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DETERMINACIÓN DE LA ESTRUCTURA DEL SUBSUELO EN PARTE DE LA
ZONA CENTRAL Y OCCIDENTAL DE COLOMBIA A PARTIR DE LA
INVERSIÓN DE ONDAS SUPERFICIALES.
DIANA CAROLINA BOADA FONSECA
ANDRES FELIPE LLANOS VALENCIA
DIRECTOR
ING. MIGUEL ANTONIO AVILA
UNIVERSIDAD DISTRITAL FRANCISCO JOSÉ DE CALDAS
FACULTAD DE INGENIERÍA
PROYECTO CURRICULAR DE INGENIERÍA CATASTRAL Y GEODESIA
BOGOTÁ D.C.
2016
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DETERMINACIÓN DE LA ESTRUCTURA DEL SUBSUELO EN PARTE DE LA
ZONA CENTRAL Y OCCIDENTAL DE COLOMBIA A PARTIR DE LA
INVERSIÓN DE ONDAS SUPERFICIALES.
DIANA CAROLINA BOADA FONSECA
ANDRES FELIPE LLANOS VALENCIA
Proyecto de grado para obtener el título de
INGENIERO CATASTRAL Y GEODESTA
UNIVERSIDAD DISTRITAL FRANCISCO JOSÉ DE CALDAS
FACULTAD DE INGENIERÍA
PROYECTO CURRICULAR DE INGENIERÍA CATASTRAL Y GEODESIA
BOGOTÁ D.C.
2016
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Nota de aceptación
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Firma del Director
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Firma del Jurado
Bogotá D. C. Diciembre 2016
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5
AGRADECIMIENTOS
Agradecemos al profesor Miguel A. Ávila por dar las pautas y enseñarnos el camino para
iniciar este trabajo, al Ingeniero Gabriel E. Dicelis Alumno de Doctorado del Instituto de
Astronomía, Geofísica y Ciencias Atmosféricas de la Universidad de São Paulo, por su
recomendación y orientación en los programas y desarrollo del objetivo principal del
proyecto, a la Ingeniera Ruth Emilse Bolaños de la RSNC, por su colaboración para la
adquisición de los datos sísmicos, A Juan Carlos Bermúdez y Faustino Blanco por su amable
colaboración en el procesamiento y manejo de los diferentes programas.
A nuestros padres por la paciencia y el apoyo incondicional durante la carrera y el tiempo
que tomo el desarrollo de este trabajo, a nuestros familiares y amigos que siempre estuvieron
pendientes de nuestro desarrollo profesional y personal.
6
INDICE
AGRADECIMIENTOS ......................................................................................................... 5
INDICE .................................................................................................................................. 6
INDICE DE TABLAS ........................................................................................................... 8
INDICE DE FIGURAS .......................................................................................................... 9
INDICE DE ECUACIONES ............................................................................................... 11
GLOSARIO ......................................................................................................................... 12
RESUMEN ........................................................................................................................... 15
1. INTRODUCCIÓN .................................................................................................... 16
2. PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA ................................................................. 17
3. JUSTIFICACIÓN ..................................................................................................... 19
4. OBJETIVOS ............................................................................................................. 20
4.1. Objetivo general ........................................................................................................ 20
4.2. Objetivos específicos ................................................................................................ 20
5. MARCO TEÓRICO .................................................................................................. 21
5.1. Prospección Sísmica.................................................................................................. 21
5.2. Ondas Sísmicas ......................................................................................................... 21
5.2.1. Ondas Superficiales ......................................................................................................... 22
5.3. Velocidad de fase y velocidad de grupo ................................................................... 24
5.4. Discontinuidades Sísmicas ........................................................................................ 25
5.5. Sísmica de Ondas Superficiales ................................................................................ 26
5.6. Método de Filtro Múltiple ......................................................................................... 27
5.7. Dispersión de ondas superficiales ............................................................................. 29
5.8. Kernels de sensibilidad ............................................................................................. 30
5.9. Inversión sísmica ....................................................................................................... 31
7
6. ZONA DE ESTUDIO Y ADQUISICION DE DATOS ........................................... 33
6.1. Zona de estudio ......................................................................................................... 33
6.2. Adquisición de datos ................................................................................................. 34
6.4. Discontinuidad de Mohorovicic ................................................................................ 41
7. METODOLOGIA ..................................................................................................... 43
8. RESULTADOS ......................................................................................................... 55
9. CONCLUSIONES .................................................................................................... 60
A. ANEXOS .................................................................................................................. 62
a. Lista de eventos ......................................................................................................... 62
b. Mapa de caminos ondas Rayleigh ............................................................................. 68
c. Mapa de caminos ondas Love ................................................................................... 70
10. BIBLIOGRAFIA ...................................................................................................... 79
8
INDICE DE TABLAS
Tabla 6.1. Características de ubicación de las estaciones. ................................................... 35
Tabla 8.1. Modelo de velocidades........................................................................................ 59
9
INDICE DE FIGURAS
Figura 5.1. Ondas de cuerpo y ondas superficiales. ............................................................. 21
Figura 5.2. Sismograma que muestra el orden de llegada y los gráficos producidos por las
ondas de cuerpo y superficiales. .......................................................................................... 22
Figura 5.3. Ondas Rayleigh (Ondas R) ................................................................................ 23
Figura 5.4. Ondas Love (Ondas L)....................................................................................... 24
Figura 5.5. Velocidad de fase y velocidad de grupo. ........................................................... 25
Figura 5.6. Discontinuidades sísmicas. ................................................................................ 26
Figura 5.7. Ejemplo de registro sísmico con ondas superficiales y su curva de dispersión
sobre un diagrama de frecuencia velocidad. Modelo de velocidad de ondas obtenido a partir
de la inversión de esta curva de dispersión. ........................................................................ 27
Figura 5.8. Velocidades de grupo para ondas Rayleigh y Love........................................... 29
Figura 5.9. Kernel de sensibilidad para ondas Love y Rayleigh. ......................................... 31
Figura 5.10. Modelado e inversión. ..................................................................................... 32
Figura 6.1. Mapa general de la zona de estudio. .................................................................. 33
Figura 6.2. Mapa de las estaciones sismológicas banda ancha de la RSNC-SGC. .............. 34
Figura 6.3. Distribución de los sismos seleccionados para este estudio. ............................. 36
Figura 6.4. Mapa de ubicación placas tectónicas América del sur ..................................... 38
Figura 6.5. Mapa principales fallas de Colombia ............................................................... 41
Figura 6.6. Estructura interior de la tierra. ........................................................................... 42
Figura 7.1. (a). Ejemplo de un registro de la RSNC de un evento sísmico ocurrido el 27 de
julio de 2014, presente en varias estaciones. (b). Vista de un sismograma al hacer la
extracción de las 3 componentes (Z, N y E) de la estación El Rosal (ROSC). .................... 44
Figura 7.2. (a). Sismograma convertido de formato binario SEISAN a formato binario SAC.
(b). Encabezado de un archivo en formato SAC. ................................................................. 45
10
Figura 7.3. Ejemplo de registro sísmico en el que la línea media del registro está fuera de la
línea de cero (rmean) y tiene una pendiente respecto a la horizontal (rtrend), indicada por la
línea gris punteada. .............................................................................................................. 46
Figura 7.4. Ejemplo del efecto de tapering en una señal temporal. ..................................... 47
Figura 7.5. Rotación de las componentes a partir del back-azimuth. .................................. 48
Figura 7.6. Entorno gráfico del programa PGSWMFA. (a). Curva de dispersión original. (b).
Curva de dispersión en la cual se eliminaron puntos de velocidad de grupo que alteraban la
forma de la curva de dispersión al compararla con la teórica. ............................................. 49
Figura 7.7. (a). Curva de dispersión luego de aplicar el filtro mode-isolation logrando limpiar
el sismogramas y suavizar el espectro de amplitud. (b). Sismograma original y con el filtro
de mode-isolation. ................................................................................................................ 51
Figura 7.8. Curvas de dispersión calculadas para el evento de 18-05-2012, magnitud 6.3 y
profundidad 10 Km en Chile. ............................................................................................... 52
Figura 7.9. Curvas de dispersión calculadas para el evento de 25-03-2012, magnitud 7.1 y
profundidad 40.7 Km en Chile. ............................................................................................ 53
Figura 8.1. Modelo inicial, modelo final y curvas de dispersión observadas.. .................... 55
Figura 8.2. Modelo de velocidades obtenido con Surf 96. .................................................. 56
Figura 8.3. Grafica de diferentes modelos de velocidad para la onda P.. ............................ 57
Figura 8.4. Kernels de sensibilidad del modelo final obtenido. ........................................... 58
Figura 8.5. Iteraciones y parámetros que describen el grado de ajuste de los datos. ........... 58
Figura 9.1. Mapa de caminos de ondas Rayleigh a diferentes periodos. (a) 15 s; (b) 20 s; (c)
30s; (d) 40 s; (e) 50 s; (f) 60 s; (g) 70 s; (h) 80 s; (i) 90 s; y (j) 100 s.................................. 69
Figura 9.2. Mapa de caminos de ondas Love a diferentes periodos. (a) 15 s; (b) 20 s; (c) 30s;
(d) 40 s; (e) 50 s; (f) 60 s; (g) 70 s; (h) 80 s; (i) 90 s; y (j) 100 s. ........................................ 71
11
INDICE DE ECUACIONES
( 1 ) Velocidad de fase ......................................................................................................... 24
( 2 ) Velocidad de grupo....................................................................................................... 25
( 3 ) Filtro multiple .............................................................................................................. 27
( 4 ) Envolvente o amplitud instantanea de la señal ............................................................. 28
( 5 ) Espectro de fourier ....................................................................................................... 28
( 7 ) Matriz de rotación......................................................................................................... 47
12
GLOSARIO
Circle great arc (arco del círculo máximo): distancia ortodrómica entre el evento y la
estación.
Discontinuidad: capa o límite dentro de la Tierra que separa partes de la misma que tienen
diferentes propiedades
Discontinuidad de Mohorovicic (el Moho): Superficie de frontera o la pronunciada
discontinuidad de la velocidad sísmica, que separa la corteza terrestre del manto superior.
Esta discontinuidad fue descubierta por el sismólogo Andrija Mohorovicic, de origen Croata.
Distancia epicentral: Distancia entre un observador y el epicentro de un sismo, medida
sobre la superficie de la Tierra. Distancia medida o calculada sobre la superficie de la Tierra
entre un punto de observación y el epicentro de un sismo.
Falla: Superficie de contacto entre dos bloques que se desplazan o han sido desplazados en
el pasado en forma diferencial uno con respecto al otro y que en el momento de formación
estaban unidos. Se pueden extender espacialmente por varios cientos de km y en forma
temporal por varios millones de años.
Falla geológica: Una fractura o zona de fractura en rocas a lo largo de la cual los dos lados
se han desplazado, el uno con relación al otro, paralelamente a la fractura. El desplazamiento
total puede variar desde centímetros a kilómetros.
Magnitud: Generalmente, el tamaño de los sismos se lo indica en términos de magnitud la
cual está relacionada con la energía liberada en la fuente sísmica. Es un parámetro único
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que no depende de la distancia a la que se encuentre el observador a diferencia de la
Intensidad.
Ortodrómica: es el camino más corto entre dos puntos de la superficie terrestre; es el arco
del círculo máximo que los une, menor de 180 grados.
Placa: Parte de la superficie terrestre que se comporta como una unidad rígida simple. Las
placas tienen de 100 a 150 km de espesor. Están formadas por la corteza continental o corteza
oceánica o por ambas, encima del manto superior. Las placas se mueven con relación al eje
de la Tierra y de unas a otras.
Profundidad de un sismo: La profundidad de un sismo es la medida desde la superficie de
la tierra en el punto llamado epicentro hasta el punto exacto donde se produjo el sismo,
llamado hipocentro.
Sensor banda ancha: Instrumento Sismológico que permite registrar sismos en un amplio
rango dinámico. Esta característica le permite detectar ondas sísmicas producidas tanto por
sismos de pequeña como de gran magnitud.
Telesismos: Define a los terremotos que ocurren a distancias mayores a 1.000 km y son
registrados por sismógrafos muy sensibles.
Tiempo de origen: Momento en el cual se produce el terremoto o se inicia la ruptura de la
falla. Frecuentemente, el tiempo origen es dado en la Hora Universal (UTC).
Sismo: Corresponde al proceso de generación de ondas y su posterior propagación por el
interior de la Tierra. Al llegar a la superficie de la Tierra, estas ondas se dejan sentir tanto por
la población como por estructuras, y dependiendo de la amplitud del movimiento
14
(desplazamiento, velocidad y aceleración del suelo) y de su duración, el sismo producirá
mayor o menor intensidad.
Sismograma: Representación gráfica de un sismo.
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RESUMEN
El objetivo fundamental de este proyecto es realizar a partir de datos sísmicos el análisis de
la dispersión de ondas superficiales para generar modelos de velocidad de ondas en parte de
la zona central y occidental de Colombia, identificando los diferentes componentes que
estructuran el subsuelo. Estos componentes y su ubicación en la corteza permiten, definir las
características particulares que se pueden identificar mediante los modelos de velocidad
obtenidos a partir de la inversión de las curvas de dispersión adquiridas con el método de
filtrado múltiple.
Para este estudio la información sismológica fue suministrada por la Red Sismológica
Nacional de Colombia del Servicio Geológico Colombiano, específicamente de las
estaciones ubicadas en parte de la zona central y occidental, a partir de las cuales se definieron
los límites de la zona de estudio. El área del subsuelo a determinar corresponde a la
discontinuidad de Mohorovicic o Moho, la cual constituye la superficie de separación entre
los materiales menos densos de la corteza y los materiales más densos del manto, y como
consecuencia de ello las ondas sísmicas sufren al atravesar esta región un cambio abrupto de
velocidad. Cabe anotar que la discontinuidad de Mohorovicic se encuentra a diferente
profundidad, dependiendo de que se sitúe bajo corteza oceánica o continental.
