiva), o usando fuentes activas (Multichannel Analysis of Surface Waves –
MASW-). 
 
Dadas las condiciones geológicas de la zona, y los objetivos del trabajo, se han seleccionado, 
dos técnicas complementarias: 
a) Tomografía sísmicade superficie (Reynolds, 2011), que proporciona la distribución en 
profundidad de la velocidad de ondas P. A diferencia de la sísmica de refracción 
convencional la inversión tomográfica de los datos permite obtener secciones 
complejas en 2D. Dadas las posibles estructuras kársticas que puedan afectar alas 
calizas del Páramo, se hace necesario utilizar esta técnica. 
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b) Refracción por MicroTremor o Sísmica pasiva (Refraction Microtremor, ReMi; Louie, 
2001), que proporciona la distribución de Velocidad de ondas Raleygh en profundidad. 
La velocidad de ondas Raleygh es muy sensible a pequeñas variaciones de rigidez del 
terreno, incluyendo posibles inversiones de velocidad. Dadas las condiciones locales 
se ha trabajado para la obtención de las secciones en 2D de las primeras decenas de 
metros por debajo de la superficie. 
 
Ambos métodos ofrecen resultados satisfactorios en áreas complejas (Reynolds, 2011; Louie, 
2001), permitiendo caracterizar el terreno en función de la velocidad de las ondas Raleygh (en 
adelante, VR) y de las ondas P (en adelante, VP) con una resolución suficiente para los 
objetivos de este estudio (métrica a submétrica). 
 
Un aspecto clave en cualquier estudio de geofísica aplicada es la correcta georeferenciación 
de los trabajos, por lo que se han obtenido la posición de todos los geófonos y de los puntos 
de disparo mediante GPS con corrección diferencial. 
 
 
2.1.1 Limitaciones de la técnica sísmica 
 
Las limitaciones vienen referidas fundamentalmente a la penetración y a la resolución de las 
variaciones en la estructura del subsuelo que es posible interpretar. La profundidad a 
investigar está limitada por los efectos de atenuación de las ondas, que limitan la profundidad 
a la que las ondas pueden penetrar en el terreno (siendo las ondas de mayor frecuencia las 
que sufren una mayor atenuación, y por lo tanto, permiten una menor penetración). La manera 
de asegurar una penetración suficiente es mediante la longitud del dispositivo de adquisición 
y/o aumento de la energía de la fuente. 
 
En cuanto a la resolución espacial, ésta depende fundamentalmente de la densidad de 
información (controlada por la separación de los sensores o geófonos) y por la longitud de 
onda del pulso sísmico utilizado, ya que longitudes de onda muy elevadas no producirán una 
interacción medible con las heterogeneidades del terreno. Por lo tanto, a medida que aumenta 
la profundidad de investigación se reduce la resolución máxima que se puede obtener. 
 
 
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2.2 Fundamentos teóricos del método sísmico 
 
El método sísmico estudia la propagación de las ondas sísmicas que atraviesan el terreno 
para su caracterización mecánica. Se asume que la deformación asociada al pulso sísmico 
es elástica, ya que exceptuando en las proximidades de la fuente de energía sísmica, la 
relación entre el esfuerzo aplicado y la deformación asociada se encuentra dentro de los 
límites de comportamiento elástico del material. En la realidad el terreno no es perfectamente 
elástico, ya que una perturbación mecánica produce micro-deformaciones plásticas debido al 
reajuste de los granos en suelos, o a poros y fracturas que acumularían parte de la 
deformación (Mashinsky, 2003), lo que se traduce en la atenuación reológica de la 
perturbación. 
 
Existen varios tipos de ondas sísmicas (figuras 2.1 y 2.2), las ondas internas (o de cuerpo), 
que se desplazan bajo la superficie y se propagan volumétricamente, y las ondas 
superficiales, que se desplazan cerca de la superficie y que se propagan bi-
dimensionalmente. 
 
Las ondas internas (o de cuerpo), a su vez, se pueden clasificar en los siguientes tipos 
(figura 2.1): 
 
Figura 2.1: Modos de vibración elástica y progagación de las Ondas Internas. Arriba: Ondas 
P, abajo Ondas S (Modificado de Dentith y Mudge, 2014). 
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- Ondas P u ondas primarias. Estas ondas producen un esfuerzo de compresión en el 
material a lo largo de la dirección de propagación del frente de ondas. Por lo tanto, a oscilación 
se produce en la misma dirección de propagación del material. 
- Ondas S o de cizalla. Estas ondas producen un esfuerzo de cizalla en el material, es por 
ello que no se propagan en los fluidos, cuya resistencia de cizalla es nula. La oscilación del 
material se produce en un plano perpendicular a la dirección de propagación del frente de 
ondas. 
Una propiedad de las ondas de cuerpo de gran interés en prospección sísmica es que la 
perturbación viaja a la misma velocidad en un medio homogéneo e isótropo (velocidad de 
fase). Esta velocidad es función únicamente del módulo elástico y la densidad del material 
que atraviesan [Dentith y Mudge, 2014]: 
 
 
 
Esto permite caracterizar el terreno con un valor único de velocidad de las ondas P o S (en la 
práctica este valor presenta un pequeño rango de variación debido a la inhomogeneidad y 
anisotropía del terreno natural). 
 
Las ondas superficiales se pueden clasificar en los siguientes tipos (figura 2.2): 
- Ondas Rayleigh. La oscilación de las partículas se produce siguiendo una trayectoria 
oscilatoria elíptica y retrógrada respecto a la dirección de desplazamiento de la onda. La 
amplitud de estas ondas decrece exponencialmente con la profundidad, análogamente a las 
olas del mar. La velocidad de las ondas Rayleigh es directamente proporcional a la de las 
ondas S (Achenbach, 1975), lo que resulta de gran interés en prospección sísmica (VR 0.92 
VS). 
- Ondas Love. Se generan por la polarización de las ondas S sobre una superficie que delimita 
dos medios de distinta velocidad. Se propagan perpendicularmente a la dirección de 
desplazamiento en un plano paralelo a la superficie. 
 
