GEOFÍSICA, GEOLOGÍA Y MÁS...

ALGUNAS REFLEXIONES SOBRE LA FORMACIÓN DEL INGENIERO GEOFÍSICO EN LA ENSEÑANZA-APRENDIZAJE DE TEMAS EN EXPLORACIÓN PETROLERA

Joseph.Huanca@gmail.com (Joseph Huanca Cardenas) — Sun, 18 Jul 2010 00:23:48 PDT

Sandoval Ochoa José Héctor.

División de Ingeniería en Ciencias de la Tierra.

Departamento de Geofísica.

jhsandovalochoa@cancun.fi-a.unam.mx.

La diversificación en módulos terminales opcionales dentro del Plan de Estudios de la Carrera de Ingeniero Geofísico, ha obedecido a los vaivenes y hasta cierre de puertas en la demanda y contratación de profesionistas de exploración en la industria petrolera nacional. Así nos damos cuenta que, la Facultad de Ingeniería ha respondido a las necesidades en otros ámbitos del mercado laboral/profesional, como son: la Geotecnia, la Geohidrología, la Minería, la Geofísica Ambiental, la Meteorología, la Investigación, la Docencia, etc. Para tal diversificación, el Comité de la Carrera de Ingeniero Geofísico, también tuvo que ser diversificado y ampliado, se decía hace más de veinte años …estamos “pan con pan” revisando el Plan de Estudios, los Programas y el Perfil del Egresado; de la carrera...

Actualmente ha resurgido aquella necesidad …de formar profesionistas capacitados… para la Industria Petrolera Mexicana, y se requiere de más y mejores ingenieros geofísicos preparados en exploración. El ejercicio de la enseñanza de la “Sismología Aplicada a la Exploración Petrolera”, asignatura del módulo terminal optativo de “Exploración Petrolera”, de la Carrera de Ingeniero Geofísico la cual he tenido la oportunidad de impartir, por seis semestres, y asimismo mi participación como instructor en las tres generaciones de la “Especialización en Interpretación Sísmica de Yacimientos Petroleros” de la Facultad de Ingeniería; me ha permitido reflexionar sobre el trinomio Enseñanza-Aprendizaje-Evaluación; tanto de los alumnos en el módulo y candidatos (i.e. tesistas) a la titulación, como de aquellos que regresan de la industria a las aulas a tomar los cursos; cuya experiencia en el ramo supera en la mayoría de los casos a cinco años de campo y gabinete.

En estos términos se pueden puntualizar algunas reflexiones al respecto, que pudieran incidir como propuestas en el nuevo Perfil del Egresado de Ingeniero Geofísico:

No obstante la complejidad electrónica e informática para el enriquecimiento de los datos, el técnico, ingeniero y/o especialista; sigue y seguirá trabajando en, y sobre las imágenes bidimensionales (i.e. secciones sísmicas verticales y horizontales en pantalla, en papel, en la pared, etc.), como siempre, en dos dimensiones; aunque la paquetería opere en tres dimensiones (ó cuatro). Me atrevo a pensar que al parecer ya han nacido los niños que van a interpretar tridimensionalmente y ya están en la secundaria aprendiendo la geografía para los marcos de referencia espacial (absolutos) y correlacionables (relativos).
Paralelamente al desarrollo informático y electrónico, la “Research & Development” y la academia, han desarrollado la Sismoestratigrafía que en pocas palabras se define como el estudio (análisis) de las secuencias, las facies y las posiciones, deposicionales. Cuyas interpretaciones (síntesis) adquieren sentido cuando se resuelven en el marco tectónico conocido o supuesto, de la cuenca petrolífera para identificar al medio ambiente de depósito de cada facies, su estructura y sus deformaciones.
De esta manera, la personalidad o carácter interpretativo del alumno/profesional ha empezado desde los conocimientos básicos generales de sus materias introductorias, con conceptos bien fundamentados y entendidos. La experiencia adquirida por el profesional se depura, se confirma y se consolida; lo que lo hace confiar en sus (buenas) interpretaciones y ponderaciones.
Con el Perfil en formación del Ingeniero Geofísico en la etapa del Módulo Terminal de Exploración Petrolera de la Carrera y naturalmente, el alumno de posgrado, están en posición de despertar y adquirir un criterio ingenieril, analista, crítico, fundamentado, multidisciplinario e integrativo; de un buen interpretador de la sísmica petrolera.
La formación del ingeniero con este Perfil y con este criterio, conlleva también al dominio de la Sismoestratigrafía de Exploración Petrolera en su estado de desarrollo actual y en su máxima expresión, cuando el intérprete ya ha concebido y mantiene en mente de manera constante durante todo el proceso, al “modelo mental geológico-petrolero esperado”, alimentado desde luego, con las otras disciplinas afines, de las Ciencias de la Tierra, como son: el Análisis de Cuencas Petroleras y la Ambientación Deposicional del Sistema Geológico-Petrolero, del lugar.
El alumno/profesional, adquiere creatividad, seguridad y confianza en su proceso interpretativo; esto le da mayor autoestima de tal manera que, el egresado es capaz de romper algún paradigma o modelo atávico de la geología local de su subprovincia petrolera, si es el caso.
En los perfiles de egresados así como en sus Planes de Estudios de las carreras de Ingeniero Geólogo e Ingeniero Petrolero, también es sugerente incluir dentro de sus programas algunos temas generales o puntuales alusivos a la Exploración Petrolera como los que pudieran ser: Concepto actual y definición moderna del Sistema Geológico-Petrolero. Reconocimiento, Planeación y Diseño del Levantamiento Sismológico de Exploración Petrolera marina y terrestre. Posicionamiento Topográfico-Batimétrico y Georeferenciado. Adquisición y Validación de Datos de Calidad. Procesamiento y Enriquecimiento Electrónicos de Datos Sísmicos. Sismoestratigrafía de Secuencias: Posiciones y curvas de oscilación del nivel medio del mar en el pasado geológico. Sismoestratigrafía de Facies: depositaciones y deformaciones sedimentarias. Tectónica Deformacional por Solifluxión. Nociones de Sedimentos Terrígenos Clásticos: Turbiditas y Contornitas. Sedimentación de Carbonatos y Evaporitas. Ejemplos y Modelos realistas de subprovincias petroleras mexicanas y otros.