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1. INTRODUCCIÓN
Debido a la importancia que ha adquirido hoy en día el estudio del subsuelo y que los
métodos de prospección geofísica ya no se limitan solo a la exploración petrolera sino que
abarcan un campo de estudio más extenso, han nacido diferentes técnicas de exploración que
continúan en la práctica hoy en día y que están encaminadas a identificar las diferentes capas
que conforman el interior de la tierra.
Una de las técnicas implementadas en la interpretación sísmica está basada en la inversión
de curvas de dispersión, que consiste en generar un modelo de corteza a partir de la variación
de las velocidades de onda en la estructura del subsuelo con respecto a la profundidad,
realizando el respectivo procesamiento de estos datos logrando optimizar la señal, eliminar
el ruido y mejorar la calidad de los datos, permitiendo el análisis de un grupo de trazas según
los tiempos de arribo registrados por los receptores, para poder identificar las características
y propiedades físicas de las rocas y los materiales del subsuelo.
La importancia de este tipo de métodos es que no son de carácter invasivo y lo que se busca
es fomentar el empleo de estos, mediante el estudio inicialmente de zonas pequeñas para
determinar la profundidad de Moho y con el tiempo lograr aplicarlo en todo el territorio
colombiano y de esta manera no degradar más nuestro medio ambiente, al mismo tiempo que
no son métodos tan costosos y se puede obtener resultados satisfactorios los cuales sean
aplicados en futuras investigaciones.
17
2. PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA
A medida que pasa el tiempo, el estudio de la Tierra se hace cada día más importante y en
especial el conocimiento del subsuelo; su importancia radica en que cada país debe conocer
su territorio desde el punto de vista geológico y geofísico para determinar el potencial de los
recursos del subsuelo, llevando a cabo actividades de exploración geológica de manera
eficiente, que permitan generar aportes para el desarrollo económico y social del país.
Por lo tanto, para el desarrollo de actividades de exploración y/o explotación del subsuelo es
necesario contar con información previa de la zona; esto se logra gracias a la adquisición y
procesamiento de los datos obtenidos a partir de métodos geofísicos que permiten obtener
información del subsuelo de forma rápida, precisa y sin generar un gran impacto ambiental.
Uno de los métodos más utilizados para la adquisición de los datos es la prospección sísmica,
el cual consiste en generar ondas sísmicas mediante una fuente puntual, y a partir del estudio
de los distintos tipos de onda y sus tiempos de viaje, se obtiene información del subsuelo que
luego se relacionan con las capas geológicas.
Para el procesamiento y análisis de estas señales se suelen utilizar transformaciones
matemáticas que son aplicadas a las señales para obtener información adicional que no está
disponible fácilmente en la señal en el dominio del tiempo y de la frecuencia. En este caso la
transformada de Fourier es la transformada más utilizada para el análisis espectral, pero su
aplicación se limita solamente a señales estacionarias, cuyo contenido de frecuencia no
cambia con el tiempo y esto genera una pérdida de información al realizar el procesamiento.
De aquí la importancia de aplicar un método de procesamiento diferente que permita conocer
detalladamente las estructuras geológicas que se encuentran en el subsuelo y al mismo tiempo
verificar que tan confiable puede ser.
18
Con base en lo anterior. El problema a desarrollar en el proyecto es: Determinar la estructura
del subsuelo en parte de la zona central y occidental de Colombia a partir de la inversión de
curvas de dispersión de ondas superficiales.
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3. JUSTIFICACIÓN
El desarrollo de nuevos métodos para ampliar los conocimientos en el estudio del subsuelo
son parte de las ciencias de la tierra, en su mayoría las técnicas de estudio e investigación
basan su desarrollo en la aplicación de filtros y transformadas, donde este tipo de
procesamientos aunque generan información importante y útil para el estudio, también
presentan vacíos en aspectos fundamentales para su modelamiento.
El modelamiento de esta información representa un punto fundamental en aspectos tales
como la exploración o explotación de recursos mineros, petrolíferos y demás que son de gran
importancia para el desarrollo del país en términos económicos, así también en campos como
la construcción y la planificación. El conocimiento de las capas internas del subsuelo es de
gran importancia, ya que la eficiencia de los proyectos de infraestructura a realizar dependerá
de las bases de la construcción, ya que son de conocimiento público los diferentes
inconvenientes que se presentan al momento de realizan obras en lugares inapropiados
repercutiendo con el tiempo en problemas graves para la sociedad en ámbitos como en el
suministro de los servicios públicos, la creación de infraestructura vial, zonas de derrumbes
determinando las zonas de mayor riesgo para los asentamientos, puesto que si no se analizan
estos factores antes de construir, esta población se verá afectada deteriorando la calidad de
vida de las comunidades.
Dado que en la actualidad el país adelanta una gran cantidad de proyectos mineros y de
exploración petrolera, las circunstancias se prestan para encontrar espacios óptimos para el
empleo de nuevos métodos de análisis; como ingenieros catastrales y geodestas estamos en
la capacidad de analizar información sísmica, y generar a partir de estos datos investigación
de utilidad para la población y su desarrollo futuro.
20
4. OBJETIVOS
4.1. Objetivo general
Implementar un método de procesamiento que permita determinar la estructura del
subsuelo en parte de la zona central y occidental de Colombia a partir de la inversión de
ondas superficiales.
4.2. Objetivos específicos
Definir la profundidad de la discontinuidad de Mohorovičić a partir de la inversión de las
curvas de dispersión en la zona de estudio.
Aplicar el método de inversión de ondas superficiales a partir de eventos telesísmicos,
usando paquetes de software especializados en sismología como Surf96.
Analizar las diferentes curvas de dispersión para calcular el modelo de velocidad de ondas
superficiales.
21
5. MARCO TEÓRICO
5.1. Prospección Sísmica
La prospección sísmica es una herramienta de investigación poderosa, ya que con ella se
puede inspeccionar con buena resolución desde los primeros metros del terreno hasta
varios kilómetros de profundidad. Se basa en la medida de la propagación de ondas
mecánicas de tipo longitudinal a través del subsuelo, generadas por fuentes naturales o
artificiales a través de percusiones o pequeñas explosiones. Este método registra los
tiempos de llegada de las ondas producidas, una vez reflejadas o refractadas en las
distintas formaciones geológicas presentes en la zona de estudio (QUINTANA, 2008).
5.2. Ondas Sísmicas
Los métodos sísmicos de exploración se basan en el estudio del comportamiento de las
ondas sísmicas en el subsuelo. Las ondas sísmicas son ondas que se propagan a través de
la tierra como ondas elásticas, que pueden ser originadas por fuentes naturales o
artificiales. Estas ondas sísmicas se clasifican en dos grupos de acuerdo a la forma de
propagación en la tierra: ondas de cuerpo y ondas superficiales.
Figura 5.1. Ondas de cuerpo y ondas superficiales.1
1 Imagen tomada de http://www.lis.ucr.ac.cr/index.php?id=7
22
5.2.1. Ondas Superficiales
Las ondas superficiales son ondas que se propagan a lo largo de la superficie de
la Tierra. Sus amplitudes en la superficie de la Tierra pueden ser muy largas, sin
embargo, decaen exponencialmente con la profundidad (LINARES, 2005). En el
caso de los telesismos (los que ocurren a más de 1000 km de distancia del
observador), las ondas superficiales llegan mucho después que las de cuerpo, y
podemos apreciar que presentan dispersión; esto es, debido a que las ondas de
diferentes frecuencias viajan con diferentes velocidades (BIBLIOTECA DIGITAL
DEL ILCE, s.f.).
Existen básicamente dos tipos de ondas superficiales: las ondas Rayleigh y las
ondas Love, que se diferencian por el tipo de movimiento de las partículas que se
impone sobre el medio. A continuación se explicaran algunas de sus propiedades.
Figura 5.2. Sismograma que muestra el orden de llegada y los gráficos producidos por las ondas de cuerpo
y superficiales. Cuando se produce un terremoto, las ondas de cuerpo y las superficiales se irradian hacia el
exterior del foco al mismo tiempo. Dado que las ondas P son las más rápidas, llegan primero a un sismógrafo,
seguidas de las ondas S y, a continuación, por las ondas superficiales, que son las más lentas. 2
Ondas Rayleigh: Las ondas Rayleigh son normalmente las más lentas de las dos,
con velocidades de 1 a 4 km/s; se desplaza a lo largo del terreno como una ola que
2 Imagen tomada de: https://books.google.com.co/books?id=z54Pu6w_UwAC&printsec=frontcover#v=onepage&q&f=false
23
viaja a través de un lago u océano, ya que se mueven hacia delante mientras que
las partículas individuales de material desarrollan un movimiento elíptico dentro
de un plano vertical orientado en la dirección del movimiento de la onda. Las
ondas Rayleigh son dispersivas, esto es, que la velocidad de propagación y la
profundidad de penetración de la onda depende de su frecuencia, siendo estas
mayores para frecuencias menores (COMET MetEd, s.f.). Estas ondas se originan en
la superficie por la interacción entre las ondas P y la componente vertical de las
ondas S. La mayor parte de la sacudida que se siente durante un terremoto se debe
a las ondas de Rayleigh. Su amplitud disminuye con la profundidad (BIBLIOTECA
DIGITAL DEL ILCE).
Figura 5.3. Ondas Rayleigh (Ondas R)3
Ondas Love: Las ondas Love son más rápidas que las ondas Rayleigh con
velocidades de 1 a 4,5 km/s, se desplazan de un lugar a otro generando un
movimiento como el de una serpiente, ya que las partículas individuales de
material se mueven hacia atrás y hacia delante en un plano horizontal y
perpendicular a la dirección de propagación de la onda. Las ondas Love también
son dispersivas. Estas son el resultado de la interacción de las componentes
horizontales de las ondas S con las capas superficiales de terreno. Las ondas Love
no tienen componente vertical, por lo tanto, no se registran en los sensores
verticales. Aunque viajan lentamente a partir de la fuente sísmica, son muy
3 Imagen tomada de: https://books.google.com.co/books?id=z54Pu6w_UwAC&printsec=frontcover#v=onepage&q&f=false
24
destructivas y son las que generalmente hacen que los edificios se derrumben
durante un terremoto. Su amplitud disminuye con la profundidad (BIBLIOTECA
DIGITAL DEL ILCE).
Figura 5.4. Ondas Love (Ondas L)4
5.3. Velocidad de fase y velocidad de grupo
Cuando se estudia la teoría de propagación de las ondas superficiales en medios
estratificados la velocidad de estas ondas en su propagación experimenta dispersión, es
decir que, las ondas de diferentes frecuencias se propagan a diferentes velocidades. Del
análisis de la dispersión que sufren al atravesar un medio se pueden inferir características
de la estructura por la que han viajado. Por lo tanto, es importante diferenciar entre dos
clases de velocidad: la velocidad de fase y la velocidad de grupo.
Velocidad de fase: es la velocidad con la que una frecuencia única de un grupo de ondas
o una fase, tal como la cresta o el valle se propaga a través de un medio. Se define
midiendo la longitud de una onda de determinada frecuencia y viene dada por
(SCHLUMBERGE):
𝑐 = 𝑤
𝑘=
2𝜋𝑓
2𝜋 𝜆⁄= 𝜆𝑓 ( 1 )
4 Imagen tomada de: https://books.google.com.co/books?id=z54Pu6w_UwAC&printsec=frontcover#v=onepage&q&f=false
25
Velocidad de grupo: es la velocidad con la que se propaga un grupo de ondas o la
velocidad con la que se desplaza la envolvente de la amplitud a lo largo del eje x. También
es la velocidad con la que se propaga la energía. Se puede medir determinando el tiempo
necesario para que un pulso se propague por determinada longitud de la guía de onda y
se define como (TOMASI, 2003):
𝑈 (𝑤0) =𝑥
𝑡𝑔 − 𝑡0 ( 2 )
Es decir que para poder obtener la velocidad de grupo es necesario conocer la distancia
epicentral x y determinar el tiempo de arribo cuando las amplitudes máximas aparecen
sobre el registro (NOVOTNY, 1999).
Figura 5.5. Velocidad de fase y velocidad de grupo.5
5.4. Discontinuidades Sísmicas
En el interior de la Tierra se producen muchos cambios, y uno de ellos se les llama
discontinuidades sísmicas, que son modificaciones bruscas de la velocidad de las ondas
sísmicas internas. Además indican los cambios en la composición o en el estado físico de
5 Imagen tomada de: http:// velocidaddefase.blogspot.com
26
los materiales que son atravesados. A partir de esos cambios, se hacen estudios sobre el
modelo sísmico de la tierra, que se muestra en el siguiente gráfico (Discontinuidades
sismicas):
Figura 5.6. Discontinuidades sísmicas.6
En general, se puede decir que existe una discontinuidad, por debajo de la corteza
terrestre, a una profundidad media de unos 35 Km que recibe el nombre de discontinuidad
de Mohorovičić. La discontinuidad de Gutenberg, situada a los 2900 Km de
profundidad, en ella la velocidad de las ondas P cae bruscamente (de 13 a 8 Km/s) y las
S dejan de propagarse (UNIVERSIDAD AUSTRAL DE CHILE).
5.5. Sísmica de Ondas Superficiales
El análisis de las ondas superficiales permite obtener el perfil de velocidad de
propagación de las ondas en función de la profundidad. Esta técnica consiste en medir
las características dispersivas de las ondas superficiales (velocidad de fase o de grupo en
función de la frecuencia) e invertirlas para estimar las propiedades del subsuelo a partir
de la Vs (INSTITUT GEOLOGIC DE CATALUNYA, 2011) .