Ambos tipos de ondas superficiales presentan un carácter dispersivo, es decir, que incluyen 
un conjunto determinado de frecuencias, cada una de las cuales tiene una velocidad de fase 
diferente, y también una diferente penetración (figura 2.2). Esta propiedad les permite 
diferenciar entre distintas fases en función de su velocidad de desplazamiento, y analizar la 
estructura del subsuelo en función de la velocidad de propagación de cada fase. 
densidad
elásticoMódulo
INTERNAS ONDASV
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La propagación de los frentes de onda se puede explicar según el principio de Huygens, que 
indica que cada frente de onda es a su vez el origen de nuevos frentes de onda. Cuando un 
frente de onda alcanza una interfase entre dos medios de distinta impedancia acústica se 
producen fenómenos de refracción y reflexión. Estos fenómenos ocurren de forma análoga a 
la refracción y reflexión de la luz, por lo que se pueden describir de forma satisfactoria 
mediante la ley de Snell (figura 2.3). 
 
Figura 2.3: Diagramas de rayos mostrando los efencot de una interfase a través de la cual hay un 
cambio de impedancia acústica (Dentith y Mudge, 2014). A) Incidencia Normal. B) Incidencia Oblicua 
con disminución de velocidad a través de la interfase. C) Incidencia oblicua con aumento de velocidad 
a través de la interfase. D) Refrácción crítica. E) Reflexión total. 
Figura 2.2: Izquierda: Propagación y modo de vibración de las Ondas Raleygh (Modificado de Dentith 
y Mudge, 2014). Derecha:Carácter dispersivo de las Ondas Raleygh (Modificado de Muñoz Martín y 
Carbó 2006). 
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Todasestas propiedades de las ondas pueden ser utilizadas para caracterizar el subsuelo. 
En los apartados 2.3 y 2.4 se tratan los métodos utilizados en el presente trabajo, y su relación 
con las propiedades de las ondas descritas. 
 
 
2.3 Refracción por MicroTremor (ReMi) 
 
La refracción por microtremor o ReMi (Louie, 2001) utiliza las ondas superficiales para producir 
perfiles verticales unidimensionales de la distribución de Vs en profundidad. A diferencia de 
los métodos clásicos, que utilizan los tiempos de llegada de las ondas P para calcular el 
modelo del subsuelo (Palmer, 1980, y Hagedoorn, 1955) este método se apoya en el análisis 
espectral de las diferentes fases de ondas Rayleigh recogidas en las trazas sísmicas, teniendo 
en cuenta la frecuencia y velocidad de cada fase registrada (figura 2.4). 
 
Cada frecuencia de las ondas Rayleigh se corresponde con una velocidad de onda en medios 
dispersivos. Una primera aproximación basada en este fenómeno fue el método Steady State 
Rayleigh Method (Jones, 1962), en el que se aplica en la superficie del terreno un vibrador 
vertical de frecuencia conocida y un geófono a una distancia tal que la señal registrada por 
ambos esté en fase. La distancia entre el vibrador y el geófono será la longitud de onda, que 
permite calcular la velocidad a esa frecuencia (ecuación 1). Si se repite el proceso para cada 
frecuencia, es posible construir la denominada curva de dispersión, que representa la inversa 
de la velocidad (slowness) frente a la frecuencia de cada fase. 
fv  
donde v es la velocidad de fase,  es la longitud de onda y f es la frecuencia de fase. La 
desventaja principal de este método es su elevado tiempo de ejecución, por lo que en la 
actualidad está en desuso. 
 
Louie (2001) propone una evolución esta aproximación, denominado Refraction Microtremor 
–ReMi-), que, a diferencia de este procedimiento, utiliza un sistema multicanal (diversos 
geófonos actuando simultáneamente) para registrar el ruido sísmico natural o generado 
artificialmente. En la señal obtenida están registradas todas las frecuencias y longitudes de 
onda de las fases contenidas en el ruido sísmico, lo que hace necesario realizar 
transformaciones en la señal para proceder a su tratamiento. 
El procesado de los datos incluye cuatro fases (fig. 2.4): 
[1] 
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El procesado de los datos incluye, en primer lugar, una comprobación de la señal en campo, 
para observar si se ha obtenido registro en todos los canales, y posteriormente se realiza la 
transformación al dominio de frecuencias. 
El procesado consta de cuatro etapas (figura 11): 
1) En primer lugar, la obtención de los registros de ruido sísmico en campo. Es 
conveniente realizar una comprobación de la señal en campo, para observar si se ha 
obtenido suficiente registro en todos los canales. 
2) La transformación de los sismogramas (dominio de tiempos) al dominio de frecuencias 
(filtro P/Tau) de la velocidad vertical de las partículas (Torshon y Claerbout, 1985). La 
transformación de Fourier de P/ Tau a P/frecuencia (Mc Mechan y Tedlin, 1981), siendo 
P el parámetro de rayo (= 1 / VAPARENTE). La cantidad de energía asociada a cada 
posición del espectro viene definida por la denominada “Razón espectral media” 
(“Average Remi Spectral Ratio”). A continuación, se delimita mediante “picado” de 
puntos la base de la energía que presenta un carácter dispersivo, lo que corresponde 
a la velocidad mínima de cada fase (Louie, 2001, Fig. 2.4B). 
Figura 2.4: A) Registro de microtremor con un sismógrafo de 24 canales. B) Razón espectral media del 
registro y picado de la case del espectro. C) Curva de dispersión (Vfase/Periodo). D) Modelo de 
distribución vertical de VRayleigh y clasificación IBC del terreno (BSSC, 1998). Modificado de Muñoz-
Martín y Carbó, 2006). 
 
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3) Representación de los puntos de la base del espectro en un gráfico la Velocidad de 
cada fase frente a Periodo (denominada “curva de dispersión”). 
4) Por último, se modeliza la distribución vertical de VR, ajustando la curva de dispersión 
VFASE / Frecuencia. El resultado final es un perfil vertical de velocidades, así como la 
clasificación IBC del terreno (Council BSSC code, 1998) a partir de la velocidad media 
de las Ondas Raleygh en los 30 primeros m del terreno (Fig. 2.4D). 
En un caso ideal, la zona de alta densidad de energía (áreas en colores cálidos en la figura 
2.5) sería una franja muy estrecha asimilable a una línea denominada curva de dispersión. En 
la realidad, esta zona es más ancha y existen varias posibilidades para picar la curva de 
dispersión (punteados en blanco y negro en la Figura 2.5). Esto es debido a que los geófonos 
se encuentran instalados a lo largo de una línea, sin embargo, los pulsos sísmicos llegan 
desde todas las direcciones y no únicamente desde aquella paralela a la implantación. Estas 
ondas que indicen en los geófonos oblicuamente tienen una velocidad aparente menor (figura 
2.6), lo que se traduce en mayor densidad de energía en el espectro de dispersión. Por ello, 
en la práctica, se pica la curva de dispersión en la parte inferior de la franja de alta densidad 
de energía, ya que esa región se corresponde con las ondas que viajan en un ángulo menor 
con la implantación sísmica, y por lo tanto la velocidad que registran los geófonos es mucho 
más aproximada a la realidad. 
 