Geofisicosas...

Joseph.Huanca@gmail.com (Joseph Huanca Cardenas) — Tue, 13 Jul 2010 14:38:34 PDT

Navegando por San Google, me encontré con un relato muy interesante titulado "Ingeniería Geofísica", quizás muchos de ustedes se sientan identificados.

Fuente

INGENIERÍA GEOFÍSICA

Es difícil de imaginar lo que me hace sentir esas dos palabras.

Para empezar la palabra Ingeniería:

Es similar a “ingeniero”, que es la persona que aplica la ingeniería. Pero hasta hace poco tiempo sólo pensaba en mis tíos de esa profesión que son unos ebrios, tontos, flojos, aunque con dinero. Este sentimiento se aumentó y me traumó en mi infancia ya que mi padre es arquitecto, y como todos saben hay una aversión natural entre los ingenieros (civiles) y los arquitectos. Mi padre siempre habla mal de los ingenieros (civiles, pero el nunca aclaraba) y yo me formé una mala imagen de todos los ingenieros.

La palabra en inglés es Engineering, que viene de engine (motor) y eso me recuerda a Ford, Edison, los hermanos Wright y muchos otros ingenieros e inventores que han existido. Por lo tanto la palabra se comienza a limpiar del mal concepto que tenía. Desde muy pequeño yo lo que me imaginaba de grande era ser un científico loco, una mezcla entre un físico, inventor y bohemio romántico pobre. Yo siempre tuve muy claro el camino de los estudios que tenía que seguir: Lo que sea por llegar a la facultad de ciencias.

Nunca me pasó por la cabeza estudiar una ingeniería, sólo hasta que en mi último año en la prepa y tan sólo medio año antes de elegir carrera, tuve un profesor (el único bueno en mi prepa) que egresó de la facultad de ingeniería. Él me la recomendó mucho, sentía que era un desperdicio que fuera científico, deseaba que me dedicara a aplicar más mis conocimientos. Él estaba muy orgulloso de su facultad y me lo contagió. Tal vez tambien no conocia bien a los cientificos, pero al final fue por él que busque como cual carrera me interesaría más que física o actuaría.

Todavía cuando entré a la Facultad de Ingeniería odiaba que me dijeran ingeniero, se me revolvía el estomago de sólo pensarlo. Pero fue inevitable que al conocer ingenieros de verdad, de los que son inteligentes, decididos y con dinero. Ahora me da mucho orgullo estudiar una ingeniería, porque he conocido uno que otro ingeniero muy respetable y admirable. Además me enorgullece mucho mi escuela porque funciona muy bien: nos inscribimos por internet (aunque eso tiene sus defectos de vez en cuando), en las ventanillas nunca hay cola y siempre te reciben con una sonrisa, las computadoras son Dell y siempre funcionan, los egresados dan dinero directamente a la facultad sin tener que dividir su dinero entre toda la universidad, las instituciones en las que trabajan los ingenieros al salir, están muy de la mano de la facultad y eso hace que cuando sales, seguro tienes trabajo (al menos en mi carrera).

Por otro lado la palabra Geofísica:

La verdad entré por mera suerte. Yo quería estudiar telecomunicaciones, pero pensaba entrar a una ingeniería cualquiera para más adelante cambiarme a esa, pero a mi me valía madres a cual fuera. A la hora del volado, como la palabra se parece a Física, que es lo que siempre me ha gustado, me decidí por esta carrera aunque yo no tenía ni idea a que se refería la carrera.