6 Imagen tomada de: http://es.slideshare.net/enalto/1-origen-y-estructura-de-la-tierra-eat-2015-52822245
27
Figura 5.7. Ejemplo de registro sísmico con ondas superficiales y su curva de dispersión sobre un diagrama de frecuencia
velocidad. Modelo de velocidad de ondas obtenido a partir de la inversión de esta curva de dispersión. 7
5.6. Método de Filtro Múltiple
La determinación de la velocidad de grupo se basa en la aplicación de la técnica del filtro
múltiple (MFT), que se utiliza para obtener la curva de dispersión de las velocidades de
grupo de una traza pre-procesada, usando un filtro digital de tipo gaussiano. La función
f(t) que describe el sismograma registrado al paso de una onda superficial, una vez
filtrada por medio de la ventana gaussiana, se puede expresar en la forma:
ℎ𝑛(𝑤𝑛, 𝑡) = ∫ |𝐹(𝑤)| ∞
−∞
𝑒−∝ (𝑊− 𝑊𝑛
𝑊𝑛)
2
𝑐𝑜𝑠 [ 𝑘(𝑤)𝑟 − 𝑤𝑡] 𝑑𝑤 ( 3 )
Donde el parámetro Wn representa la frecuencia centro considerada y α es el parámetro
que define la anchura de banda de esta ventana, donde la elección de un valor de este
coeficiente se hace teniendo en cuenta la dispersión de la señal, el nivel de ruido presente
7 Imagen tomada de: http://www.igc.cat/web/es/geofisica_tec_sismicaactiva.html
28
y el grado de contaminación por energía de otros modos de propagación (NAVARRO,
CORCHETE, ROMACHO, & GARCIA).
La técnica de filtrado múltiple parte de la consideración de que el tiempo para el que la
envolvente de la señal sísmica filtrada con un filtro gaussiano centrado en “Wn” alcanza
su máximo, corresponde al tiempo de llegada del máximo de energía o al tiempo de
grupo de la onda en la vecindad de dicha frecuencia “Wn”. Donde, la envolvente de la
señal sísmica filtrada se puede calcular como la amplitud de la señal analítica. Esta
amplitud o envolvente está definida por:
𝑔𝑛(𝑡) = √ℎ𝑛2 (𝑤𝑛, 𝑡) + h
𝑛
2
(𝑤𝑛, 𝑡) ( 4 )
donde h 𝑛
(𝑤𝑛, 𝑡) es la transformada de Hilbert de ℎ𝑛(𝑤𝑛 , 𝑡).
La transformada de Hilbert de la función ℎ𝑛(𝑤𝑛 , 𝑡) se puede calcular mediante su
transformada de fourier F(w). Como es sabido, el espectro F (w) de la función
h 𝑛
(𝑤𝑛 , 𝑡) se puede expresar de un modo muy simple por el espectro F(w) de la función
ℎ𝑛(𝑤𝑛, 𝑡) a saber:
F (w) = 𝑗 𝐹(𝑤) ( 5 )
donde 𝑗 = 𝑒𝑗(𝜋
2)
de manera que
𝑅𝑒 F (w) = −𝐼𝑚 𝐹(𝑤), 𝐼𝑚 F (w) = 𝑅𝑒 𝐹(𝑤) ( 6 )
Así, calculando el espectro de la función ℎ𝑛(𝑤𝑛 , 𝑡), conociendo tanto su parte real como
su parte imaginaria, haciendo usos de las relaciones (6) y empleando la transformada de
29
Fourier inversa, puede obtenerse la función h 𝑛
(𝑤𝑛 , 𝑡) y por consiguiente la amplitud o
tiempo de grupo tg (CORCHETE F, 1990).
5.7. Dispersión de ondas superficiales
Según se muestra en la figura 5.8 se observan varias curvas de dispersión que
corresponden a diversos modos de propagación de las ondas Rayleigh y Love; donde
cada modo propio, es una forma en la cual puede vibrar el terreno de manera que se logre
la interferencia constructiva que da lugar a las ondas superficiales, dependiendo del
medio en el cual se propaguen, para este caso en la corteza oceánica y continental. Es
importante tener en cuenta las grandes diferencias en períodos cortos que se observan
entre las ondas que se desplazan a través de los océanos y los que viajan a través de los
continentes. Las líneas continuas muestran las velocidades de grupo de las ondas
Rayleigh y las discontinuas las velocidades de grupo de las ondas Love.
Figura 5.8. Velocidades de grupo para ondas Rayleigh y Love.8
8 Imagen tomada de: https://git.psu.edu/cja12/cja_swmfa
30
La velocidad de ondas superficiales en su propagación experimenta dispersión, la
velocidad depende de la frecuencia. Del análisis de la dispersión que sufren al atravesar
un medio se pueden inferir características de la estructura por la que han viajado (AMMON,
2001).
5.8. Kernels de sensibilidad
Los kernels de sensibilidad representan la relación entre la derivada parcial de la
velocidad de grupo con respecto a la velocidad de corte y la profundidad. Este kernel
expresa la profundidad de penetración de las ondas superficiales para una frecuencia dada
y describe como la estructura en ciertos intervalos de profundidad afecta una onda de una
frecuencia en particular y representa la sensibilidad de la onda superficial a cierta
profundidad como una función de una frecuencia especifica. La profundidad en
kilómetros a la que se logra la amplitud máxima del kernel de sensibilidad para la
velocidad de grupo puede relacionarse de forma aproximada directamente con su
periodo, es decir, que el kernel de sensibilidad iguala profundidades en kilómetros a
periodos en segundos (Aprox. 10 km en 10 s, 20 km en 20 s, etc.).
Las ondas superficiales de gran longitud de onda, muestrean estructuras de la tierra más
profundas y la de longitud de onda más cortas muestrean estructuras superficiales de la
tierra. En términos de velocidad, la energía de la primera onda superficial que llega a
cualquier estación sismológica, es aquella de periodos largos y de esta manera ella
muestrea estructuras más profundas y tiene velocidades superiores (PASYANOS, 2013).
31
Figura 5.9. Kernel de sensibilidad para ondas Love y Rayleigh.9 Mientras mayor es el periodo, mayor es la profundidad
que se puede muestrear.
5.9. Inversión sísmica
El proceso de inversión sísmica, como su nombre lo indica, se considera como la inversa
del modelo directo al que a veces se alude como modelado. El modelado directo inicia
como un modelo de las propiedades del subsuelo, luego simula matemáticamente un
experimento o proceso físico en el modelo del subsuelo, y finalmente provee como salida
una respuesta modelada. Si el modelo y los supuestos son precisos, la respuesta modelada
se asemeja a los datos reales. La inversión hace lo inverso, comienza con datos medidos
reales, aplica una operación que retrocede a través del experimento físico, y produce un
modelo del subsuelo. Si la inversión se realiza correctamente, el modelo del subsuelo se
asemeja al subsuelo real.
9 Imagen tomada de: https://ds.iris.edu/media/workshop/2013/01/advanced-studies-institute-on-seismological-
research/files/Surface_Waves_ASI.pdf
32
Figura 5.10. Modelado e inversión. El modelado directo toma un modelo de las propiedades de la formación en este caso
la impedancia acústica estimada a partir de los registros de pozos la combina con una ondícula sísmica, o pulso sísmico, y
se obtiene como resultado una traza sísmica sintética. Contrariamente, la inversión comienza con una traza de datos sísmicos
registrados y remueve el efecto de una ondícula estimada, creando valores de impedancia acústica en cada muestra de
tiempo.10
La inversión es utilizada en muchas disciplinas y puede aplicarse en amplia gama de
escalas y niveles de complejidad. En inversión se manejan dos tipos de inversión
específicamente, inversión de la amplitud y la de nuestro caso de estudio, inversión de
velocidad, este último se utiliza para la generación de imágenes en escala de profundidad.
Utilizando trazas sísmicas, se concibe un modelo de velocidad-profundidad del subsuelo
que se extiende kilómetros a la redonda y de profundidad. En muchos casos estas
imágenes se usan para determinar la forma y profundidad de los reflectores sísmicos
(SCHLUMBERGER, 2008).
10 Imagen tomada de: https://www.slb.com/~/media/Files/oilfield_review/spanish08/sum08/inversion_sismica.pdf
33
6. ZONA DE ESTUDIO Y ADQUISICION DE DATOS
6.1. Zona de estudio
La zona de estudio se enmarca en la región central y occidental de Colombia. Con un
área de 171.782 Km2 está compuesta por los departamentos específicamente de
Antioquia, Bogotá, Caldas, Choco, Cundinamarca, Quindío, Risaralda y Tolima.
Figura 6.1. Mapa general de la zona de estudio.
34
6.2. Adquisición de datos
Los datos utilizados en este estudio corresponden a los telesismos registrados por las
estaciones de la Red Sismológica Nacional de Colombia del Servicio Geológico
Colombiano (RSNC -SGC), donde las estaciones se seleccionaron dependiendo del tipo
de sensor, el tipo de operación y la zona de estudio; en este caso las estaciones escogidas
cuentan con sensores sísmicos de banda ancha y son de operación continua. A
continuación se presentan las estaciones seleccionadas de la RSNC-SGC y las
características de su ubicación.
Figura 6.2. Mapa de las estaciones sismológicas banda ancha de la RSNC-SGC.
35
Departamento Municipio Id Nombre Latitud
(grados)
Longitud
(grados)
Altitud
(msnm) Estado Tipo Estación
1 Antioquia Ciudad Bolívar CBOC Ciudad Bolívar 5.864 -76.012 1401 Activa Permanente
2 Caldas Norcasia NOR Norcasia 5.564 -74.869 536 Activa Permanente
3 Caldas Villamaria GUY2C Guyana 2 5.224 -75.365 3605 Activa Permanente
4 Choco San José del Palmar PAL San José del Palmar 4.905 -76.283 675 Activa Permanente
5 Choco Bajo Baudo PIZC Pizarro 4.965 -77.360 38 Activa Permanente
6 Cundinamarca El Rosal ROSC Rosal 4.840 -74.320 2987 Activa Permanente
7 Nevado del Ruiz RREF Refugio 3 4.901 -75.347 4743 Activa Permanente
Tabla 6.1. Características de ubicación de las estaciones.
36
Luego del proceso de selección de las estaciones, se llevó a cabo una recopilación de
todos los registro sísmicos con epicentros en la zona comprendida entre las latitudes 60°N
y 60°S y las longitudes 130°E y 0°W, con profundidades menores a 45 km y magnitudes
mayores a 5.9, obteniendo un total de 233 eventos superficiales desde enero de 2006 hasta
marzo del 2015. Esta clasificación de los sismos se llevó a cabo a partir de la base de
datos de terremotos del Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS) y de los
archivos digitales suministrados por el Servicio Geológico Colombiano en formato
SEISAN. El listado de los sismos se encuentra en los anexos y la distribución se muestra
a continuación.
Figura 6.3. Distribución de los sismos seleccionados para este estudio.
37
6.3. Geología estructural del área de estudio
La región occidental de Suramérica se encuentra dentro del denominado Cinturón de
Fuego del Pacífico; una compleja franja de fosas tectónicas, en donde las mayores placas
de la corteza terrestre interactúan mediante procesos de expansión y colisión, originando
terremotos y erupciones volcánicas.
Por su ubicación en la esquina noroccidental de Suramérica, el territorio colombiano ha
estado sometido desde el pasado geológico a grandes esfuerzos dirigidos en diferentes
direcciones por el efecto de la convergencia de tres placas tectónicas: la placa oceánica
del Caribe al norte, la placa oceánica de Nazca al oeste y la placa continental
Sudamericana localizada al este de la anterior.
La placa Nazca subduce bajo la placa Sudamericana a lo largo de la Costa Pacífica
colombiana, teniendo asociado a este movimiento sismos de considerable magnitud que
han generado efectos devastadores a lo largo de la historia. Se ha estimado que la
velocidad del desplazamiento de esta placa es de aproximadamente 6.5 cm/año en
dirección este.
Se ha establecido que la placa Caribe tiene un movimiento en dirección sureste, el cual
crea una zona de compresión entre esta placa y la placa Sudamericana. A pesar de que se
tienen registros de la existencia de eventos asociados a esta interacción, la frecuencia y
la magnitud de estos eventos son relativamente bajas. La velocidad de movimiento de
esta placa ha sido estimada alrededor de 1.9 cm/año. Mientras que la placa Sudamericana
se mueve en dirección oriente-occidente a una velocidad promedio de 1.5 cm/año
(ASOCIACIÓN COLOMBIANA DE INGENIERÍA SÍSMICA, 2009).
38
Figura 6.4. Mapa de ubicación placas tectónicas América del sur 11
Esta dinámica entre estas tres placas en el periodo cenozoico que dio lugar a la cordillera
de los Andes, origino la geoforma y topografía de nuestro relieve, con movimientos de
tipo convergente han formado una tectónica compresiva caracterizada por grandes fallas,
los movimientos de estas fallas son causantes de la actividad sísmica en Colombia y están
relacionadas con la formación de montañas que superan los 5.000 metros de altura, como
los nevados del Huila (5750 m), Tolima (5215 m), Santa Isabel (5100 m), Ruiz (5400 m)
, Sierra Nevada del Cocuy (5493 m) y el Pico Cristóbal Colón en la Sierra Nevada de
Santa Marta (5775 m), el más alto de Colombia (ROSALES, 2012).
11 Imagen tomada de: http://jcdonceld.blogspot.com.co/2010/11/placas-tectonicas.html
39
Como consecuencia del choque de placas emergió la Cordillera Central primera cadena
montañosa que se elevó en Colombia. Su formación creó una cuenca interna construida
por un mar interno con variada fauna mariana que incluyo reptiles marinos gigantescos.
Cuando esta cuenca se rellenó con sedimentos y por un proceso posterior de empujes
desde la zona de subducción contra el cratón, estos sedimentos emergieron y formaron la
Cordillera Oriental, que es la última en aparecer en la historia de las cordilleras de nuestro
territorio. Primero emergió la Cordillera Central después la Occidental como
consecuencia de un salto de la zona de subducción y posteriormente emerge la Cordillera
Oriental donde los restos de reptiles gigantes quedaron fosilizados y por ello es común
encontrarlos en zonas con Villa de Leyva y en los altiplanos de esta cordillera (NAVAS,
2003).