 
 
Figura 2.5. Espectro de dispersión. Modificado de Stephenson et al. (2005). 
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Modelización de la distribución de VR en profundidad 
 
Cada curva de dispersión será característica de una configuración geológica en profundidad 
(o varias equivalentes, según el problema inverso). Para generar un modelo sísmico que 
explique el espectro de dispersión obtenido se realiza un proceso de inversión de los datos. 
El proceso de inversión consiste en realizar iteraciones sucesivas a partir de un modelo inicial, 
hasta que tras acumular una serie de pequeñas variaciones se consigue minimizar las 
diferencias entre el modelo y los datos adquiridos. Los cálculos se realizan a partir de un 
algoritmo desarrollado por Saito (1988). 
 
Todo este procedimiento se ha realizado mediante el software SeisOpt ReMi, en el que es 
posible llevar a cabo la modelización de un modo gráfico en el que el usuario va aportando 
las pequeñas variaciones que se acumulan en iteraciones sucesivas. Una vez que las curvas 
de dispersión generadas sintéticamente por el modelo introducido por el usuario se asemejan 
lo suficiente a la curva de dispersión generada a partir de los datos adquiridos en campo se 
considera que el modelo está terminado (figura 2.7). 
 
Figura 2.6: Efecto del ángulo de incidencia de las ondas sobre la línea de geófonos. Ondas muy 
oblicuas presentaran velocidades aparentes mayores. 
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Figura 2.7: Inversión de datos con SeisOptReMi. Modificado de Pérez-Santisteban (2011). 
 
Análisis de la distribución de VR en 2D 
 
La manera tradicional de obtener la interpretación de los datos de sísmica pasiva, es realizar 
un modelado en 1D en un punto específico de la zona lo cual no presenta mucha resolución 
espacial, ya que se obtiene un perfil “medio” para toda la sección analizada (figura 2.7). 
 
En este trabajo, además de la obtención del modelo vertical de VR, se analizó la distribución 
2D de la VR, debido a la posible heterogeneidad del subsuelo en la zona de estudio. Para el 
procesado en dos dimensionesse ensambló un modelo 2D de velocidades de onda 
analizando conjuntos de seis sismogramas, y repitiendo el proceso 8 veces, solapando dos 
sismogramas en cada paso. El modelo de partida de ajuste en la modelización del primer 
conjunto fue el ajustado para el conjunto de las 24 trazas sísmicas. De este modo se han 
obtenido para cada sección sísmica un total de 8 perfiles de distribución vertical de VR, que 
permiten reconstruir una sección vertical de la estructura del subsuelo con elevada resolución. 
La figura 2.8 muestra un diagrama ilustrativo del procesado seguido para el análisis de VR en 
2D. 
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Figura 2.8: Esquema explicativo de 1D a 2D, obteniendo el perfil de Vs por implantación en cada 
parcela. 
 
 
2.4 Tomografía sísmica de superficie (TSS) 
 
La Tomografía Sísmica de Superficie (TSS) es un método que utiliza los tiempos de llegada 
de las ondas P directas o refractadas, que viajan desde la fuente sísmica hasta los geófonos 
situados a lo largo de una línea y/o pozo. En la tomografía sísmica de superficie las ondas 
sísmicas son generadas artificialmente, bien por medios impulsivos (maza, acelerador de 
caída,..) o por sistemas vibradores de mayor tamaño. Este método presenta limitaciones en 
entornos de elevado ruido sísmico, ya que en estos casos el pulso generado por la fuente 
sísmica podría quedar enmascarado. La profundidad de investigación dependerá de la 
longitud de la línea sísmica (generalmente ≤ 1/5 longitud de la línea), y es necesario utilizar 
fuentes sísmicas más energéticas para líneas más largas. La resolución horizontal se define 
por la separación horizontal de los sensores (geófonos), consiguiendo una menor resolución 
de las capas superficiales para espaciados mayores. El resultado obtenido para cada disparo 
es un conjunto de trazas sísmicas (sismogramas), uno por cada sensor, en el que se 
representa la amplitud de movimiento vertical del suelo en función del tiempo transcurrido para 
cada geófono (figura 2.9). 
Modo tradicional
Geófonos
VR
P
ro
fu
n
d
id
a
d
Este trabajo
Geófonos
VR
P
ro
fu
n
d
id
a
d
Solape cada 5 Geófonos por implantación
Modelado 2D por implantación
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Figura 2.9. Frentes de ondas directas y refractadas crítica y trayectorias de los rayos utilizadas 
en sísmica de refracción y tomografía sísmica 
 
Las ventajas que presenta la TSS frente a la sísmica de refracción convencional (SRC) son 
varias: 
• En la SRC se asume que la velocidad sísmica Vp aumenta en profundidad, 
produciéndose en la interfase entre dos medios de diferente velocidad sísmica una 
refracción crítica. Esta refracción crítica, que se produce cuando los rayos inciden con 
un determinado ángulo (denominado ángulo crítico, ƟC = arc sen (V1 / V2)) viajando 
por la interfase generando un frente de onda plano que se propaga por el medio 
superior a la velocidad del medio inferior. Por el contrario, en la TSS puede haber 
refracciones complejas, e incluso inversiones de velocidad en profundidad. 
• En la SRC la curvatura de los refractores es suave, y no se pueden obtener geometrías 
con buzamientos elevados. 
• La resolución es mucho más elevada en la TSS que en la SRC. 
 