Yo sólo venía de paso, pero luego vi que se trata de estudiar la tierra, los fenómenos masivos que le afectan como los sismos, ciclones, tsunamis, huracanes, volcanes, tormentas solares, y efectos tipo “el niño”. También estudia la urbanización y de cómo las ciudades convivan con el ambiente o que al realizarse una obra de construcción sepan como es el subsuelo sin necesidad de excavar. Y el campo más reciente que tiene la geofísica es el encontrar nuevas energías naturales alternas al petróleo, como la energía eólica que se está usando en el istmo de tehuantepec o la solar que tomamos de fotoceldas. La verdad me da gusto que el petróleo se esté acabando.

La carrera me gusta y lo mejor de todo es que casi nadie la estudia, usualmente quien entra se cambia de carrera por lo poco conocida que es la geofísica. Entre el IPN y la UNAM apenas producen unos 8 egresados al año. Por lo tanto, no hay pelea por el campo de trabajo. Inclusive las compañías están patrocinándote desde la escuela, pagan laboratorios y otras cosas. Desde un año antes de salir, los estudiantes ya tienen a veces un contrato de trabajo para cuando salgan. Me han dicho que de unos 25,000 pesos para arriba.

Pues eso es lo que estoy estudiando, y me encanta que además de ser interesante, la pagan bien y no hay competencia laboral. La casa es que muchos tienen que irse a vivir al campo, y yo amo demasiado la ciudad, así que tendré que buscar algo en una ciudad. Además de que Betzy sólo trabajaría en un periodico de ciudad.

TESIS DE GEOFÍSICA

Joseph.Huanca@gmail.com (Joseph Huanca Cardenas) — Thu, 01 Jul 2010 13:22:13 PDT

¿Dónde Encuentro Tesis de Geofísica?

Es una pregunta que muchos de los que nos dedicamos a la Geofísica nos hacemos y la finalidad de esta entrada es que se recopile la mayor cantidad de Sitios Web que nos permitan descargar Tesis sobre Geofísica (tesis para optar el título de: Ingeniero, Magister o Doctorado en Geofísica) para que nos sirvan de apoyo.

A continuación voy a dejarles una relación de Sitios Web donde pueden descargar tesis de Geofísica. Espero que la Lista vaya creciendo con sus aportes (si sabes de otros Sitios Web donde podamos descargar tesis de Geofísica envíame el link a mi correo: joseph_tres@hotmail.com o escribe la dirección del Sitio en el espacio para comentarios de esta entrada)…

LISTA

Tesis Doctorales en Red: TDR (Tesis Doctorales en Red) es un repositorio cooperativo que contiene, en formato digital, las tesis doctorales leídas en las universidades de Catalunya y de otras comunidades autónomas. Permite la consulta remota a través de Internet del texto completo de las tesis, así como realizar búsquedas por autor/a, director/a, título, tema de la tesis, universidad y departamento donde se ha leído, año de defensa, etc.

Fundación J. Garcia Siñeriz

Opciones

A: Tesis Doctorales en Geofísica

B: Proyectos Fin de Carrera, Maestría o Trabajos de Investigación Tutelados

C: Trabajos de Investigación o de Aplicación en Geofísica Realizados en Iberoamérica

D: Trabajos de Investigación Geofisica Aplicada

La Fundación J. García-Siñeriz, de carácter benéfico-docente, tiene como objeto fomentar y promover los estudios e investigaciones en Geofísica. Fue constituida en Madrid, el 15 de Julio de 1974.

A partir del último trimestre de 1994, la Fundación tuvo la posibilidad de hacer cumplir el testamento de su fundador y proponer al colectivo de Ingenieros y Licenciados la oferta pública de los Premios de Geofísica García-Siñeriz.

Pós-graduação em Geofísica: Se ofrecen Tesis de Maestría y Doctorado en idioma portugués.

Tesis para optar el título de Ingeniero Geofísico – Universidad Simon Bolivar – Venezuela: Relación de las tesis que se han realizado desde 1.993, a partir del año 2005 puedes conseguir el archivo de los Trabajos de Grado en formato PDF.

GeoHumor

Joseph.Huanca@gmail.com (Joseph Huanca Cardenas) — Tue, 29 Jun 2010 21:02:14 PDT

¿QUÉ ES SER GEÓLOGO?