El choque entre las placas de Nazca y Sudamericana libera energía, que se irradia a lo
largo de un sistema de fallas intracontinentales, las cuales son causantes, junto con el
choque entre placas tectónicas, de los sismos que se presentan en Colombia (ROSALES,
2012).
Dentro del grupo de las principales fallas en Colombia que afecta la región andina y
occidental se encuentran:
Falla de Romeral: es la estructura tectónica de mayor importancia en el país porque lo
atraviesa en su totalidad de norte a sur. Se extiende por más de 800 km, desde el sur de
Nariño (en dirección al Ecuador) hasta el departamento de Córdoba, el sistema separa
rocas de origen oceánico de rocas continentales; esta diferenciación litológica muestra,
una paleo-sutura que se relaciona con un proceso de subducción constituyendo una zona
de debilidad de la corteza terrestre, que afecta las rocas y las fragiliza, causando
fácilmente derrumbes y deslizamientos. Atraviesa los departamentos de Nariño, cauca,
Tolima, Quindío, Risaralda, Caldas, Antioquia, Córdoba, Sucre, Bolívar y Magdalena. El
sistema de fallas de Romeral se compone de tres mega fallas con longitudes de varios
40
centenares de kilómetros. Estas son: San Jerónimo, Silvia - Pijáo y Cauca Almaguer
(ROSALES, 2012) y (MARTINEZ, 2010).
Falla de Murindó-Atrato: Pasa 15 Km. al oriente de Quibdó, con dirección Norte - Sur,
es decir, paralela a la Romeral. Estuvo bajo compresión pero ahora muestra
desplazamiento de rumbo izquierdo. Atrato sale por el golfo de Urabá y entre ella y
Romeral norte encontramos la falla Sabanalarga que en su extremo norte, Montería, da
origen a la falla Bolívar. Atraviesa el Atrato, y afecta los departamentos de valle del
cauca, Chocó y Antioquia (MARTINEZ, 2010).
Falla de Santa Marta - Bucaramanga: tiene una longitud de 600 Km., al norte del
territorio nacional, el aluvión que la cubre expresa topográficamente su actividad
cuaternaria. Según perforaciones ésta falla de dirección sudeste es una falla de rumbo
izquierdo con un desplazamiento de 110 Km., lo que explica la curvatura de la Cordillera
Oriental. Afecta los departamentos de Cundinamarca, Boyacá, Santander, Santander del
Sur, Cesar y Magdalena (MARTINEZ, 2010) y (DUQUE, 2003).
Falla Frontal cordillera Oriental: Recorre los departamentos del Meta, Cundinamarca,
Boyacá y la intendencia del Arauca.
Falla de Palestina: Tiene una longitud de 390 Km., una dirección N15°E y un
desplazamiento inverso sinestral de 27.7 Km. Palestina es muy joven por su fuerte
expresión topográfica. El extremo sur presenta vulcanismo fisural, desde el Ruiz hasta el
Quindío. Atraviesa los departamentos de Caldas, Antioquia y Bolívar (MARTINEZ, 2010).
41
Figura 6.5. Mapa principales fallas de Colombia 12
6.4. Discontinuidad de Mohorovicic
La discontinuidad de Mohorovicic, más conocida simplemente como “Moho”, es la zona
de transición entre la corteza y el manto superior, y una superficie básica para cualquier
estudio geofísico de la corteza terrestre. Se identificó por primera vez en 1909 gracias al
sismólogo y meteorólogo croata Andrija Mohorovicic (1857–1936), por el cual lleva su
nombre. Su descubrimiento fue de gran importancia para futuros estudios y el posterior
descubrimiento del manto, que se encuentra por debajo de la corteza.
12 Imagen tomada de: http://carlos-constructor.blogspot.com.co/2012/06/riesgo-sismico-en-colombia.html
42
El Moho sismológico constituye la superficie de separación entre los materiales menos
densos de la corteza y los materiales más densos del manto. Como consecuencia de ello
las ondas sísmicas sufren al atravesar esta región un cambio abrupto de velocidad.
El Moho se encuentra aproximadamente entre los 5 y 10 km por debajo del fondo
oceánico y entre 30 y 80 km por debajo de los continentes. La profundidad del Moho es
un parámetro importante a la hora de caracterizar la estructura cortical y la evolución
geológica de una determinada región (HERNANDEZ & BETHENCOURT, 2013).
Figura 6.6. Estructura interior de la tierra.13
13 Imagen tomada de: http://www.biomuseopanama.org/sites/default/files/articulos/Afiche_Estructura_Tierra_reduced.pdf
43
7. METODOLOGIA
La metodología utilizada para el procesamiento de datos, la obtención de las curvas de
dispersión y el modelo de velocidades de ondas superficiales, se describe brevemente a
continuación:
La primera fase del procesamiento consistió en la preparación de los datos, seleccionando los
sismogramas a partir de las series de tiempo continuas (datos crudos) obtenidas de cada una
de las estaciones. Las series de tiempo que se utilizaron se escogieron a partir de los eventos
reportados por el Servicio Geológico de los Estados Unidos; y mediante el programa
SEISAN se cargaron y eligieron los sismogramas según las fechas de los eventos, observando
las estaciones que habían registrado el evento, el comportamiento del sismograma y las
estaciones que no habían registrado información en las tres componentes, donde luego se
clasificaron y cortaron para tener sismogramas de una duración máxima de 40 minutos o
menos donde se visualizaran las ondas P, S y las ondas superficiales (Figura 7.1).
(a)
44
(b)
Figura 7.1. (a). Ejemplo de un registro de la RSNC de un evento sísmico ocurrido el 27 de julio de 2014, presente en varias
estaciones. (b). Vista de un sismograma al hacer la extracción de las 3 componentes (Z, N y E) de la estación El Rosal
(ROSC).
Debido a que cada sismo registrado, queda grabado en un archivo en formato binario tipo
SEISAN se cambió el formato de los archivos a SAC para obtener las componentes vertical
(Z), norte – sur (N) y este - oeste (E) de los sismogramas en archivos independientes; luego
de cambiar el formato, cargar y leer los archivos correspondientes a las tres componentes y
al notar que no contaban con toda la información, se ingresó en los encabezados de cada una
de las componentes datos de la localización del evento como latitud, longitud, profundidad,
magnitud y el tiempo de origen; para que en este proceso SAC calculara parámetros
importantes como el azimut (ángulo azimutal desde el evento a la estación), back-azimut
(ángulo azimutal desde la estación al evento) y circle great arc (arco del circulo máximo entre
el evento y la estación, el camino más corto entre los dos puntos); los cuales fueron usados
en la rotación de las componentes horizontales (Figura 7.2).
45
(a)
(b)
Figura 7.2. (a). Sismograma convertido de formato binario SEISAN a formato binario SAC. (b). Encabezado de un archivo
en formato SAC.
46
En la segunda fase del procesamiento y una vez seleccionados los datos se cortaron los
sismogramas de tal manera que se obtuvieran solo las ondas superficiales. A partir de esto y
debido a que cada uno de los sismogramas se compone de la suma de la información de la
fuente, del medio en que se propaga y del instrumento que lo registra, efecto más conocido
como convolución; y con el fin de poder analizar únicamente la información proveniente de
la fuente sísmica, es necesario remover la media, la tendencia lineal, la respuesta instrumental
por medio de la deconvolución y la discontinuidad en los extremos de la señal.
Tanto la reducción de la media como la tendencia lineal son dos procesos utilizados
comúnmente en el tratamiento de señales sísmicas. En algunas ocasiones suele suceder que
la media de un registro sísmico está desplazada de la línea de cero y tiene una pendiente
(Figura 7.3); Como solución lo que se busca es desplazar la línea media del registro al nivel
de cero y corregir la tendencia lineal eliminando del registro cualquier diagonal para que
presente una media horizontal. Asegurando que el resultado final tuviera media igual a cero.
Figura 7.3. Ejemplo de registro sísmico en el que la línea media del registro está fuera de la línea de cero (rmean) y tiene
una pendiente respecto a la horizontal (rtrend), indicada por la línea gris punteada. 14
En el caso de las señales sísmicas, los sismogramas están distorsionados por la respuesta
instrumental de los equipos. Con el fin de obtener información real del lugar donde está
14 Imagen tomada de: http://www.fundaciongarciasineriz.es/images/pdf/xxconvocatoria/xx_a052014_gaite.pdf
47
ubicado el sensor, es necesario eliminar previamente los efectos introducidos por el sistema
instrumental. En este proceso se deconvoluciona el registro sísmico con la respuesta
instrumental mediante la herramienta transfer from evalresp de SAC que permite remover
cualquier respuesta instrumental definida mediante polos y ceros, dentro de una determinada
banda de frecuencias, y así se elimina el efecto del sensor en el registro.
Con el fin de llevar a cero los extremos de cada sismograma y no generar errores al momento
de obtener la inversión, se aplica un taper o filtro en tiempo a cada componente que hace
decaer suavemente a cero las amplitudes en los extremos de los registros (Figura 7.4).
Figura 7.4. Ejemplo del efecto de tapering en una señal temporal.15
Posteriormente se rotaron las componentes horizontales a partir del ángulo back-azimuth (𝜙)
obteniendo de esta forma las ondas transversales o Love. La rotación de las componentes se
desarrolla matemáticamente a partir de una matriz de rotación, partiendo del norte y en el
sentido de las manecillas del reloj descrito a continuación (POVEDA, 2013).
( 7 )
15 Imagen tomada de: http://www.fundaciongarciasineriz.es/images/pdf/xxconvocatoria/xx_a052014_gaite.pdf
48
Figura 7.5. Rotación de las componentes a partir del back-azimuth.16
La tercera fase consistió en la obtención de las curvas de dispersión a través de la técnica de
filtrado múltiple (Dziewonski. 1969) que se realizó analizando el registro del telesismo en
diferentes periodos. Este análisis se efectúa filtrando el paquete de ondas superficiales con
un filtro gaussiano de anchura de banda estrecha para tener información de un único periodo.
Siguiendo este método, se parte de la consideración que el tiempo para el que la envolvente
de la señal sísmica filtrada, dada por (4), alcanza su valor máximo corresponde al tiempo de
llegada del máximo de energía, o tiempo de grupo tg para la frecuencia wn, (o periodo Tn) que
se seleccionó como centro del filtro gaussiano. Donde, la velocidad de grupo se obtiene
dividiendo la distancia epicentral por la diferencia entre el tiempo de grupo y el tiempo de
origen (2) (AMMON, 2001).
Para esta fase las medidas de las velocidades de grupo se realizaron utilizando el programa
PGSWMFA (AMMON, 2001), para el cual se definieron los rangos de los parámetros tanto
para el periodo como las velocidades de grupo, el valor apropiado para el ancho de la ventana
del filtro y el número de periodos a muestrear para ejecutar el filtro y de esta manera obtener
el mapa de las curvas de dispersión. Los datos de estos parámetros son los siguientes: un
intervalo de periodos entre 10 y 150 segundos, un rango de velocidades de grupo entre 1.80
y 5.50 km/s, para la anchura de banda del filtro gaussiano se tomó un valor igual a 20 ya que
16 Imagen tomada de: http://www.bdigital.unal.edu.co/7576/1/194424.2012.pdf
49
este es el valor que mejor resultado da frente a otros valores ensayados y que menos
distorsiona la información (CORCHETE F, 1990) y el número de periodos muestreados fue de
100. Una vez que la información de los parámetros y del listado de los sismogramas a utilizar
es analizada por el programa, la técnica del filtro múltiple (MFT) se aplica a los datos y se
obtiene como resultado el gráfico de las curvas de dispersión.
(a)
(b)
Figura 7.6. Entorno gráfico del programa PGSWMFA. (a). Curva de dispersión original. (b). Curva de dispersión en la
cual se eliminaron puntos de velocidad de grupo que alteraban la forma de la curva de dispersión al compararla con la
teórica.
50
A la izquierda: se observa la representación en el dominio de tiempo (velocidad) y frecuencia
(periodo) de la envolvente del sismograma. Los diamantes rojos son los puntos de velocidad
de grupo medidos automáticamente por el programa y los cuales son editados de acuerdo a
la curva de dispersión teórica que mejor se ajuste. La línea azul es el ajuste por “splines” de
las amplitudes máximas (se ajusta a los valores de la velocidad de grupo); En el centro: se
observa el sismograma filtrado a lo largo del eje de las velocidades de grupo de la gráfica de
la izquierda; Y a la derecha: la gráfica de la amplitud espectral, con medidas de velocidad en
el espectro (diamantes rojos) y las curvas de ruido alto y bajo de Peterson (1993) (GAITE,
2013).
Luego de eliminar los puntos de velocidad de grupo, se aplicó un filtro de mode-isolation o
match-filtered limpiando las curvas de dispersión con el fin de aislar el modo fundamental y
asegurar que no esté contaminado por otros modos más altos. El filtro se construye a partir
de las velocidades de grupo obtenidas y se aplica al sismograma. El resultado de este proceso
es un conjunto de amplitudes espectrales suaves y estables, menos contaminadas por otros
modos superiores y llegadas de múltiples caminos (AMMON, 2001).
(a)
51
(b)
Figura 7.7. (a). Curva de dispersión luego de aplicar el filtro mode-isolation logrando limpiar el sismogramas y suavizar el
espectro de amplitud. (b). Sismograma original y con el filtro de mode-isolation.
A continuación se observan ejemplos de curvas de dispersión para algunas estaciones.
(a). Curva de dispersión para onda Rayleigth. Estacion PAL.
(b). Curva de dispersión para onda Love. Estacion PAL.
52
(c). Curva de dispersión para onda Rayleigth. Estacion ROSC.
(d). Curva de dispersión para onda Love. Estacion ROSC.
(e). Curva de dispersión para onda Rayleigth. Estacion RREF.
(f). Curva de dispersión para onda Love. Estacion RREF.
Figura 7.8. Curvas de dispersión calculadas para el evento de 18-05-2012, magnitud 6.3 y profundidad 10 Km en Chile.
(a). Curva de dispersión para onda Rayleigth. Estacion PAL.
(b). Curva de dispersión para onda Love. Estacion PAL.