Los datos necesarios para obtener la geometría de la superficie (o superficies) son los 
tiempos de llegada de la primera onda (P) desde el disparo hasta cada geófono. La 
representación de las curvas de tiempo frente a la distancia se denominan dromocronas. 
Si se producen múltiples disparos (generación de pulsos sísmicos) a lo largo de la línea 
sísmica se obtienen múltiples dromocronas, y a partir del análisis de sus pendientes, y/o 
de parámetros deducidos de ellas (Plus Minus, Tv, etc..) es posible reconstruir la geometría 
de los refractores y la distribución de velocidades en profundidad (figura 2.10). Un tipo 
especial de disparo es el denominado disparo lejano (en offset), que es aquel realizado 
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desde fuera de la línea sísmica, una distancia determinada hasta el primer o el último 
geófono. Esto permite tener información de las capas en profundidad en toda la extensión 
de la línea. 
Las principales limitaciones de la sísmica de refracción es que implican que la velocidad 
de las ondas P aumenta en profundidad, que los refractores tienen buzamientos bajos y/o 
superficies de baja curvatura, y no permite calcular bien variaciones laterales de velocidad. 
 
 
 
Figura 2.10. Arriba: Dromocronas observadas y teóricas para una inversión tomográfica. 
Abajo: Distribución de velocidades de Ondas P en una Tomografía sísmica de superficie. 
crítica y frente de ondas plano. 
 
 
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2.5 Trabajos realizados en campo 
 
Para alcanzar los objetivos planteados en este trabajo se han realizado dos secciones líneas 
sísmicas de 46 metros de longitud cada una, con 24 geófonos separados 2 m en el 
emplazamiento descrito en el apartado 1. El equipo utilizado ha sido un sismógrafo DAQ-Link 
II de 24 canales y 24 bits de la firma Seismic Source (figura 2.11), del Grupo de Investigación 
en Tectonofísica Aplicada de la Universidad Complutense de Madrid). Los geófonos utilizados 
han sido de componente vertical y de 4.5 Hz de frecuencia de corte. 
La adquisición de datos para ReMi se ha realizado con líneas de 24 geófonos espaciados 2 
metros cada uno, con un tiempo de registro de 30 s y un intervalo de muestreo de 2 ms, lo 
que permite registrar frecuencias por debajo de 250 Hz. Para aumentar la señal en altas 
frecuencias, y así caracterizar mejor los valores de velocidad de ondas Raleygh en los 
primeros metros se ha enriquecido la señal con martillazos aleatorios a lo largo de la línea 
sísmica. En total se han obtenido 10 registros de ReMi para cada línea (Anexos). 
 
 
 
Figura 2.11: Obtención de datos de Tomografía sísmica de superficie para la Linea 2 con el 
sismógrafo DAQ-Link en la estación sísmico ROA-UCM. 
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La adquisición de datos para tomografía sísmica de superficie (TSS) se ha realizado con las 
mismas líneas sísmicas utilizadas para el método ReMi, optimizando así el tiempo de 
ejecución de los ensayos. La fuente sísmica utilizada ha sido una maza de 6 kg sobre placa 
de acero, lo que permite generar un pulso sísmico individualizado e identificar con precisión 
el momento de disparo mediante un sistema de trigger. La configuración del dispositivo en 
campo ha sido de tipo simétrico, con el sismógrafo situado en la posición central, y con dos 
líneas de 12 geófonos cada una a ambos lados de modo simétrico. En la figura 2.12 se 
muestra la localización de las dos líneas sísmicas sobre el mapa Topográfico, la posición de 
los geófonos y de los siete disparos para cada línea se muestra en los anexos. 
La topografía en la zona es muy plana, y se ha procedido a la geolocalización de los geófonos 
con GPS, y a la asignación de cota a partir del Modelo Digital de Elevaciones del IGN de 5m 
de resolución horizontal (Figura 2.12). 
 
Figura 2.12: Localización de las dos secciones sísmicas realizadas en la estación sísmica 
ROA-UCM. En cada una se han obtenido datos para la caracterización de VR, así como para 
tomografía sísmica de superficie para ondas P. Los triángulos negros muestran la posición de 
los geófonos. 
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2.6 Metodología de Análisis 
 
Una vez obtenidos los datos en campo, se ha procedido al procesado de los mismos en el 
siguiente orden: 
a) Obtención de la distribución de VR en profundidad. Para este objetivo se ha procedido al 
cálculo de los espectros de cada registro de ReMi utilizando todos los sismogramas, y a 
su posterior suma (stacking). Posteriomente se ha procedido al picado de la curva de 
dispersión. Este procesado se ha realizado con el software RemiSpect. El siguiente paso 
ha consistido en la modelización del perfil de VR medio para la sección mediante el 
software ReMiDisper. Una vez obtenido un perfil medio para cada línea sísmica se ha 
procedido al procesado en conjuntos de 6 trazas sísmicas, solapando dos trazas con los 
perfiles adyacentes. De este modo se han obtenido 8 perfiles de VR para cada sección, lo 
que ha permitido la interpolación y distribución de VR en 2D. 
 
b) Para la obtención de la distribución de VP se ha procedido, en primer lugar, a la 
identificación de la primera llegada de Onda P en cada sismograma para cada disparo, y 
la medida del tiempo de llegada. A este proceso se le denomina picado. Posteriormente, 
se ha procedido a preparar los archivos de posición de disparos y tiempos de llegada para 
realizar la inversión tomográfica. El picado de la primera fase P se ha realizado con el 
software Vscope. 
En cuanto a la inversión tomográfica de los datos se ha realizado con el software Rayfract 
que utiliza el modelo de inversión wavepath eikonal traveltime inversion (WET, Schuster y 
Quintus-Bosz, 1993). En la inversión se han utilizado dos aproximaciones diferentes: 
DeltaV y Gradiente uniforme. Estas dos aproximaciones se diferencian en el modelo inicial 
de partida del cual parte la inversión tomográfica. En ambos casos el modelo final de 
velocidades obtenido es similar, con errores próximos al 3%. Las soluciones se han 
analizado teniendo en cuenta los gráficos de cobertura de rayos, para descartar posibles 
artificios en la inversión. 
c) Análisis conjunto. Los resultados de VP y VR se han analizado conjuntamente para ver la 
compatibilidad de las soluciones en ambas secciones, así como para analizar las posibles 
anisotropías en la distribución de VP y VR. 
 