Según inciclopedia.wikia.com la definición de Geólogo es:

Los geólogos son “científicos” con una obsesión antinatural por las rocas y el alcohol. Puesto que son demasiado inteligentes para dedicarse a ciencias monótonas como la biología, la química o la física, cómo así también a carreras como la Ingeniería , dedican su tiempo a preocuparse por el lodo, meterse en volcanes, meter las narices en fallas, recolectar polvo de debajo del tapete, y otras cosas de alto riesgo, como colorear. Una de las principales dificultades al comunicarse con ellos es su creencia que son seres perfectos de que un millón de años es "poco tiempo", y el hecho de que sus cabezas son más duras que las rocas que estudian. Consecuentemente, conceptos tan abstractos como “la mañana del martes” y la hora del almuerzo son completamente ajenos a su comprensión (esta dificultad genera problemas particularmente cuando se trata de explicarle a la novia/novio/cónyuge por qué “te demoraste tanto tiempo” o por qué algo “tarda tanto en ocurrir”.) Pero aún así, ni los geólogos se pueden comunicar con una persona aún más enajenada, un astrofísico, que utiliza periodos más largos, si es que utiliza tiempo.

¿CÓMO RECONOCER A UN GEÓLOGO?

· Principalmente alguien que se la pasa en su tiempo sacudiendo piedritas en un pedazo de lodo, pero claro con su cepillito!

· Lupa, brújula, navaja, lapiceras, escala, libreta, etc., amarradas alrededor del cuello con una cuerda!

· Alguien con barba y sandalias… Jesús era geólogo.

· Toma fotos, solo incluye a las personas como escalas, y tiene más fotos de monedas, martillos geológicos y cubrelentes que de su familia.

· Alguien con una colección de latas/botellas de cerveza que rivaliza en tamaño con su colección de rocas.

· Alguien que considera un “evento reciente” cualquier cosa que haya pasado en los últimos cien millones de años.

· Alguien que entrenó a su hijo para conocer la Tabla del Tiempo Geológico antes de aprender a caminar.

· Alguien que lame y/o raya y/o olfatea las rocas, e incluso en el caso del caolín se come las rocas para comprobar que es perfectamente seguro, además de delicioso.

· Alguien que come mugre y aduce que está “estimando el tamaño de grano”.

· Alguien que cruza voluntariamente una autopista de ocho carriles a pie para determinar si los afloramientos son los mismos a ambos lados.

· Alguien que ha caminado más de diez kilómetros para ver una cerca rota que fue “desplazada por un terremoto reciente”.

· Alguien que dice “este va a ser un excelente regalo de Navidad” mientras recolecta minerales.

· La colección de rocas ocupa el cuarto extra de la casa.

· Sus bolsillos tienden a estar llenos de pequeños trozos de roca.

· Tienen más pares de botas para montañismo que de zapatos

· Cuando esté en la playa recolectará conchas y tratará de explicarte las marcas musculares en ellas.

· Alguien que prefiere explicar la secuencia de eventos mostrada en una pared de un acantilado que tomar el Sol.

· Alguien que modifica su paso para que mida exactamente un metro, y así poder usarlo para cartografía

· Alguien que conoce el reino, phylum, familia, género y especie de cada criatura petrificada de la antigüedad, pero no logra recordar el cumpleaños de su esposa o el nombre de su suegra.

· Cuando alguien lleva una maleta muy pesada, le ayudas a cargarla y preguntas: “pero qué lleva aquí, ¿piedras?” y la respuesta es “sí, ten cuidado”.

· Alguien que mostrará especial interés en los mesones de granito de tu cocina y después de unos minutos incluso sacará una lupa antes de darles a los otros invitados una lección de petrología ígnea.

· Sus shorts exponen mucha más pierna de la que hubieras querido ver en tu vida.

· Si sigues teniendo dudas, pídele que te haga un diagrama explicado de un trilobite. Un verdadero geólogo buscará de inmediato su libreta de campo a prueba de agua – esta es tu oportunidad de huir!!

Poesía Geológica
A mis compañeros, que me animan a publicar burradas como esta:
¡Oh, ammonite, ammonite!
Extinto molusco de vida nectonica,
Que en el devónico apareciste,
Con bolsas de tinta negra no toxica.
En facies de surco y umbral navegabas,
Alegremente entre praderas de crinoides,
Con tu concha aragonitica y tus carenas,
Hasta que un día llegaron los asteroides.
Y sobre el fondo te fuiste posando,
Y lentamente de sedimentos rellenando,
Que con el tiempo se fueron litificando,
Hasta no dejar de tu cuerpo nada blando.
Muchos millones de años pasaron,
Y los mares fueron emergiendo,
Hasta dejar este relieve estupendo,
Y tu calizo estrato disolviendo.
Seas del Titonico o del Calloviense
Buen fósil guía siempre tu serás,
Aunque en tu estrato el tiempo se condense,
Al encontrarte, alegría nos darás.
Pero esto no hay quien lo aguante,
Verte de polvo cubrirte en ese estante,
En esa madera de naturaleza alienante,
En un nuevo estrato quiero trasplantarte.
Ni estudiando puedo concentrarme,
Pensando de tu cautiverio liberarte,
No quiero tregua ni un desarme,
Eres de esta guerra mi estandarte,
Eres, aun fósil, puro arte.
Federico, ¡arriba las manos!
Ha llegado el frente de liberación,
De todos los armarios quiero planos,
Estos ammonites merecen una adopción,
Sean jurásicos o africanos,
En nuestros fósiles no hay distinción,
Volverán a sus estratos planos,
Aunque allí peligren por la disolución
Vivirán libres de nosotros, los humanos,
Lejos de cualquier impura insinuación.
Recuerda, mas no lo repetiré de nuevo,
Mañana a recogerlos vendré en un furgón,
Aunque tu no me hayas dado el apruebo,
No aceptaré ni prorrogas ni condición.