53
(c). Curva de dispersión para onda Rayleigth. Estacion ROSC.
(d). Curva de dispersión para onda Love. Estacion ROSC.
(e). Curva de dispersión para onda Rayleigth. Estacion RREF.
(f). Curva de dispersión para onda Love. Estacion RREF.
Figura 7.9. Curvas de dispersión calculadas para el evento de 25-03-2012, magnitud 7.1 y profundidad 40.7 Km en Chile.
Una vez generadas las curvas de dispersión para ondas love y rayleigh estas arrojan un
archivo de texto con información propia de la dispersión tales como: periodos, velocidad de
fase, velocidad de grupo, latitud y longitud de la estación y del evento, entre otros; estos datos
se pueden seleccionar desde la ejecución del programa con el fin de obtener solo la
información necesaria para procesos futuros, cuando se realiza la inversión de ondas
superficiales se tiene en cuenta que las velocidades de grupo y fase de estas ondas tienen
relación con la velocidad de ondas P, S y la densidad del medio, esta no es lineal y en general
la velocidades de las ondas superficiales son especialmente sensibles a las velocidades de
ondas S. Para calcular la velocidad de la onda S a partir de las velocidades de ondas
54
superficiales se utiliza el método de inversión que busca el modelo de Vs que mejor se ajusta
a la velocidad de ondas superficiales observadas.
La búsqueda del modelo óptimo consiste en generar velocidades de grupo con diferentes
modelos de Vs que se comparan con las velocidades observadas y se realiza un proceso
iterativo en el que se ajusta los parámetros del modelo para minimizar la diferencia entre
velocidades observadas y calculadas. El modelo que ajusta mejor las velocidades y que
contiene el menor error desde el punto de vista del algoritmo de inversión se elige como el
modelo óptimo.
En esta tesis se utiliza el modelo de inversión que resuelve el problema inverso con el uso de
programas de Herrmann (1987), en este caso la subrutina SURF96, este paquete calcula la
velocidad de grupo de ondas superficiales a partir de un modelo de velocidades inicial en
este trabajo se utiliza el modelo de velocidades continental AK135, este modelo tiene como
datos de entrada la profundidad, las velocidades P y S, la densidad, el factor de atenuación
de ondas P y S, este factor reúne los efectos de absorción anelástica y expresa el decaimiento
de la amplitud de las ondas cuando se propagan. La subrutina calcula los kernels de
sensibilidad de las velocidades de ondas superficiales para diferentes velocidades P y S.
55
8. RESULTADOS
Los modelos de velocidad y densidad finales obtenidos mediante la inversión de ondas
superficiales obtenidas a partir de telesismos, en las estaciones de la RSNC se muestran a
continuación.
Figura 8.1. Modelo inicial, modelo final y curvas de dispersión observadas. Las líneas continuas son las predicciones del
modelo y los símbolos (triángulos negros) representan los datos de la dispersión.
Un total de 229 eventos telesismicos fueron procesados para calcular 458 dispersiones de
curvas de ondas superficiales 229 de ondas Rayleigh y 229 de ondas Love, eventos
recopilados en las estacione de banda ancha de la RSNC. Con estos datos y con el uso del
modelo inicial se obtuvo el modelo de velocidades 1-D para la zona de estudio, este modelo
representa los cambios en la velocidad que presentan cada uno de los eventos al atravesar
capas diferentes de sedimentos. En la figura 7.8 el programa identifica las curvas de
dispersión calculadas.
56
Figura 8.2. Modelo de velocidades obtenido con Surf 96. La línea azul oscuro corresponde al modelo final.
Los kernels de sensibilidad varían de acuerdo al modelo sobre el cual se calculan, pero en
general a periodos largos mayores profundidades, las velocidades de grupo y fase presentan
esta misma generalidad, las velocidades de fase son sensibles a mayores profundidades que
las velocidades de grupo. En el procesamiento de este trabajo se calcularon las velocidades
de grupo reflejando la poca profundidad que tiene la inversión, la figura 8.3 muestra los
kernels de sensibilidad respuesta de las velocidades de grupo ante los cambios en la velocidad
de onda S a diferentes profundidades, en esta figura a su vez se observa la relación de
velocidad s con respecto a la profundidad en la cual podemos identificar las diferentes capas
de sedimentos y principalmente uno de los objetivos de este trabajo la ubicación de Moho;
según los cálculos realizados la discontinuidad se identifica en una profundidad de
aproximadamente 35 km más específicamente a 34.3 km, punto que también puede
identificarse en la figura 8.2 en el cual se ve el modelo final después de 30 iteraciones, este
modelo confirma la ubicación de Moho. La figura 8.3 muestra diferentes modelos de
velocidad para onda P, donde se identifica el Moho según la profundidad que maneja la
RSNC, comparando el resultado de la inversión de este trabajo se ve una diferencia de
57
aproximadamente 2 km, diferencia que se reduciría si la comparación fuese con modelo de
velocidad S.
Figura 8.3. Grafica de diferentes modelos de velocidad para la onda P. el promedio del Moho utilizando actualmente en la
RSNC, se muestra en color rojo.17
En la figura 8.5 se relaciona una parte de los cálculos correspondientes a las iteraciones y
parámetros que describen el grado de ajuste de los datos. El mejor se define como aquel para
el cual los ajustes de las dispersiones son 0.0 y el porcentaje de ajuste de las señales es 100%,
en la figura mencionada se observa el calculó de las iteraciones 27 hasta el modelo final en
este último los valores del ajuste se aproximan a los definidos por el algoritmo de inversión
como son el error estándar que está en 0.3274 y el porcentaje de ajuste de las señales que está
en el 99.18% para un total de 24105 observaciones de dispersión, así identificamos que el
modelo de velocidades que se genera tiene un ajuste apropiado y que la información
resultante no presenta mayor error.
17 Imagen tomada de: Mejoras al modelo de velocidades para la localización de sismos en Colombia, Luis Enrique Franco
y Aníbal Ojeda.pdf
58
Figura 8.4. Kernels de sensibilidad del modelo final obtenido.
.
Figura 8.5. Iteraciones y parámetros que describen el grado de ajuste de los datos.
59
Un resultado importante en este trabajo es la definición del modelo de velocidades, este es
utilizado para la localización de los sismos y en el cálculo de la corteza, este modelo en el
caso colombiano tiene gran relevancia ya que la variedad litográfica y topográfica hacen
variar el límite de Moho, su ubicación aproximada para un modelo determinado permite
calcular capas promedio que representan las condiciones generales del país. Como se explicó
con anterioridad este trabajo determinó que la profundidad para la zona de estudio del moho
esta entre 30 a 40 km específicamente en 34.3 km, de lo anterior se deriva la figura 8.6 en el
cual se identifican las aproximaciones a las capas de las zona de estudio con las velocidades,
en los rangos de profundidad de 11.3 a 43.3 se observa el cambio de velocidad en la rango
de profundidad más grande de aproximadamente 18 km, esta variación en un espacio
continuo tan largo hace referencia al cambio de corteza a manto identificando la topografía
del Moho.
INVERSION FOR S-VEL
Estimated data standard dev.: 1.00072873
RMS Velocity model perturbation : 7.44077610E-03
DEPTH THICKNESS S-VEL SIG DELVL RESL in H DEL (VEL)
0.0000 -0.0000 0.0000 0.939E-02 0.108E+02 0.0000
1.5000 3.0000 2.1362 0.939E-02 0.108E+02 0.0126
4.6500 3.3000 3.0979 0.654E-02 0.867E+01 -0.0038
11.3000 10.0000 3.3139 0.440E-02 0.136E+02 -0.0013
25.3000 18.0000 3.9964 0.516E-02 0.180E+02 -0.0004
43.3000 0.0000 4.1389 0.412E-02 0.388E+01 0.0001
Tabla 8.6. Modelo de velocidades.
60
9. CONCLUSIONES
Debido a la complejidad en el cálculo de las dispersiones, es importante contar con el registro
completo de las componentes de cada evento, en el caso de la RSNC varios de los eventos
aunque mostraban la componente no contenía información, haciendo que se excluyeran estos
sismos y se fuesen reduciendo la cantidad de información y su precisión.
El cálculo de curvas de las dispersiones depende del pre-procesamiento que se le realiza al
archivo de onda superficial, con el fin de obtener ondas sin ruido sísmico, variaciones de
tiempo o error en la línea media del registro y así obtener curvas de dispersión que cumplan
con el concepto teórico de su forma generando así un modelo de velocidades al momento de
la inversión más ajustado. Con la inversión realizada es necesario identificar los diferentes
periodos que presentan las velocidades de grupo con el fin de clasificarlos ya que el resultado
de las dispersiones de cada evento genera información muy robusta y para generar la
inversión es necesario contar con datos más discretos, es así que se generan los mapas de
caminos de periodos, cada mapa representa la densidad de información por periodo y por
tipo de onda Rayleigh o Love para la inversión.
La identificación del Moho en este proyecto y la generación del modelo de velocidades para
la zona de estudio, se pueden comparar con resultados presentes en trabajos como Franco y
Ojeda (2013), o Vargas (2002). En estos la profundidad de Moho como medida generalizada
se encuentra aproximadamente en 32 km. Otro punto de comparación para identificación del
Moho es el estudio de corteza realizado por Poveda (2013) el que se identifica para la zona
de estudio un espesor cortical entre 30 y 40 km, dejando la profundidad de moho calculada
en este trabajo en límites de proyectos de investigación con mayor resolución.
El uso de un solo tipo de dato “ondas superficiales” limita el desarrollo de actividades como
la generación de modelos tridimensionales, para este caso es importante contar con
61
información de otras fuentes como son ondas receptoras o ruido sísmico, con los cuales se
pueden generar correlaciones y obtener mejores resultados.
La limitación en la información debido a las pocas estaciones presentes en el país o de
formato de banda ancha, y sobre todo por el tiempo de recolección y funcionamiento de
dichas estaciones ocasiona una baja resolución en el modelo final, para realizar un modelo
con una mejor resolución sería necesario el uso de métodos tradicionales para la generación
de modelo como son el inversión de ondas receptoras, ya que la mayoría de las estaciones en
Colombia que tienen gran cantidad de datos recolectados son de banda corta.
Es de vital importancia el trabajo con software libre, la complejidad que deriva de su
implementación en procesos de investigación hace que el desarrollo de cada actividad sea
minucioso, la lectura de cada código y su interpretación puede generar horas de trabajo para
la solución de cadenas de procesamiento.