d) Una vez obtenidos los valores de VP y VR para la zona, se ha procedido a calcular los 
valores de coeficiente de Poisson y de los módulos elásticos dinámicos. Lamentablemente 
solo se ha podido muestrear los niveles de carbonatos que afloran, a los que se ha 
http://library.seg.org/doi/abs/10.1190/1.1443514
http://library.seg.org/doi/abs/10.1190/1.1443514
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procedido a calcular la densidad de cinco muestras con el método de parafinado. Las 
muestras se corresponden con los niveles de calizas del Páramo más competentes. El 
resto de valores de densidad para las diferentes unidades se han obtenido de las tablas 
empíricas de Ludwig et al., 1970. 
 
e) Finalmente se ha procedido a la discusión de los resultados y al establecimiento de las 
conclusiones. 
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CAPITULO 3: RESULTADOS 
 
A continuación se exponen los resultados obtenidos en este estudio para ambas secciones 
sísmicas, mediante las técnicas descritas en el capítulo 2: 
 
3.1 Tomografía sísmica de superficie (TSS) 
 
La aplicación del método de TSS a lo largo de perfiles y la posterior inversión sísmica de los 
datos permite la obtención de modelos bidimensionales o secciones de distribución de 
velocidades de Ondas P (VP). En el presente estudio se han realizado dos perfiles de TSS 
perpendiculares entre sí obteniendo dos modelos de VP (figura 2.12): Sección 1 y Sección 2 
 
Los modelos de distribución de VP obtenidos mediante la inversión tomográfica con el 
programa Rayfract presentan una longitud de 45 m, y ambos muestran más coherencia en 
relación a las profundidades alcanzadas a lo largo del modelo y la forma semi-esférica del 
campo de velocidades (figura. 3.1). 
En la parte central de la implantación, la Sección 1 alcanza 11 m de profundidad máxima y la 
Sección 2 alcanza los 16 m (figura 3.1A, B). Los modelos muestran un rango de variación de 
velocidades desde 400 m/s hasta 1600 m/s, pero los valores de velocidad más comunes 
oscilan entre 700 m/s y 900 m/s. 
 
En general, la VP aumenta con la profundidad y se observan anomalías positivas y negativas, 
e inversiones de velocidad locales. 
En la Sección 1, aparecen tres zonas de anomalía positiva de velocidad: dos localizadas a la 
cota de 805 m, y con los valores máximos de 1000-1200 m/s en las longitudes de 6 m y 23 m; 
y una zona de anomalía con un máximo de velocidad de 1200 m/s situado a la cota de 800 m, 
en la mitad oriental del modelo. La Sección 1, también presenta varias zonas de anomalía 
negativa de velocidad en la zona más superficial con valores entre 400 m/s y 600 m/s que no 
superan los 3 m de profundidad. Entre las longitudes de 13 m y 22 m hay un mínimo de 
velocidades que profundiza desde la superficie hasta la base del modelo con valores de 800 
m y que da lugar a una inversión de velocidad en la parte central del modelo. 
En la Sección 2, aparece una zona de anomalía positiva en la cota de 805 m y longitud 43 m 
que alcanza valores de 1600 m/s. Esta zona aparece delimitada por un gradiente lateral de 
velocidad que hacia el N progresivamente se pone horizontal en la parte más profunda del 
modelo. 
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Aparece una zona de anomalía negativa que supone una zona de inversión de velocidad, con 
velocidades de 800 m/s a una cota de 803 m y una localización a 19 m de longitud. En el 
extremo norte del modelo parece una inversión de velocidades generalizada hasta una 
profundidad de 5 m. 
Tal y como se ha descrito en el apartado de metodología se ha comprobado en el gráfico de 
cobertura de rayos que existe un suficiente recubrimiento de las diferentes unidades sísmicas 
(figura 3.2). 
A partir del análisis de los rangos de variación de las velocidades sísmicas, la distribución de 
anomalías de velocidad positivas y negativas, así como la localización y geometría de los 
gradientes de velocidad se han identificado en la zona de estudio tres Unidades Sísmicas 
(US) (figura 3.3 y 3.4). 
- US I: [400, 900] m/s 
- US II: [800, 1300] m/s 
- US III: [> 1300] m/s 
La US I corresponde con los materiales muy blandos de recubrimiento cuaternario formados 
principalmente por arcillas rojas y productos edáficos. Las arcillas rocas aparecen recubriendo 
la Formación de Calizas del Páramo, y rellenando cubetas o cavidades de descalcificación. 
La base de esta unidad puede llegar a ser muy irregular al tratarse de una superficie de erosión 
en ambiente kárstico (figura 3.3). Las profundidades de la base de esta unidad oscilan entre 
los 3 m y 8 m en la Sección 1, y entre 0 m y 10 m en la Sección 2. Cabe destacar, en la 
Sección 1, en las longitudes comprendidas entre 12 y 20 metros, donde un mínimo delimitado 
por gradientes laterales de velocidad, profundiza oblicuamente hasta los 8 m de profundidad. 
También podía explicar, el mínimo de velocidad y las inversiones de velocidad observadas en 
la Sección 2. 
La US II podría corresponder con las zonas más superiores alteradas y meteorizadas de las 
calizas lacustres que constituyen la Formación Calizas del Páramo. Los procesos de 
alteración y karstificación son comunes en esta formación (Crusafont et al., 1960). La base de 
esta unidad se sitúa a unos 8 m de profundidad en la Sección 1, y oscila entre 2 m y 15 m en 
la Sección 2. 
La US III podría corresponder también con las zonas superiores alteradasy meteorizadas de 
las calizas lacustres que constituyen la Formación Calizas del Páramo. A diferencia de la US 
II, en este caso serían litologías con un menor grado de alteración. 
Debido a las bajas velocidades relativas de la US III no parece que se pueda correlacionar 
con las calizas sin alterar de la Formación Calizas del Páramo. El análisis de densidad de 
laboratorio proporcionó un valor de 2.6 g/cm3, lo que indica velocidades sísmicas de al menos 
4000 m/s. Esto sugiere que no se ha alcanzado la profundidad de estas formaciones. 
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Figura 3.1: Modelos bidimensionales o Secciones de velocidad de Ondas P (Vp) obtenidos con Rayfract. 
Los triángulos negros sobre la superficie indican la posición de los geófonos. Las marcas rojas sobre la 
superficie (etiquetadas con Tx) indican la posición y el orden de los martillazos realizados para la generación 
de la energía sísmica. El intervalo de contornos de Vp es 100 m/s. La línea roja discontinua indica el punto 
de intersección entre los Perfiles 1 y 2. A) Sección sísmica 1 B) Sección sísmica 2. 
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Figura 3.2: Gráficos de cobertura de rayos para la Sección Sísmica 1 (arriba) y 2 (abajo). 
 