GeoHumor Gráfico

Esta recopilación irá creciendo conforme vaya encontrándome con más cosas GeoGraciosas. Espero que les haya gustado...

DESLIZAMIENTOS Y ESTABILIDAD DE TALUDES EN ZONAS TROPICALES

Joseph.Huanca@gmail.com (Joseph Huanca Cardenas) — Mon, 19 Apr 2010 21:42:02 PDT

Deslizamientos y Estabilidad de Taludes en Zonas Tropicales, pretende ser un texto guía para el estudio y la práctica de Ingeniería y Geotécnia, incluyendo análisis, diseño y construcción de taludes con énfasis en los problemas de deslizamientos de tierra.

Inicialmente, el texto eran los apuntes de clase del curso de Estabilidad de Taludes en la Escuela de Ingeniería Civil de la Universidad Industrial de Santander y el primer borrador fue publicado en forma artesanal por un grupo de personas interesadas en la divulgación de los conocimientos de Ingeniería en Colombia. Posteriormente y por solicitud de ingenieros interesados en el tema, se decidio presentar esta publicación en forma de libro.

Previamente a la publicación del presente libro, se requirió un trabajo de investigación sobre el estado del arte de la estabilidad de taludes en suelos residuales durante cinco años de trabajo permanente y con dedicación de varias horas diarias. La recopilación de información fue difícil, debido a que existen muy pocos libros guía sobre este tema en el mundo y se tuvo que acudir a la asistencia a congresos internacionales en las regiones más alejadas del mundo.

La estabilidad de taludes es una ciencia que demanda una gran cantidad de experiencia y por esta razón se requirieron muchos años para adquirirla y poder presentar un estado del arte sobre el tema. La mayor parte de esta experiencia fue obtenida en el manejo de problemas de estabilidad de taludes en los Andes Colombianos, especialmente en el estudio de suelos residuales de montaña tropical; Sin embargo, el libro incluye una gran cantidad de conocimientos que son comunes a materiales no tropicales, basados en la mecánica de suelos y la Ingeniería Geotécnica tradicional.