62
A. ANEXOS
a. Lista de eventos
No. TIEMPO LALITUD LONGITUD PROF MAG LUGAR
1 2006-01-04T08:32:32.400Z 28,164 -112,117 14 6.6 Gulf of California
2 2006-01-06T03:39:58.550Z 6,635 -82,337 7.4 6.1 south of Panama
3 2006-01-23T20:50:44.980Z 6,864 -77,793 14 6.2 near the west coast of Colombia
4 2006-04-04T02:30:28.390Z 18,716 -106,992 33.5 6 off the coast of Jalisco, Mexico
5 2006-04-15T23:50:14.720Z -29,772 -72,003 19.8 6 offshore Coquimbo, Chile
6 2006-04-30T19:17:14.980Z -27,017 -71,022 12 6.7 offshore Atacama, Chile
7 2006-04-30T21:40:58.440Z -27,211 -71,056 12 6.5 offshore Atacama, Chile
8 2006-05-21T02:07:36.430Z 1,550 -85,311 10 6 off the coast of Ecuador
9 2006-06-18T18:28:02.100Z 33,028 -39,702 9 6 northern Mid-Atlantic Ridge
10 2006-07-16T11:42:41.410Z -28,715 -72,543 10 6.2 off the coast of Atacama, Chile
11 2006-10-10T08:02:51.950Z -56,101 -122,373 10 6 southern East Pacific Rise
12 2006-10-12T18:05:56.570Z -31,256 -71,368 31 6.4 Coquimbo, Chile
13 2006-10-20T10:48:56.010Z -13,457 -76,677 23 6.7 near the coast of central Peru
14 2006-10-26T22:54:32.320Z -13,371 -76,618 28.1 6 near the coast of central Peru
15 2006-11-19T18:57:33.590Z -4,521 -104,832 10 6.1 central East Pacific Rise
16 2006-11-30T21:20:11.590Z -53,844 -134,359 10 6.2 Pacific-Antarctic Ridge
17 2007-01-20T06:21:04.560Z -55,419 -29,533 10 6.2 South Sandwich Islands region
18 2007-02-04T20:56:59.130Z 19,372 -78,518 10 6.2 Cuba región
19 2007-02-12T10:35:22.750Z 35,804 -10,312 20 6 Azores-Cape St. Vincent Ridge
20 2007-02-24T02:36:23.650Z -7,006 -80,485 23 6.3 off the coast of northern Peru
21 2007-02-28T23:13:15.610Z -55,245 -29,142 10 6.2 South Sandwich Islands region
22 2007-03-08T11:14:31.510Z -58,217 -7,615 10 6.2 east of the South Sandwich Islands
23 2007-03-13T02:59:04.400Z 26,261 -110,537 26.1 6 Gulf of California
24 2007-03-17T22:43:09.620Z 4,551 -78,536 10 6 south of Panama
25 2007-03-18T02:11:05.300Z 4,585 -78,494 7 6.2 south of Panama
26 2007-03-31T12:49:03.710Z -56,083 -123,27 10 6.2 southern East Pacific Rise
27 2007-04-02T02:49:35.900Z -45,382 -73,058 4.9 6.1 Aisen, Chile
28 2007-04-05T03:56:50.480Z 37,306 -24,621 14 6.3 Azores Islands region
29 2007-04-07T07:09:25.370Z 37,306 -24,494 8 6.1 Azores Islands region
30 2007-04-13T05:42:23.030Z 17,302 -100,198 34 6 Guerrero, Mexico
31 2007-04-13T18:24:19.160Z -35,051 -108,836 10 6.1 southern East Pacific Rise
32 2007-04-21T17:53:46.310Z -45,243 -72,648 36.7 6.2 Aisen, Chile
33 2007-05-04T12:06:51.750Z -1,41 -14,921 7 6.2 north of Ascension Island
63
34 2007-05-07T11:15:16.230Z -44,85 -80,453 10 6.1 off the coast of Aisen, Chile
35 2007-06-13T19:29:40.180Z 13,554 -90,618 23 6.7 offshore Guatemala
36 2007-06-24T00:25:18.400Z -55,645 -2,626 10 6.5 southern Mid-Atlantic Ridge
37 2007-07-03T08:26:00.810Z 0,715 -30,272 10 6.3 central Mid-Atlantic Ridge
38 2007-07-31T22:55:31.120Z -0,162 -17,795 11 6.2 north of Ascension Island
39 2007-08-04T14:24:51.680Z -4,797 -105,406 10 6.1 central East Pacific Rise
40 2007-08-15T23:40:57.890Z -13,386 -76,603 39 8 near the coast of central Peru
41 2007-08-16T05:16:56.150Z -14,282 -76,127 23.4 6.4 near the coast of central Peru
42 2007-08-16T11:35:41.790Z -14,286 -76,214 35 6 near the coast of central Peru
43 2007-08-18T02:52:35.400Z -13,805 -76,291 30 6 near the coast of central Peru
44 2007-08-20T22:42:28.530Z 8,037 -39,251 6 6.5 central Mid-Atlantic Ridge
45 2007-09-01T19:14:22.640Z 24,902 -109,689 9 6.1 Gulf of California
46 2007-09-10T01:49:11.780Z 2,966 -77,963 15 6.8 near the west coast of Colombia
47 2007-11-02T22:31:43.880Z -55,466 -128,966 10 6.1 Pacific-Antarctic Ridge
48 2007-11-14T15:40:50.530Z -22,247 -69,89 40 7.7 Antofagasta, Chile
49 2007-11-15T15:03:08.750Z -22,867 -70,407 27 6.3 near the coast of Antofagasta, Chile
50 2007-11-20T17:55:51.530Z -22,917 -70,483 15 6.1 near the coast of Antofagasta, Chile
51 2007-12-13T05:20:21.850Z -23,157 -70,479 15 6 Antofagasta, Chile
52 2007-12-13T07:23:39.890Z -23,202 -70,549 16 6.2 Antofagasta, Chile
53 2007-12-16T08:09:17.930Z -22,954 -70,182 45 6.7 Antofagasta, Chile
54 2008-01-05T11:01:06.110Z 51,254 -130,746 15 6.6 Haida Gwaii Region, Canada
55 2008-01-05T11:44:48.170Z 51,163 -130,542 10 6.4 Haida Gwaii Region, Canada
56 2008-01-10T01:37:19.000Z 43,785 -127,264 13 6.3 off the coast of Oregon
57 2008-02-04T17:01:29.980Z -20,166 -70,037 35 6.3 Tarapaca, Chile
58 2008-02-08T09:38:14.100Z 10,671 -41,899 9 6.9 northern Mid-Atlantic Ridge
59 2008-02-21T14:16:02.710Z 41,153 -114,867 6.7 6 Nevada
60 2008-02-23T15:57:20.490Z -57,335 -23,433 14 6.8 South Sandwich Islands region
61 2008-04-15T03:03:04.660Z 13,564 -90,599 33 6.1 offshore Guatemala
62 2008-04-24T12:14:49.920Z -1,182 -23,471 10 6.5 central Mid-Atlantic Ridge
63 2008-04-28T15:57:55.280Z -58,739 -24,714 35 6.1 South Sandwich Islands region
64 2008-08-28T15:22:23.200Z -0,252 -17,358 12 6.3 north of Ascension Island
65 2008-09-18T01:41:03.010Z -4,554 -105,999 11 6 central East Pacific Rise
66 2008-09-24T02:33:05.560Z 17,612 -105,497 12 6.4 off the coast of Colima, Mexico
67 2008-10-11T10:40:14.060Z 19,161 -64,833 23 6.1 Virgin Islands region
68 2008-10-16T19:41:25.720Z 14,423 -92,364 24 6.7 offshore Chiapas, Mexico
69 2008-10-30T15:15:41.140Z -9,02 -108,246 10 6.1 central East Pacific Rise
70 2008-11-19T06:11:20.790Z 8,267 -82,967 32 6.3 Panama-Costa Rica border region
71 2008-11-22T18:49:42.380Z -1,23 -13,933 10 6.3 north of Ascension Island
72 2008-12-18T21:19:28.380Z -32,458 -71,726 18 6.2 offshore Valparaiso, Chile
73 2009-01-08T19:21:35.610Z 10,165 -84,197 14 6.1 Costa Rica
64
74 2009-03-12T23:23:34.820Z 5,686 -82,767 9 6.3 south of Panama
75 2009-04-17T02:08:08.710Z -19,584 -70,483 25 6.1 near the coast of Tarapaca, Chile
76 2009-05-10T01:16:06.960Z 1,393 -85,169 6 6.1 off the coast of Ecuador
77 2009-05-28T08:24:46.560Z 16,731 -86,217 19 7.3 offshore Honduras
78 2009-06-06T20:33:28.830Z 23,864 -46,105 14 6 northern Mid-Atlantic Ridge
79 2009-08-03T17:59:56.170Z 29,039 -112,903 10 6.9 Sonora, Mexico
80 2009-09-12T20:06:25.470Z 10,709 -67,927 14 6.4 offshore Carabobo, Venezuela
81 2009-09-17T23:21:38.520Z -29,144 -112,267 10 6.2 Easter Island región
82 2009-10-15T17:48:21.890Z 3,272 -103,823 10 6 Galapagos Triple Junction region
83 2009-10-27T00:04:46.230Z -59,955 -65,163 10 6 Drake Passage
84 2009-11-13T03:05:57.220Z -19,394 -70,321 27 6.5 near the coast of Tarapaca, Chile
85 2009-11-17T15:30:47.440Z 52,123 -131,395 17 6.6 Haida Gwaii, Canada
86 2009-12-03T06:12:32.490Z -56,476 -122,321 10 6 southern East Pacific Rise
87 2009-12-09T16:00:43.330Z -0,642 -21,072 10 6.4 central Mid-Atlantic Ridge
88 2010-01-05T04:55:39.410Z -58,173 -14,695 13 6.8 east of the South Sandwich Islands
89 2010-01-12T21:53:10.060Z 18,443 -72,571 13 7 Haiti región
90 2010-01-17T12:00:01.080Z -57,664 -65,879 5 6.3 Drake Passage
91 2010-02-27T06:34:11.530Z -36,122 -72,898 22.9 8.8 offshore Bio-Bio, Chile
92 2010-02-27T15:45:37.000Z -24,872 -65,602 10 6.3 Salta, Argentina
93 2010-02-27T17:24:30.590Z -36,354 -73,208 19 6.1 offshore Bio-Bio, Chile
94 2010-02-27T19:00:06.860Z -33,422 -71,828 31.1 6.2 offshore Valparaiso, Chile
95 2010-02-27T23:12:34.910Z -34,7 -71,827 35 6 Libertador General Bernardo O'Higgins, Chile
96 2010-03-03T17:44:25.040Z -36,61 -73,36 20 6.1 offshore Bio-Bio, Chile
97 2010-03-05T09:19:36.380Z -36,631 -73,223 29.9 6.1 offshore Bio-Bio, Chile
98 2010-03-07T07:05:24.640Z -16,236 -115,296 18 6.3 southern East Pacific Rise
99 2010-03-11T14:39:43.950Z -34,29 -71,891 11 6.9 Libertador General Bernardo O'Higgins, Chile
100 2010-03-15T11:08:28.960Z -35,802 -73,158 14 6.2 offshore Maule, Chile
101 2010-03-16T02:21:57.940Z -36,217 -73,257 18 6.7 offshore Bio-Bio, Chile
102 2010-03-26T14:52:07.230Z -27,953 -70,821 42 6.3 Atacama, Chile
103 2010-03-28T21:38:28.000Z -35,387 -73,385 29.9 6 offshore Maule, Chile
104 2010-04-02T22:58:07.560Z -36,227 -72,878 24 6 offshore Bio-Bio, Chile
105 2010-04-04T22:40:43.100Z 32,297 -115,278 4 7.2 Baja California, Mexico
106 2010-04-23T10:03:06.180Z -37,529 -72,969 32 6 Bio-Bio, Chile
107 2010-05-03T23:09:44.790Z -38,072 -73,454 19 6.3 Bio-Bio, Chile
108 2010-05-06T02:42:47.940Z -18,058 -70,547 37 6.2 near the coast of Tarapaca, Chile
109 2010-05-25T10:09:05.780Z 35,336 -35,924 10 6.3 northern Mid-Atlantic Ridge
110 2010-06-01T03:26:15.760Z 9,331 -84,206 18 6 Costa Rica
111 2010-06-30T07:22:27.690Z 16,396 -97,782 20 6.3 Oaxaca, Mexico
112 2010-07-14T08:32:21.490Z -38,067 -73,31 22 6.6 Bio-Bio, Chile
113 2010-08-24T02:11:59.090Z 18,795 -107,193 10 6.2 off the coast of Jalisco, Mexico
65
114 2010-09-09T07:28:01.720Z -37,034 -73,412 16 6.2 offshore Bio-Bio, Chile
115 2010-10-21T17:53:13.570Z 24,696 -109,156 13 6.7 Gulf of California
116 2010-11-21T04:36:31.440Z -54,967 -131,479 10 6 Pacific-Antarctic Ridge
117 2010-12-08T05:24:35.260Z -56,412 -25,741 29.4 6.3 South Sandwich Islands region
118 2011-01-02T20:20:17.780Z -38,355 -73,326 24 7.2 Araucania, Chile
119 2011-02-11T20:05:30.910Z -36,422 -72,96 26 6.9 offshore Bio-Bio, Chile
120 2011-02-12T01:17:01.410Z -37,027 -72,954 16 6.1 Bio-Bio, Chile
121 2011-02-13T10:35:06.740Z -36,649 -73,176 17 6 offshore Bio-Bio, Chile
122 2011-02-14T03:40:09.920Z -35,38 -72,834 21 6.7 offshore Maule, Chile
123 2011-03-01T00:53:46.340Z -29,701 -111,981 10 6 Easter Island región
124 2011-05-15T13:08:13.060Z 0,569 -25,647 10 6.1 central Mid-Atlantic Ridge
125 2011-06-01T12:55:22.380Z -37,578 -73,691 21 6.3 offshore Bio-Bio, Chile
126 2011-07-16T00:26:12.640Z -33,819 -71,832 20 6 offshore Valparaiso, Chile
127 2011-07-26T17:44:20.380Z 25,101 -109,525 12 6 Gulf of California
128 2011-08-10T23:45:43.040Z -7,04 -12,618 10 6 Ascension Island region
129 2011-09-09T19:41:34.150Z 49,535 -126,893 22 6.4 Vancouver Island, Canada region
130 2011-10-28T18:54:34.040Z -14,438 -75,966 24 6.9 near the coast of central Peru
131 2011-11-01T12:32:00.430Z 19,831 -109,205 10 6.3 Revilla Gigedo Islands region
132 2011-11-02T14:59:27.940Z -55,294 -128,843 10 6.1 Pacific-Antarctic Ridge
133 2011-11-11T10:41:37.480Z -55,981 -124,439 10 6 southern East Pacific Rise
134 2011-11-17T01:57:05.730Z -1,702 -81,546 26.6 6 off the coast of Ecuador
135 2011-12-07T22:23:09.730Z -27,899 -70,918 20 6.1 Atacama, Chile
136 2012-01-21T18:47:11.560Z 14,873 -93,005 45 6.2 offshore Chiapas, Mexico
137 2012-01-22T05:53:42.080Z -56,759 -25,147 13 6 South Sandwich Islands region