 
 
 
 
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Figura 3.3: Sección 1 de velocidad de ondas P interpretada con las unidades sísmicas (US). 
Figura 3.4: Sección 2 de velocidad de ondas P interpretada con las unidades sísmicas (US). 
 
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La representación tridimensional de las dos secciones sísmicas integradas facilita la 
observarción de la distribución espacial de las distintas unidades sísmicas (figura 3.5). Se 
puede observar la distribución de anomalías de velocidad positiva y negativa, así como la 
localización y geometría de los gradientes de velocidad. La parte superior de las secciones 
sísmicas está ocupada fundamentalmente por la US I constituida por los materiales blandos 
y poco competentes de las arcillas rojas y productos edáficos. Cabe destacar que en los 
extremos de la Sección 2, en las zonas superficiales la US I es reemplazada por la US II 
constituida por calizas alteradas. A mayor profundidad aparece la US III que corresponde con 
las calizas con menor grado de alteración, y que localmente en el extremo S de la Sección 2 
aparecen más superficiales. 
La representación tridimensional también facilita la observación de las posibles diferencias en 
la distribución de velocidades en función de la orientación de las secciones y permite realizar 
un análisis de anisotropía sísmica (ver apartado 3.4). 
En la Sección 1, las zonas de baja velocidad que caracterizan a la US I se restringen a la parte 
más superficial, sin embarco en la Sección 2 estas zonas alcanzan zonas más profundas. 
 
 
Figura 3.1: Representación 3D de la distribución de VP obtenida en las Secciones 1 y 2. 
 
 
 
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3.2 Sísmica pasiva. Refracción por Microtremor – ReMi 
 
La aplicación del método de Sísmica Pasiva de Refracción por Microtremor (ReMi por sus 
siglas en inglés; Louie, 2001) a lo largo de perfiles se basa en las ondas superficiales Rayleigh. 
La posterior inversión sísmica de los datos permite la obtención de modelos unidimensionales 
(1D) de velocidades de Ondas Rayleigh (VR) en función de la profundidad. Posteriormente 
estos modelos 1D se correlacionan lateralmente para obtener secciones de distribución de VR 
en función de la profundidad. 
Las VR se pueden transformar en Vs mediante la constante adimensional 0.925 y así proceder 
al cálculo de los módulos (ver Apartado 3.5). En el presente estudio se han realizado dos 
implantaciones de REMI, en la misma posición que los perfiles TSS (ver localización en figura 
2.12). 
 
La US I presenta velocidades de VR entre 400 y 850 m/s y una base irregular oscilando en 
cotas entre 800 y 805 m. Localmente, entre las longitudes de 5 y 20 m la base de la unidad 
profundiza hasta los 795 m. Esta US correspondería con los materiales blandos formados por 
las arcillas rocas y suelos que aparecen recubriendo la Formación de Calizas del Páramo, y 
rellenando cubetas o cavidades kársticas. 
 
La US II presenta velocidades entre 850 y 1350 m/s y una base irregular oscilando en cotas 
entre 787 y 793 m. Localmente, entre las longitudes de 5 y 20 m la base de la unidad 
profundiza hasta los 775 m. Esta unidad podría relacionarse con las zonas más superiores 
alteradas y meteorizadas de las calizas lacustres que constituyen la Formación Calizas del 
Páramo. 
 
La US III presenta velocidades entre 1350 y 1900 m/s y una base irregular oscilando en cotas 
entre 787 y 793 m. Esta unidad podría corresponder con las zonas más superiores alteradas 
y meteorizadas de las calizas lacustres que constituyen la Formación Calizas del Páramo, 
pero con un grado mayor de alteración que la US II. 
 
 
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 Figura 3.2: A) Curva de dispersión de V. fase vs. Frecuencia, para la sección Sísmica 1. B) Modelo 
de Velocidad 1D de Ondas Rayleigh ajustado, con un error del 26% 
 
Localmente, en el extremo W del modelo se podría identificar la US IV con velocidades > 1900 
m/s. En esta localización la US IV tendría su techo sobre los 780 m de profundidad. 
Considerando las relaciones semi-empíricas VS vs. densidad (Ludwig et al., 1970), las 
máximas VR de la US IV que superan valores de 2000 m/s podrían corresponder con las 
calizas sanas de la Formación Calizas del Páramo 
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Figura 3.3: Modelo 2D de VR para la Sección 1. Los triángulos negros marcan los geófonos del 1 al 24. S2 
indica la intersección entre ambas Implantaciones sísmicas. La línea discontinua blanca indica el alcance de 
la TSS de la Sección 1 
 
Analizando el modelo en su conjunto con todas las unidades sísmicas involucradas, se 
identifica una zona vertical de mínimos de velocidad entre los 5 y los 20 m de longitud, que 
está flanqueada por gradientes laterales de velocidad. Este zona de mínimos podría tratarse 
de una cavidad donde producto de la karstificación donde predominan las arcillas de 
descalcificación y las calizas alteradas. 
Según esta interpretación las unidades sísmicas II, III y la IV corresponden con la litología de 
la Formación Calizas del Páramo. Las velocidades están indicando el distinto grado de 
alteración que disminuye en profundidad alcanzando la que podría ser la roca sana en la US 
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IV. Estas unidades son más eficientes transmitiendo la energía sísmica que los materiales de 
la US I constituida por materiales blandos y poco competentes que son los productos de la 
alteración y meteorización de las calizas. Estos materiales aparecen recubriendo y rellenando 
las cavidades kársticas muy comunes en la zona de estudio (referencia). 
 