CONTENIDO

CAPITULO 1

Caracterización de los Movimientos

1.2 Nomenclatura de un talud o ladera

1.3 Nomenclatura de los procesos de movimiento

1.4 Dimensiones

1.5 Etapas en el proceso de falla

1.6 Procesos en la etapa de deterioro

1.7 Clasificación de los movimientos de Varnes

1.8 Caracterización del movimiento

1.9 Movimientos post-falla

1.10 Evolución o proceso de falla

CAPITULO 2

Procedimientos de Investigación

2.2 Organización del estudio

2.3 Procedimiento de análisis de la información existente

2.4 Visita de reconocimiento

2.5 Estudio topográfico

2.6 Investigación geotécnica detallada

2.7 Sondeos geotécnicos

2.8 Ensayos de campo

2.9 Ensayos geofísicos

2.10 Ensayos de laboratorio

2.11 Instrumentación

2.12 Caracterización de un deslizamiento

CAPITULO 3

Esfuerzo y Resistencia al Cortante

3.2 Circulo de Mohr

3.3 Medición de la resistencia al cortante

3.4 Ensayos de laboratorio

3.5 Ensayos in situ

3.6 Diferencias entre las resistencias de campo y de laboratorio

3.7 Resistencia de suelos residuales y saprolitos

3.8 Resistencia al cortante de algunos suelos comunes

3.9 Resistencia al cortante de rocas

CAPITULO 4

Métodos de Análisis de Estabilidad

4.2 Equilibrio límite y factor de seguridad

4.3 Métodos de análisis

4.4 Métodos numéricos y aplicaciones del computador

4.5 Análisis de estabilidad de taludes en roca

4.6 Análisis sísmico

CAPITULO 5

Litología y Estructura Geológica

5.2 Litología

5.3 Grupos litoestructurales

5.4 Microestructura de las rocas

5.5 Estructura de la masa de roca

5.6 Fallas controladas por la estructura

5.7 Condiciones de deslizamiento y volteo en rocas

5.8 Coluviones

CAPITULO 6

Suelos Residuales

6.2 Metodología para la caracterización integral de los suelos residuales

6.3 El proceso de meteorización

6.4 Microestructura de los suelos residuales

6.5 Estructura de los suelos residuales

6.6 Propiedades mecánicas de los suelos residuales

6.7 Suelos residuales especiales

6.8 Superficies preferenciales de falla a deslizamiento

6.9 Clasificación de la FAO para suelos tropicales

6.10 Sistema de clasificación de suelos residuales de Wesley

6.11 Caracterización del perfil de suelos residuales

6.12 Perfiles de meteorización y deslizamientos de los taludes en algunos suelos residuales

CAPITULO 7

Lluvias, Presión de Poros y sus Efectos

7.2 Régimen de lluvias

7.3 La humedad superficial

7.4 La infiltración

7.5 El flujo no saturado

7.6 Presiones de poro negativas

7.7 El nivel freático

7.8 La presión de poros

7.9 Flujo saturado

7.10 Coeficiente de permeabilidad

7.11 Efectos del agua subterránea

7.12 Deslizamientos relacionados con las aguas subterráneas

7.13 Comportamiento de presas de tierra

7.14 El agua superficial o escorrentia

7.15 La erosión

CAPITULO 8

Vegetación y Bioingeniería

8.2 Características de las plantas y del suelo fértil

8.3 Efectos hidrológicos de la vegetación

8.4 Control de erosión

8.5 Sobrecarga y fuerza del viento

8.6 Características de las raíces

8.7 Acción de refuerzo de las raíces

8.8 Análisis de Estabilidad teniendo en cuenta las raíces

8.9 Diseño de revegetalización

8.10 Bioingeniería

CAPITULO 9

Amenazas Sísmicas

9.2 Sismicidad

9.3 Características de las ondas sísmicas

9.4. Análisis de amenaza sísmica

9.5 Susceptibilidad sísmica

9.6 Ampliación de la onda en el sitio

9.7 Licuación

9.8 Características de los deslizamientos cosísmicos

9.9 Fracturación cosísmica

9.10 Deslizamientos por actividad volcánica

9.11 Análisis sísmico de taludes

CAPITULO 10

Procesos de origen Antrópico

10.2 Procesos de urbanización

10.3 Modificaciones de la topografía

10.4 Deforestación

10.5 Cambios hidrológicos

10.6 Procesos de erosión urbana

CAPITULO 11

Zonificación de Amenaza y Riesgo

11.2 Definición de términos

11.3 Susceptibilidad

11.4 Amenaza

11.5 Vulnerabilidad

11.6 Riesgo

11.7 Uso de sistemas de información geográfica

CAPITULO 12

Prevención, Estabilización y Diseño

12.2 Métodos para disminuir o eliminar el riesgo

12.3 Prevención

12.4 Restricciones al desarrollo de áreas de riesgo

12.5 Métodos de elusión de la amenaza

12.6 Métodos de estructuras de control de movimientos

12.7 Mejoramiento de la resistencia del suelo

12.8 Protección de la superficie del talud

12.9 Modificación de la Topografía

12.10 Diseño de terraplenes

CAPITULO 13

Control de Aguas Superficiales y Subterráneas

13.2 Drenaje superficial

13.3 Drenaje subterráneo

13.4 Drenes horizontales o de penetración

13.5 Colchones de drenaje

13.6 Trincheras estabilizadoras

13.7 Pantallas de drenaje

13.8 Galerías de drenaje

13.9 Pozos verticales de drenaje

13.10 Subdrenaje de estructuras de contención

13.11 Drenaje por electroosmosis

CAPITULO 14

Estructuras de Contención o Refuerzo

14.2 Muros rígidos

14.3 Presiones de tierra en condiciones estables

14.4 Muros flexibles

14.5 Tierra reforzada

14.6 Estructuras ancladas

14.7 Estructuras enterradas

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Método del campo eléctrico natural (potencial espontáneo - self potencial) - RECOPILACIÓN ESPECIAL

Joseph.Huanca@gmail.com (Joseph Huanca Cardenas) — Sat, 24 Apr 2010 18:30:57 PDT

Buen día a todos,

Aquí les dejo material bibliográfico sobre el método del Campo Eléctrico Natural ( Apuntes, lista de artículos y tesis), se trata de toda la recopilación que he realizado hasta el momento, espero contar con sus aportes sobre este tema en el foro.

¡Saludos!

Método del Campo Eléctrico Natural

Sinónimos: Método del potencial espontáneo, método de la polarización espontánea o método de autopotencial.

En Ingles: Self-potencial, Spontaneous potential.

Abreviado: PE, siglas en ruso de “campo natural” y en español de “potencial o polarización espontánea”.

En ingles: SP, siglas en ingles de “self potencial o Spontaneous potential”

“Cuando hablamos de Potencial o Polarización espontánea se entiende dos cosas: Primero, sobre el fenómeno físico como tal; segundo, se utiliza también esta expresión para designar el método de prospección que se basa en la medición de fenómeno”.