138 2012-01-23T16:04:52.980Z -36,409 -73,03 20 6.1 offshore Bio-Bio, Chile
139 2012-01-30T05:11:00.950Z -14,168 -75,635 43 6.4 near the coast of central Peru
140 2012-03-20T18:02:47.440Z 16,493 -98,231 20 7.4 Oaxaca, Mexico
141 2012-03-25T22:37:06.000Z -35,2 -72,217 40.7 7.1 Maule, Chile
142 2012-03-26T18:12:52.850Z 10,071 -104,16 10 6 northern East Pacific Rise
143 2012-04-02T17:36:42.060Z 16,395 -98,316 9 6 Oaxaca, Mexico
144 2012-04-11T22:41:46.040Z 43,584 -127,638 8 6 off the coast of Oregon
145 2012-04-14T10:56:19.380Z -57,679 -65,308 15 6.2 Drake Passage
146 2012-04-17T03:50:15.610Z -32,625 -71,365 29 6.7 Valparaiso, Chile
147 2012-05-01T22:43:33.340Z 14,376 -92,897 14 6 offshore Chiapas, Mexico
148 2012-05-18T02:00:39.490Z -44,806 -80,159 10 6.3 off the coast of Aisen, Chile
149 2012-06-04T00:45:15.290Z 5,305 -82,629 7 6.3 south of Panama
150 2012-06-07T04:05:04.520Z -36,074 -70,57 8 6 Maule, Chile
151 2012-08-27T04:37:19.430Z 12,139 -88,59 28 7.3 off the coast of El Salvador
152 2012-10-24T00:45:32.990Z 10,086 -85,298 17 6.5 Costa Rica
153 2012-10-28T03:04:08.820Z 52,788 -132,101 14 7.8 Haida Gwaii, Canada
66
154 2012-10-30T02:49:02.270Z 52,365 -131,902 9 6.2 Haida Gwaii, Canada
155 2012-11-07T16:35:46.930Z 13,988 -91,895 24 7.4 offshore Guatemala
156 2012-11-08T02:01:50.630Z 49,231 -128,477 13.7 6.1 Vancouver Island, Canada region
157 2012-11-11T22:14:59.240Z 14,129 -92,164 20 6.5 offshore Guatemala
158 2012-11-13T04:31:26.760Z -45,761 -77,053 9 6.1 off the coast of Aisen, Chile
159 2012-12-14T10:36:01.590Z 31,095 -119,66 13 6.3 off the west coast of Baja California
160 2013-01-05T08:58:19.330Z 55,393 -134,652 10 7.5 Southeastern Alaska
161 2013-01-30T20:15:43.340Z -28,094 -70,653 45 6.8 56km NNE of Vallenar, Chile
162 2013-04-22T01:16:32.840Z 18,081 -102,182 30 6 20km NNW of La Union, Mexico
163 2013-04-30T06:25:23.160Z 37,592 -24,913 10 5.9 29km ESE of Furnas, Portugal
164 2013-05-20T09:49:04.470Z -44,866 -80,746 10 6.4 Off the coast of Aisen, Chile
165 2013-06-15T17:34:27.810Z 11,763 -86,926 30 6.5 46km W of Masachapa, Nicaragua
166 2013-06-24T22:04:13.480Z 10,701 -42,594 10 6.6 Northern Mid-Atlantic Ridge
167 2013-07-17T02:37:43.180Z -15,657 -71,740 7 6 18km W of Chivay, Peru
168 2013-07-26T21:32:59.990Z -57,915 -23,841 13 6.3 199km NE of Bristol Island, South Sandwich Islands
169 2013-08-12T09:49:32.360Z -5,396 -81,927 10 6.2 96km WSW of Paita, Peru
170 2013-08-13T15:43:15.200Z 5,773 -78,200 12 6.7 101km WSW of Mutis, Colombia
171 2013-08-21T12:38:29.700Z 16,878 -99,498 21 6.2 18km WNW of San Marcos, Mexico
172 2013-09-03T20:19:06.340Z 51,244 -130,397 2.7 6.1 187km WSW of Bella Bella, Canada
173 2013-09-04T00:23:11.290Z 51,183 -130,225 9.9 6 182km SW of Bella Bella, Canada
174 2013-09-05T04:01:36.360Z 15,184 -45,232 10 6 Northern Mid-Atlantic Ridge
175 2013-09-05T12:29:15.330Z 10,599 -86,100 19 5.9 50km W of Sardinal, Costa Rica
176 2013-09-11T12:44:13.210Z -4,547 -104,578 10.5 6.1 Central East Pacific Rise
177 2013-09-25T06:51:24.570Z -49,959 -113,744 10 6.1 Southern East Pacific Rise
178 2013-09-25T16:42:43.170Z -15,838 -74,511 40 7.1 46km SSE of Acari, Peru
179 2013-10-06T21:33:19.800Z -36,727 -97,476 10.3 6.2 West Chile Rise
180 2013-10-19T17:54:54.700Z 26,091 -110,321 9.4 6.6 99km SW of Etchoropo, Mexico
181 2013-10-24T19:25:10.930Z -58,153 -12,796 22.9 6.7 East of the South Sandwich Islands
182 2013-10-30T02:51:47.000Z -35,314 -73,395 41.5 6.2 88km W of Constitucion, Chile
183 2013-10-31T23:03:59.720Z -30,292 -71,522 27 6.6 41km SSW of Coquimbo, Chile
184 2013-11-02T15:52:46.110Z -23,636 -112,596 10 6 Easter Island región
185 2013-11-25T06:27:33.300Z -53,945 -55,003 11.8 7 Falkland Islands region
186 2013-11-25T07:21:18.420Z -53,871 -53,911 14.8 6 South Atlantic Ocean
187 2014-01-13T04:01:03.240Z 19,043 -66,810 20 6.4 61km N of Hatillo, Puerto Rico
188 2014-02-18T09:27:13.120Z 14,668 -58,927 14.8 6.5 172km NNE of Bathsheba, Barbados
189 2014-03-10T05:18:13.400Z 40,829 -125,134 16.6 6.8 78km WNW of Ferndale, California
190 2014-03-15T08:59:21.860Z -14,085 -76,311 20 6.1 24km S of Paracas, Peru
191 2014-03-15T23:51:32.970Z -5,574 -80,971 29 6.3 16km W of Sechura, Peru
192 2014-03-16T21:16:29.600Z -19,981 -70,702 20 6.7 64km WNW of Iquique, Chile
193 2014-03-17T05:11:34.860Z -20,017 -70,884 21 6.4 80km WNW of Iquique, Chile
67
194 2014-03-22T12:59:59.150Z -19,762 -70,874 20 6.2 91km WNW of Iquique, Chile
195 2014-03-23T18:20:01.930Z -19,690 -70,854 21 6.3 94km NW of Iquique, Chile
196 2014-04-01T23:46:47.260Z -19,610 -70,769 25 8.2 94km NW of Iquique, Chile
197 2014-04-02T16:13:26.720Z 7,940 -82,340 25 6 48km SSE of Pedregal, Panama
198 2014-04-03T01:58:30.530Z -20,311 -70,576 24.1 6.5 46km WSW of Iquique, Chile
199 2014-04-03T02:43:13.110Z -20,571 -70,493 22.4 7.7 53km SW of Iquique, Chile
200 2014-04-03T05:26:15.700Z -20,797 -70,587 25 6.4 78km SW of Iquique, Chile
201 2014-04-04T01:37:50.570Z -20,643 -70,654 13.7 6.3 70km SW of Iquique, Chile
202 2014-04-10T23:27:45.600Z 12,403 -86,378 13 6.1 16km SW of Valle San Francisco, Nicaragua
203 2014-04-11T00:01:45.210Z -20,659 -70,647 13.8 6.2 72km SW of Iquique, Chile
204 2014-04-18T14:27:24.920Z 17,397 -100,972 24 7.2 33km ESE of Petatlan, Mexico
205 2014-04-24T03:10:10.150Z 49,639 -127,732 10 6.5 120km S of Port Hardy, Canada
206 2014-05-06T20:52:28.320Z -36,170 -97,054 16.8 6.3 West Chile Rise
207 2014-05-08T17:00:14.810Z 17,235 -100,746 17.1 6.4 6km WSW of Tecpan de Galeana, Mexico
208 2014-05-10T07:36:01.220Z 17,219 -100,812 23 6 14km WSW of Tecpan de Galeana, Mexico
209 2014-05-12T18:38:36.700Z -49,940 -114,799 10.5 6.5 Southern East Pacific Rise
210 2014-05-13T06:35:24.240Z 7,210 -82,305 10 6.5 110km SE of Punta de Burica, Panama
211 2014-05-31T11:53:46.470Z 18,788 -107,469 5 6.2 265km WSW of Tomatlan, Mexico
212 2014-06-05T17:22:05.410Z -29,150 -112,483 10 5.9 Easter Island región
213 2014-06-29T07:52:55.170Z -55,470 -28,367 8 6.9 154km NNW of Visokoi Island,
214 2014-07-17T11:49:33.000Z 60,349 -140,333 10 6 90km NNW of Yakutat, Alaska
215 2014-07-25T10:54:49.720Z 58,306 -136,960 10 6.1 72km W of Gustavus, Alaska
216 2014-07-27T01:28:37.440Z 23,724 -45,581 10 6 Northern Mid-Atlantic Ridge
217 2014-08-23T22:32:23.320Z -32,695 -71,442 32 6.4 23km WNW of Hacienda La Calera, Chile
218 2014-08-24T10:20:44.060Z 38,215 -122,312 11.3 6 6km NW of American Canyon, California
219 2014-09-03T20:33:59.310Z -26,642 -114,739 10 5.9 Easter Island región
220 2014-09-06T06:53:11.760Z -26,648 -114,500 7 6.1 Easter Island región
221 2014-09-06T07:48:33.650Z -26,765 -114,472 10 5.9 Easter Island región
222 2014-10-08T02:40:53.110Z 23,844 -108,331 10 6.1 111km WSW of El Dorado, Mexico
223 2014-10-09T02:14:31.440Z -32,108 -110,811 16.5 7 Southern East Pacific Rise
224 2014-10-09T02:32:05.140Z -32,095 -110,865 10 6.6 Southern East Pacific Rise
225 2014-11-01T10:59:54.610Z -31,852 -111,244 10 6 Easter Island región
226 2014-12-06T17:21:49.020Z 7,982 -82,734 15 6 15km ESE of Punta de Burica, Panama
227 2014-12-07T21:16:35.740Z 13,672 -91,473 32 6.1 61km SSW of Nueva Concepcion, Guatemala
228 2014-12-08T08:54:52.520Z 7,940 -82,686 20 6.6 22km ESE of Punta de Burica, Panama
229 2015-03-18T18:27:29.500Z -36,117 -73,522 13 6.2 75km NNW of Talcahuano, Chile
68
b. Mapa de caminos ondas Rayleigh
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
69
(g)
(h)
(i)
(j)
Figura A.1. Mapa de caminos de ondas Rayleigh a diferentes periodos. (a) 15 s; (b) 20 s; (c) 30s; (d) 40 s; (e) 50 s; (f) 60
s; (g) 70 s; (h) 80 s; (i) 90 s; y (j) 100 s.
70
c. Mapa de caminos ondas Love
(a)
(b)
(c)
(d)
(e)
(f)
71
(g)
(h)
(i)
(j)
Figura A.2. Mapa de caminos de ondas Love a diferentes periodos. (a) 15 s; (b) 20 s; (c) 30s; (d) 40 s; (e) 50 s; (f) 60 s;
(g) 70 s; (h) 80 s; (i) 90 s; y (j) 100 s.
d. Instalacion de programas
Instalación de SAC
El software SAC (Seismic Analysis Code) se encuentra disponible en la página de IRIS
(Incorporated Research Institutions for Seismology), para descargarlo se requiere completar
un formulario a traves de la pagina web http://ds.iris.edu/ds/nodes/dmc/forms/sac/, y en el
transcurso de unos dias por medio de un correo envian el software segun el sistema operativo
que se haya solicitado.
72
a. Al tener el archivo sac-101.6a-linux_x86_64.tar.gz copiar el archivo en la carpeta
segun la eleccion de destino (Ej. /home/{user}/Documentos/Software), abrir y
escribir en la terminal:
ubuntu@ubuntu:~$ cd /home/{user}/Documentos/Software
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software$ gunzip sac-101.6a-linux_x86_64.tar.gz
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software$ tar xvf sac-101.6a-linux_x86_64.tar
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software$ cd
{user} = nombre del usuario
b. Asignar permisos de usuario
ubuntu@ubuntu:~$ sudo chmod 775 -Rvf /home/{user}/Documentos/Software/sac
c. Modificar el archivo .bashrc ejecutando las siguientes líneas de comandos en la
terminal
ubuntu@ubuntu:~$ echo "export
PATH=$PATH:~/Documentos/Software/sac/bin">>~/.bashrc
ubuntu@ubuntu:~$ echo "export
SACAUX=~/Documentos/SoftwareT/sac/aux">>~/.bashrc
ubuntu@ubuntu:~$ echo "export
SAC_PPK_LARGE_CROSSHAIRS=1">>~/.bashrc
d. Verificar que las modificaciones en el archivo .bashrc se hayan realizado escribiendo
en la terminal
ubuntu@ubuntu:~$ gedit .bashrc &
e. Al final del documento los mensajes que deben aparecer son:
exportPATH=/usr/local/sbin:/usr/local/bin:/usr/sbin:/usr/bin:/sbin:/bin:/usr/games:/u
sr/local/games:/home/{user}/Documentos/Software/sac/bin:~/Documentos/Softwar
e/sac/bin
export SACAUX=~/Documentos/Software/sac/aux
export SAC_PPK_LARGE_CROSSHAIRS=1
f. Salir de la terminal
73
ubuntu@ubuntu:~$ exit
g. Abrir una nueva terminal y ejecutar el comando sac para verificar que el programa
quedo instalado
ubuntu@ubuntu:~$ sac
SEISMIC ANALYSIS CODE [11/11/2013 (Versión 101.6a)]
Copyright 1995 Regents of the University of California
SAC>
Instalación de SEISAN
El software SEISAN (The Earthquake Analysis Software) se encuentra disponible en la
página de SEISAN - EARTHQUAKE ANALYSIS SOFTWARE a través del link
ftp://ftp.geo.uib.no/pub/seismo/SOFTWARE/SEISAN/, allí escogen el link de descarga
dependiendo del sistema operativo del equipo.
a. Para crear la carpeta donde se va a instalar el software abrir y escribir en la terminal:
ubuntu@ubuntu:~$ mkdir seismo
Con este comando se crea la carpeta seismo en la siguiente ubicación (Ej.