El Modelo 1D obtenido para la implantación 2 indica una Vs promedia hasta los 30 m de 828 
m/s y una Clasificación B según el IBC (Fig. 3.8; referencia). 
 
Figura 3.4: A) Curva de dispersión V.fase vs. Frecuencia, para la sección Sísmica 2. B) Modelo de Velocidad 
1D de Ondas Rayleigh ajustado, conun error del 24% 
 
 
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Este modelo está constituido por tres unidades sísmicas (US) con las siguientes VR y 
espesores: 
- US I: 745 m/s y 20.75 m 
- US II: 1085 m/s y 40.95 m 
- US III: 1450 m/s 
 
Realizando la inversión en grupos de 6-8 geófonos se pueden obtener varios modelos 1D a 
lo largo de la implantación (ver metodología en Capítulo 2). Si se correlacionan lateralmente 
los modelos 1D se obtiene un modelo 2D de VR hasta 40 m de profundidad (Fig. 3.7). 
Considerando la menor resolución de esta metodología, y analizando la localización y 
geometría de los gradientes de velocidad se pueden correlacionar lateralmente tres US. 
 
La US I presenta velocidades entre 400 y 850 m/s y una base entorno a cotas de 805 m. 
Localmente, entre las longitudes de 15 y 30 m la base de la unidad profundiza hasta los 800 
m. Esta US correspondería con los materiales blandos formados por las arcillas rocas y suelos 
que aparecen recubriendo la Formación de Calizas del Páramo, y rellenando cubetas o 
cavidades de descalcificación. 
 
 La US II presenta velocidades entre 850 y 1300 m/s y una base irregular oscilando en cotas 
entre 800 y 793 m. Localmente, al igual que la US I, entre las longitudes de 15 y 20 m la base 
de la unidad profundiza hasta los 777 m. Esta unidad podría corresponder con las zonas más 
superiores alteradas y meteorizadas de las calizas lacustres que constituyen la Formación 
Calizas del Páramo. 
 
La US III presenta velocidades >1300 m/s y podría corresponder con las zonas más superiores 
alteradas y meteorizadas de las calizas lacustres que constituyen la Formación Calizas del 
Páramo, pero con un grado mayor de alteración que la US II. 
 
Analizando el modelo en su conjunto con todas las unidades sísmicas involucradas, se 
identifica una zona vertical de mínimos de velocidad entre los 15 y los 30 m de longitud, que 
está flanqueada por fuertes gradientes laterales de velocidad. Esta zona de mínimos podría 
tratarse de una cavidad donde producto de la karstificación donde predominan las arcillas de 
descalcificación y las calizas alteradas. Tampoco se descarta la presencia de una zona 
fracturada, con posible karstificación asociada. 
 
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Según esta interpretación las unidades sísmicas II, III y la IV corresponden con la litología de 
la Formación Calizas del Páramo. Las velocidades están indicando el distinto grado de 
alteración que disminuye en profundidad, pero en este caso a diferencia de la Implantación 1, 
no se alcanzaría la roca sana. 
 
Figura 3.5: Modelo 2D de VR para la Sección 2. Los triángulos negros marcan los geófonos del 1 al 
24. S2 indica la intersección entre ambas Implantaciones sísmicas. La línea discontinua blanca indica 
el alcance de la TSS de la Sección 2. 
La representación tridimensional permite observar que en la parte central existe una zona 
vertical de baja velocidad flanqueada por fuertes gradientes. Esta zona ocupa una extensión 
de unos 15-20 m de lado y supera los 40 m de profundidad. En términos relativos esta zona 
estaría ocupada principalmente por materiales blandos y poco competentes que en la parte 
superior podrían ser materiales de relleno y en profundidad pasar a progresivamente 
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materiales alterados una zona preferente de alteración en profundidad pasarían s a de las 
arcillas rojas y productos edáficos. 
La representación tridimensional también facilita la observación de las posibles diferencias en 
la distribución de velocidades en función de la orientación de las secciones y realizar un 
análisis de anisotropía sísmica (ver apartado 3.4). 
 
Figura 3.6: Representación 3D de la disteribución en profundidad de VR para las secciones 1 y 2. 
 
 
3.3 Interpretación conjunta 
 
Aun considerando que las dos metodologías aplicadas: TSS y REMI, presentan resoluciones 
y alcances muy diferentes, existe una notable coherencia en las unidades sísmicas 
interpretadas. Las discrepancias provienen de la mayor resolución de la TSS que permite 
definir mejor los gradientes de velocidad en la zona superficial y los efectos de borde. Las 
geometrías de las unidades sísmicas I y II son coherentes en ambos métodos. Si bien la TSS 
permite identificas anomalías e inversiones locales de velocidad. En cuanto a la US III, la 
profundidad alcanzada por la TSS sólo permite identificarla residualmente. 
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Ambos métodos pueden considerarse complementarios, ya que el método REMI aunque 
ofrezca una notable menor resolución permite una profundización de casi tres veces más que 
la TSS. 
 Sección 1 (W-E) Sección 2 (N-S) 
 
 
Mediante la interpretación integrada de los perfiles de tomografía tanto para TTS como para 
ReMi (figura 3.11) se determinan tres unidades sísmicas principales, y se intuye una cuarta 
en el extremo occidental de la sección 1. 
Estas tres US se correlacionan con dos unidades geológicas, una superficial y poco compacta, 
arcillas rojas de edad Cuaternaria y otra rocosa perteneciente a la formación Calizas del 
Páramo, de edad Miocena. Esta última, es la que en base a su alteración kárstica y superficies 
de erosión genera variación de velocidad en profundidad. 
Figura 3.11: Resumen de los Modelos 2D de distribución de VP obtenidos con TSS (arriba) y de VR 
obtenidos con ReMi (abajo) para las dos secciones analizadas. 
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3.4 Análisis de Anisotropía 
 
Para analizar posibles variaciones de velocidad en función de la orientación de medida, se ha 
procedido a extraer los perfiles verticales de VP y VR en mabas secciones justo en la vertical 
de la intersección de ambas líneas. En las figuras 3.12 y 3.13 se muestrasn las variaciones 
de ambas en las secciones 1 y 2, respectivamente. 
En este modelo también se evidencia unas diferncias de < 100 m/s para VP y de < 150 m/s 
para VR. Estas variaciones deben estar relacionadas con la presencia de un fuerte gradiente 
justo en la zona de interseción de ambas líneas. 
También se observa en estos perfiles la mayor resolución que existe en la TSS respecto a 
ReMi, lo que también debe influir en la menor diferencia entre ambas velocidades. 
 