Introducción

El método del Potencial o Polarización espontánea es de campo natural por lo que no precisa de circuito de emisión alguno. Destaca también este método por ser el más antiguo, ya que su origen remonta a 1815 descubierto por el Ingles Robert Fox quien sugirió el uso de este fenómeno para la prospección de yacimientos minerales, por lo que se le ha considerado (Kunetz, 1966) como “el abuelo de los Geofísicos”, aunque los primeros resultados positivos no se obtuvieron hasta 1913.

Se basa este método en que, en determinadas condiciones, ciertas heterogeneidades conductoras del subsuelo se polarizan, convirtiéndose en verdaderas pilas eléctricas, que originan en el subsuelo corrientes eléctricas. Estas corrientes producen una distribución de potenciales observable en la superficie del terreno, y que delata la presencia del cuerpo polarizado (Ernesto Orellana, 1992). Si se clavan en el terreno dos electrodos impolarizables, y se conectan a los terminales de un voltímetro sensible, se observará que entre ellos existe una diferencia de potencial.

A pesar de su antigüedad este método sigue siendo utilizado en la actualidad por ser simple en equipamiento y de fácil ejecución en el campo. Se utiliza para el descubrimiento de cuerpos conductores, especialmente de yacimientos de sulfuros.

GENERALIDADES

Título: Potencial Espontâneo

Universidade Federal do Espírito Santo - UFES/ALEGRE

Prof. Welitom Borges - 1º Semestre/2009

Contenido:
1. Introdução
2. Ocorrência dos potenciais espontâneos
3. Origem dos potenciais espontâneos

EJEMPLOS
4. Bombeamento de poços
5. Fluxo de água subterrâneo
6. Deslizamientos
7. Convecção geotérmica
8. Injeção de água
9. Áreas contaminadas
10. Áreas mineralizadas

Descargar

Título: Metodos Geoeléctricos del campo Natural

Cátedra de Geofísica Aplicada

Facultad de Ciencias Naturales - UNPSJB

17 de Abril, 2009

Contenido:
1. Geoelectricidad
1.1 Prospección Geoelétrica
1.2 Clasificación general de los métodos prospectivos
2. Propiedades electricas de las rocas
2.1 tipos de conductividad
a. Conductividad Electrónica
b. Conductividad iónica
3. Magnitudes eléctricas medibles
4. Resistividad eléctrica de los suelos
5. Comportamiento eléctrico de las rocas
6. Metodos de Campo Natural
6.1 Corrientes Telúricas
6.2 Corrientes magnetotelúricas
6.3 Potencial espontáneo (Self Potential)
a. Origen de los potenciales espontáneos
b. Medición del potencial en superficie
7. Cuestionario básico

Descargar

Título:Potencial Espontáneo

Contenido
1. Introducción
2. Objetivo del método
3. Principios teóricos básicos
3.1 Potencial Electrocinético
3.2 Estudio del potencial en terrenos no consolidados
3.3 Estudio del Potencial en medios fisurados
4. Equipo requerido
5. Metodología de campo
5.1 Tipos de Configuraciones en la captura de datos
5.1.1 Configuración de gradiente
5.1.2 Configuración de base fija
5.1.3 Configuración multielectródica
5.2 Fenómenos que contaminan nuestras medidas de potencial
5.3 Planificación de la campaña de reconocimiento
5.4 Proceso e interpretación de los datos
6. Ventajas y limitaciones del método

Descargar

Título: O método do potencial espontâneo (SP) - uma revisão sobre suas causas, seu uso histórico e suas aplicações atuais

Autor: José Domingo Faraco Gallas

Revista Brasileira de Geofisica, Vol. 23(2), 2005

Abstract. This paper synthesizes the results of a compilation and integration of the most important papers and textbooks dealing with the self potencial method (SP), also taking into account the author experienceon the subject. Futhermore, it introduces survey and processing techniques as well as presentation and interpretation modes.
A short description of the SP generation processes, related to both mineral exploration and ground water flow studies, is presented. In the former case, the usually negatives SP anomalies are ascribed to the presence of masive sulphide bodies (electrical conductors), in the case of environmental or engineering studies, the main aplication of the SP method to determine the sense of the gronund water flow.
The occurrence of noises, and the way of eliminating or minimizing them, are considered. the distinct applications of the SP method as well as expected results from diferent situations and possible are also discussed.
Keywords: Self potencial, SP, applied geophisycs.