/home/{user}/seismo) y ahí se copia el archivo seisan_v10.3_linux_64.tar.gz.
b. Descomprimir el archivo en la carpeta seismo ejecutando los siguientes comandos:
ubuntu@ubuntu:~$ cd /home/{user}/seismo
ubuntu@ubuntu:~/seismo$ gunzip seisan_v10.3_linux_64.tar.gz
ubuntu@ubuntu:~/seismo$ tar xvf seisan_v10.3_linux_64.tar
{user} = nombre del usuario
c. Agregar los siguientes compiladores y librerías:
ubuntu@ubuntu:~/seismo$ sudo apt-get install gcc
ubuntu@ubuntu:~/seismo$ sudo apt-get install gfortran
ubuntu@ubuntu:~/seismo$ sudo apt-get install libarpack2-dbg
ubuntu@ubuntu:~/seismo$ sudo apt-get install libncurses5-dev
ubuntu@ubuntu:~/seismo$ sudo apt-get install icedtea-7-plugin openjdk-7-jre
ubuntu@ubuntu:~/seismo$ sudo apt-get install libx11-dev
74
d. Ingresar a la carpeta COM (Ej. /home/{user}/seismo/COM), abrir el archivo
SEISAN. bash y modificar la dirección de ubicación de la carpeta seismo
export SEISAN_TOP="Directorio de la carpeta Seisan"
(Ej. export SEISAN_TOP="/home/{user}/seismo")
e. Asignar permisos de propietario para los usuarios que van a trabajar con seisan
ubuntu@ubuntu:~$ sudo chown {user}:root /home/{user}/seismo
ubuntu@ubuntu:~$ chmod 775 -Rvf /home/{user}/seismo
f. Descargar la librería libmseed en el link
https://seiscode.iris.washington.edu/projects/libmseed/files, descomprimir y moverla
al directorio LIB (Ej. /home/{user}/seismo/LIB).
g. Dentro del directorio LIB se encuentra el archivo “Makefile” abrir y modificar el
documento en la línea 58 agregando
SEISARCH = gfortran
h. Ya modificado el archivo abrir la terminal y ubicarse en el directorio libmseed, al
ejecutar el comando make all se va a hacer una compilación y cuando termine ejecutar
los otros comandos.
ubuntu@ubuntu:~$ cd /home/dianaboada/seismo/LIB/libmseed
ubuntu@ubuntu:~/seismo/LIB/libmseed$ make all
ubuntu@ubuntu:~/seismo/LIB/libmseed$ make clean
ubuntu@ubuntu:~/seismo/LIB/libmseed$ make shared
i. Salir del directorio libmseed y ubicarse en el directorio LIB y ejecutar el comando
make all y al igual que en el paso anterior se va a hacer la compilación.
ubuntu@ubuntu:~/seismo/LIB/libmseed$ cd ..
ubuntu@ubuntu:~/seismo/LIB$ make all
j. Terminada la compilación del paso anterior ir al directorio PRO y ahí se encuentra el
archivo “Makefile” abrir y modificar el documento en la línea 83 agregando:
SEISARCH = gfortran
75
k. Nuevamente en la terminal ir al directorio PRO y ejecutar el comando make all y al
igual que en el paso anterior se va a hacer la compilación.
ubuntu@ubuntu:~/seismo/LIB$ cd ..
ubuntu@ubuntu:~/seismo$ cd PRO
ubuntu@ubuntu:~/seismo/PRO$ make all
l. Por ultimo correr el programa ejecutando el archivo SEISAN.bash que se encuentra
en el directorio COM
ubuntu@ubuntu:~/seismo/PRO$ cd ..
ubuntu@ubuntu:~/seismo$ cd COM
ubuntu@ubuntu:~/seismo/COM$ source SEISAN.bash
m. Una vez ejecutado source SEISAN.bash ingresar 'wo' y este nos ubica en el directorio
WOR del programa que es el lugar de trabajo para los diferentes usuarios.
ubuntu@ubuntu:~/seismo/COM$ wo
ubuntu@ubuntu:~/seismo/WOR$
n. Como ejemplo de prueba ingresar en la terminal el siguiente comando que permite
ver información de los eventos.
ubuntu@ubuntu:~/seismo/WOR$ eev 199606
1996 6 Reading events from base TEST_ 2
# 1 3 Jun 1996 19:55 20 D 45.736 154.919 1.0 2.2 5.6bPDE 15 ?
# 2 25 Jun 1996 03:37 31 L 61.689 3.259 15.0 N 3.0 3.3LTES 35 ?
# 1 3 Jun 1996 19:55 20 D 45.736 154.919 1.0 2.2 5.6bPDE 15 ?
# 2 25 Jun 1996 03:37 31 L 61.689 3.259 15.0 N 3.0 3.3LTES 35 ?
Instalación de programas de sismologia de R. B. Hermann
El paquete de programas en Sismología creados por R. B. Hermann se encuentra disponible
en la página de EARTHQUAKE CENTER – SAINT LOUIS UNIVERSITY a través del link
http://www.eas.slu.edu/eqc/eqccps.html, escogen el link de descarga NP330.May-24-
2014.tgz.
76
a. Al tener el archivo NP330.May-24-2014.tgz copiar el archivo en la carpeta segun la
eleccion de destino (Ej. /home/{user}/Documentos/Software), abrir y escribir en la
terminal:
ubuntu@ubuntu:~$ cd /home/{user}/Documentos/Software
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software$ tar xvf NP330.May-24-2014.tgz
{user} = nombre del usuario
b. Ingresar a la carpeta PROGRAMS.330 (Ej.
/home/{user}/Documentos/PROGRAMS.330), y ejecutar el comando ./Setup para
verificar el listado de sistemas operativos en los que se puede instalar.
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software$ cd PROGRAMS.330
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software/PROGRAMS.330$ ./Setup
Checking for existence of bin and lib directories
Creating Directory bin
Creating Directory lib
Usage: Setup SOL WIN32 SOL-EGCS LINUX LINUX64 CYGWIN OSX
SOL SUN Solaris Compilers
SOL-GNU SUN Solaris with gcc/g77 compilers
CYGWIN CYGWIN 98/NT/2K/XP gcc/g77 Compilers
CYGWIN40 CYGWIN 98/NT/2K/XP gcc/gfortran Compilers
LINUX40 Linux with gcc/gfortran compilers
LINUX6440 Linux 64 bit with gcc/gfortran compilers
OSX40 Apple with gcc/gfortran compilers
OSX40-32 Apple with 32-bit gcc/gfortran compilers
Older systems - not modern - Do not Use!!
LINUX Linux with gcc/g77 compilers
LINUX64 Linux 64 bit with gcc/g77 compilers
OSX Apple with gcc/g77 compilers
Para procesadores de 32 bits se recomienda usar LINUX - LINUX40 o para 64 bits
usar LINUX64 - LINUX6440. Al igual, es necesario primero verificar que tipo de
compiladores se tienen instalados.
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software/PROGRAMS.330$ which gcc g77
gfortran
/usr/bin/gcc
/usr/bin/gfortran
c. En caso que no estén instalados, agregar los siguientes compiladores y verificar la
77
versión:
ubuntu@ubuntu:~/seismo$ sudo apt-get install gcc
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software/PROGRAMS.330$ gcc--version
gcc (Ubuntu 4.8.4-2ubuntu1~14.04.3) 4.8.4
Copyright (C) 2013 Free Software Foundation, Inc.
This is free software; see the source for copying conditions. There is NO
warranty; not even for MERCHANTABILITY or FITNESS FOR A PARTICULAR
PURPOSE.
ubuntu@ubuntu:~/seismo$ sudo apt-get install gfortran
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software/PROGRAMS.330$ gfortran --version
GNU Fortran (Ubuntu 4.8.4-2ubuntu1~14.04.3) 4.8.4
Copyright (C) 2013 Free Software Foundation, Inc.
GNU Fortran comes with NO WARRANTY, to the extent permitted by law.
You may redistribute copies of GNU Fortran
under the terms of the GNU General Public License.
For more information about these matters, see the file named COPYING
d. Luego de verificar el tipo de compiladores e identificar el sistema operativo
procedemos a ejecutar los comandos de instalación que en este caso es para 64 bits.
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software/PROGRAMS.330$ ./Setup LINUX64
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software/PROGRAMS.330$ ./C
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software/PROGRAMS.330$ ./C cal
e. Al finalizar la instalación, salir de la carpeta y modificar el archivo .bashrc ejecutando
las siguientes líneas de comandos en la terminal
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software/PROGRAMS.330$ cd
ubuntu@ubuntu:~$ echo "export
PATH=$PATH:~/Documentos/Software/PROGRAMS.330/bin">>~/.bashrc
f. Verificar que las modificaciones en el archivo .bashrc se hayan realizado escribiendo
en la terminal
ubuntu@ubuntu:~$ gedit .bashrc &
g. Al final del documento los mensajes que deben aparecer son:
78
exportPATH=/usr/local/sbin:/usr/local/bin:/usr/sbin:/usr/bin:/sbin:/bin:/usr/games:
/usr/local/games:/home/{user}/Documentos/SoftwareT/PROGRAMS.330/bin:~/Do
cumentos/SoftwareT/PROGRAMS.330/bin
h. Como ejemplo de prueba ingresar en la terminal el siguiente comando que permite
ver:
ubuntu@ubuntu:~/Documentos/Software/PROGRAMS.330/bin$ surf96
Enter h,dcl,dcr
h = fraction change in period to get group vel
(0.005 is reasonable)
dcl, dcr are phase velocity increment in root
search for Love and Rayl respectively
79
10. BIBLIOGRAFIA
AMMON, C. (2001). Notes on Seismic Surface-Wave Procesing, Part I, Group Velocity
Estimation. Saint Louis University. Obtenido de https://git.psu.edu/cja12/cja_swmfa
ASOCIACIÓN COLOMBIANA DE INGENIERÍA SÍSMICA. (2009). Estudio general de
amenaza sísmica de Colombia 2009. Bogotá D. C. Obtenido de
http://documents.mx/documents/estudio-general-de-amenaza-sismica-de-colombia-
2009lowres.html
BIBLIOTECA DIGITAL DEL ILCE. (s.f.). ONDAS SÍSMICAS. Obtenido de
http://bibliotecadigital.ilce.edu.mx/sites/ciencia/volumen1/ciencia2/34/html/sec_8.ht
ml
COMET MetEd. (s.f.). Capitulo 3. Datos de observacion terrestre. Obtenido de
http://www.meted.ucar.edu/communities/hazwarnsys/twcrg_es/Cap_3.pdf
CORCHETE F, V. (1990). Filtrado e inversion de datos sismicos de periodo largo y
modelado del Area Iberica. Memoria presentada para optar al grado de Doctor em
Ciencias Fisicas por la Universidad de Zaragoza, Zaragoza.
Discontinuidades sismicas. (s.f.). Obtenido de https://sites.google.com/site/azucarilap/tema-
1-el-interior-de-la-tierra/discontinuidades-sismicas
DUQUE, G. (2003). Manual de geología para ingenieros. Obtenido de
http://www.bdigital.unal.edu.co/1572/289/geologiaestructural.pdf
GAITE, B. (2013). Análisis y aplicaciones del ruido sísmico en México, golfo de México y
Caribe: Tomografía de ondas superficiales Rayleigh y Love . Memoria presentada
para optar al Grado de Doctor en Física, Universidad Complutense de Madrid,
Madrid. Obtenido de
http://www.fundaciongarciasineriz.es/images/pdf/xxconvocatoria/xx_a052014_gaite
HERNANDEZ, A., & BETHENCOURT, A. (2013). Determinación de la profundidad de la
discontinuidad de Mohorovicic en la Península Ibérica a partir del problema
80
isostático inverso de Vening Meinesz. Comparación con el método sísmico. Obtenido
de http://www.igme.es/Boletin/2013/124_4/4_ARTICULO%203.pdf
INSTITUT GEOLOGIC DE CATALUNYA. (2011). Sísmica Activa. Obtenido de
http://www.igc.cat/web/es/geofisica_tec_sismicaactiva.html
LINARES, G. (2005). Introducción y aplicación del método de sísmica de microtremores en
áreas urbanas. Tesis para optar al título de Ingeniero Geofisico, Universidad Simón
Bolivar, Sartenejas. Obtenido de http://159.90.80.55/tesis/000130597.pdf
MARTINEZ, C. (2010). Principales sistemas de fallas locales y regionales de Colombia.
Bogotá D. C. Obtenido de https://es.scribd.com/doc/54668535/Principales-Fallas-de-
Colombia
NAVARRO, M., CORCHETE, V., ROMACHO, M. D., & GARCIA, J. M. (s.f.). Un ejemplo
de estudio sismologico con datosm locales de Almería: Laestructura superficial.
Instituto Andaluz de Geofísica y Prevención de Desastres Sísmicos, Departamento de
Fisica Aplicada. Obtenido de
http://www.dipalme.org/Servicios/Anexos/anexosiea.nsf/VAnexos/IEA-ETA-
C6/$File/ETA-C6.pdf
NAVAS, O. (2003). Anatomía geológica de Colombia. Obtenido de
http://www.sogeocol.edu.co/documentos/03ana.pdf
NOVOTNY, O. (1999). Seismic Surface Waves. Universidad Federal de Bahia, Salvador.
Obtenido de http://geo.mff.cuni.cz/vyuka/Novotny-SeismicSurfaceWaves-ocr.pdf
PASYANOS, M. E. (21 de Enero de 2013). An introduction to surface wave analysis.
Kuwait. Obtenido de https://ds.iris.edu/media/workshop/2013/01/advanced-studies-
institute-on-seismological-research/files/Surface_Waves_ASI.pdf
POVEDA, H. (2013). Discontinuidades sísmicas en la litosfera bajo la zona andina y el
occidente colombianos a partir de formas de onda de sismos distantes. Tesis
presentada como requisito parcial para optar al título de: Magister en geofisica,
Universidad Nacional de Colombia, Bogotá D. C. Obtenido de
http://www.bdigital.unal.edu.co/40230/1/01194448_2013.pdf
81
QUINTANA, C. (2008). Estrategias y métodos de monitoreo de aguas subterráneas. Chile.
Obtenido de
http://teste.hidroinformatica.org/wra/cihpy/images/biblioteca/AGUAS_SUBTERR
ANEAS/ESTRATEGIAS%20Y%20MTODOS%20DE%20MONITOREO%20DE
%20AGUAS%20SUBTERRNEAS.pdf
ROSALES, F. (2012). El modelamiento del movimiento de las placas tectónicas: Una
propuesta para el aula. Requisito para optar por el titulo de la Maestría en Enseñanza
de las Ciencias Exactas y Naturales, Universidad Nacional de Colombia, Bogotá D.
C. Obtenido de http://www.bdigital.unal.edu.co/8845/3/cartilla.Final.pdf
SCHLUMBERGE. (s.f.). Obtenido de
http://www.glossary.oilfield.slb.com/es/Terms/p/phase_velocity.aspx
SCHLUMBERGER. (2008). Inversion sismica: Lectura entre lineas. Oilfield Review, 44-66.
TOMASI, W. (2003). Sistemas de Comunicaciones Electrónicas. Mexico: Prentince Hall.
Obtenido de
https://books.google.com.co/books?id=_2HCio8aZiQC&printsec=frontcover#v=on
epage&q&f=false
UNIVERSIDAD AUSTRAL DE CHILE. (s.f.). Estructura interna de la tierra. Obtenido de
http://www.geologiauach.cl/show_media.php?id=114