 
Figura 3.12. Perfiles verticales de VP en la zona de intersección de las dos secciones sísmicas (1 en 
rojo, 2 en azul). 
 
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Figura 3.13. Perfiles verticales de VR en la zona de intersección de las dos secciones sísmicas (1 en 
rojo, 2 en azul). 
 
3.5 Cálculo de Módulos dinámicos 
 
Para caracterizar comportamiento y resistencia del terreno se han calculado los módulos 
dinámicos de Young (E) y Rigidez (G), y el Coeficiente de Poisson (ν) (Tabla 3.1). Los módulos 
dinámicos se calculan a partir de las velocidades sísmicas Vp y Vs, y estimaciones de 
densidad (Tabla 3.2). Los valores de los módulos dependen de la estructura, de la litología, 
matriz, estructura, porosidad, fluido intersticial, Tª, densidad y grado de compactación 
 
. 
 
Tabla 3.1: Formulación para módulos elásticos (Modificado de Reynolds, 2011). 
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Para obtenerla densidad de las distintas US, se ha procedido a utilizar las relaciones semi-
empíricas de Vs vs. densidad (Ludwig et al., 1970, figura 3.14), y a una medida puntual en 
laboratorio sobre una muetra de roca sana de la Formación Calizas del Páramo. El valor de 
densidad promedio obtendio en laboratorio para esa muestra es de 2.6 g/cm3, que 
correspondería con la relaciones Vs vs. densidad con Vp>4000 m/s y Vs≈3000 m/s. Esos 
valores de velocidad son notablemente superiores a los obtenidos en los modelos TSS y 
REMI. Esto está relacionado con los modelos no alcanzan la profundidad de la roca sana. 
Por tanto, para la unidad sísmica I se asume una densidad de entre 1200 y 1300 Kg/m3 , para 
la II entre 1500 y 1600 Kg/m3, y para la III 1800 Kg/m3. En base a estas densidades se ha 
procedido al cálculo de módulos, que se muestran en la Tabla 3.2. 
Unidad 
sísmica 
Litología 
relacionada 
Rango 
VP 
(m/s) 
VR 
(m/s) 
Vs 
(m/s) 
rho 
(Kg/m3) 
VP/VS Poisson Rigidez (MPa) 
Young 
(Mpa) 
 
 
I 
 
Relleno arcilla 
Max 900 400 370 1750 2,43 0,40 280,00 783,05 
 
 
Min 800 350 323,75 1750 2,47 0,40 214,38 601,14 
 
II 
Calizas del 
páramo 
Max 1000 500 462,5 1900 2,16 0,36 475,00 1295,75 
 
 
Calidad C Min 900 400 370 1900 2,43 0,40 304,00 850,17 
 
III 
Calizas del 
páramo 
Max 1300 800 740 2000 1,76 0,26 1280,00 3226,44 
 
 
Calidad B Min 1000 500 462,5 2000 2,16 0,36 500,00 1363,94 
 
IV 
Calizas del 
páramo 
Max 1800 1200 1110 2150 1,62 0,19 3096,00 7388,21 
 
 
Calidad A Min 1300 900 832,5 2150 1,56 0,15 1741,50 4013,84 
 
Tabla 3.2. Resumen de parámetros sísmicos y elásticos calculdos para las diferntes unidades 
símicas en este trabajo. 
Figura 7.14: Relaciones semi-empíricas entre VP y 
densidad, y estimaciones para las diferentes unidades 
sísmicas interpretadas (Modificado de Ludwig et al., 1970) 
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CAPITULO 4. CONCLUSIONES 
 
El presente trabajo ha permitido caracterizar sísmicamente el subsuelo de la estación sísmica 
de Valdilecha que se engloba en un sistema de alerta temprana de terremotos ALERTES-
RIM, y está ubicada en el interior de la ERMAD de la armada española. 
 
Las técnicas de sísmica pasiva y tomografía sísmica han sido aplicables en este entorno de 
bajo ruido sísmico, dando excelentes resultados en cuanto a la fiabilidad y resolución de los 
datos, teniendo en cuenta la elevada heterogeneidad geológica en los niveles superficiales. 
 
La técnica de sísmica pasiva (ReMi) ha demostrado ser aplicable en condiciones de nulo ruido 
sísmico natural, utilizando señal artificial generada mediante el golpeo de una maza. Sin 
embargo, su capacidad se ha visto limitada debido a que la señal generada artificialmente no 
es rica en bajas frecuencias, limitando la profundidad alcanzada a unos 30 metros. Los valores 
obtenidos de VR permiten discriminar 3 unidades sísmicas, de velocidad creciente al aumentar 
la profundidad. 
 
La técnica de tomografía sísmica ha resultado ser más satisfactoria en cuanto a resolución en 
superficie, pero presenta un menor alcance en profundidad (10-15 m). Su aplicación ha 
permitido distinguir tres unidades sísmicas. 
 
Los resultados obtenidos indican la presencia de una unidad geológica blanda y de poca 
capacidad portante en superficie, formada por arcillas de descalcificación y suelos edáficos 
residuales (US I). Por debajo se ubica una formación rocosa y competente, las Calizas de 
Páramo de origen lacustre y edad Miocena, cuyo grado de alteración va disminuyendo con la 
profundidad, por lo que dicha unidad se ha subdividido en dos unidades sísmicas (US II y US 
III). Todas estas unidades presentan una geometría compleja, con fuertes variaciones de 
espesor, lo que sugiere la presencia de fracturas y/o procesos de karsticación. 
 
Estos resultados servirán como apoyo para la corrección de la capa de baja velocidad 
superficial, tanto para VP como para VS, información que permitirá mejorar la localización de 
los terremotos registrados en la estación ROA-UCM, así como el sistema de alerta temprana 
ALERTES-RIM. 
 
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CAPITULO 5. BIBLIOGRAFIA 
 
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ANEXOS 
Tabla de posición de los geófonos de la sección sísmica 1 
 
 
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Tabla de posición de los geófonos de la sección sísmica 2