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Título: Spontaneous Potential

UNIVERSITY OF OSLO

Faculty of Mathematics and Natural sciences

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Título: The Spontaneous Potential Log

Autor: Dr. Paul glover

Petrophysiscs MSc Course Notes

Contenido

1. Introduction
2. Principles
2.1 Electrochemical Components
a. The diffusion potential (sometimes called the liquid-junction potential)
b. The membrane potential (sometimes called the shale potential)
2.2 Electrokinetic Components
a. The mudcake potential
b. The shale wall Potential
2.3 The Combined Spontaneous Potential Effect
3. Measurement Tools
4. Log Presentation
5. Vertical Resolution and Bed Resolution
6. The Amplitude of the SP Deflection
7. Uses of the Spontaneous Potential Log
7.1 Permeable beds
7.2 Correlation and Facies
7.3 Mineral Recognition
7.4 Calculation of Rw
7.4.1 The Quick-Look Method - Procedure
7.4.2 The Quick-Look Method - Example
7.4.3 The Single Chart Method - Procedure
7.4.4 The Single Chart Method - Example
7.4.5 The Smits Method - Procedure
7.4.6 The Smits Method - Example
7.5 Calculation of Shale Volume

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Título: Well Log Interpretation - SP Log

Earth & Environmental Science

University of Texas at Arlington

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RELACIÓN DE ARTÍCULOS

Self-potential signals associated with pumping tests experiments

JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH, VOL. 109, B10203, doi:10.1029/2004JB003049, 2004

E. Rizzo,1 B. Suski, and A. Revil

S. Straface and S. Troisi

Received 26 February 2004; revised 30 June 2004; accepted 12 July 2004; published 7 October 2004.

Abstract. The flow of groundwater during a pumping test experiment is responsible for a measurable electrical field at the ground surface owing to the electrokinetic coupling between the Darcy velocity and the electrical current density. This electrical field can be measured passively with a network of nonpolarizable electrodes connected to a digital multichannel multimeter with a high internal impedance (>10 Mohm). These so-called self-potential signals can be used to track the pattern of groundwater flow in the subsurface. A field test was performed using a set of 53 Pb/PbCl2 electrodes plus an additional electrode used as a unique reference in the field and a set of five piezometers to monitor the position of the piezometric surface. Using appropriate Green’s functions, the electrical response is analyzed in terms of piezometric head distribution. This new methodology, which we call ‘‘electrography,’’ allows visualization of preferential fluid flow pathways and the distribution of heads during pumping test experiments. Using a conditioning technique, this method could allow inversion of the hydraulic conductivity distribution around a pumping well.

INDEX TERMS: 0925 Exploration Geophysics: Magnetic and electrical methods; 1832 Hydrology: Groundwater transport; 5104 Physical Properties of Rocks: Fracture and flow; 5109 Physical Properties of Rocks: Magnetic and electrical properties; 5114 Physical Properties of Rocks: Permeability and porosity; KEYWORDS: self-potential, pumping test, transmissivity

Citation: Rizzo, E., B. Suski, A. Revil, S. Straface, and S. Troisi (2004), Self-potential signals associated with pumping tests experiments, J. Geophys. Res., 109, B10203, doi:10.1029/2004JB003049.

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Self-potential tomography applied to the determination of cavities

GEOPHYSICAL RESEARCH LETTERS, VOL. 33, L13401, doi:10.1029/2006GL026028, 2006

A. Jardani, A. Revil, and J. P. Dupont

Received 19 March 2005; revised 26 April 2006; accepted 2 May 2006; published 1 July 2006.

Abstract. A 3D tomography algorithm of self-potential (SP) signals is applied for the first time to the localization of subsurface cavities. A specific application is made to a marl-pit in Normandy (North-West of France). A SP map with a total of 221 (5 m-spaced) measurements shows a negative anomaly with an amplitude of 8 mV associated with the position of the marl pit. To explain these data, we solved the boundary-value problem for the coupled hydro- electric problem associated with the presence of the cavity using a finite-element code. The numerical simulations point out the role of open conduits in electrical charge accumulation near the roof of the cavity and the resistivity contrast between the cavity and the surrounding formation. We applied successfully a SP tomography algorithm showing that the roof of the cavity was associated with a monopole charge accumulation due to the entrance of the ground water flow in a network of open cracks. Citation: Jardani, A., A. Revil, and J. P. Dupont (2006), Self-potential tomography applied to the determination of cavities, Geophys. Res. Lett., 33, L13401, doi:10.1029/
2006GL026028.

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Detection and localization of hydromechanical disturbances in a sandbox using the self-potential method

JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH, VOL. 113, B01205, doi:10.1029/2007JB005042, 2008

A. Crespy, A. Revil, N. Linde, S. Byrdina, A. Jardani, A. Boléve, and P. Henry

Received 12 March 2007; revised 8 September 2007; accepted 5 November 2007; published 30 January 2008.

Abstract. Four sandbox experiments were performed to understand the self-potential response to hydro-mechanical disturbances in a water-infiltrated controlled sandbox. In the first two experiments, 0.5 mL of water was abruptly injected through a small capillary at a depth of 15 cm using a syringe impacted by a hammer stroke. In the second series of experiments, 0.5 mL of pore water was quickly pumped out of the tank, at the same depth, using a syringe. In both type of experiments, the resulting self-potential signals were measured using 32 sintered Ag/AgCl medical electrodes. In two experiments, these electrodes were located 3 cm below the top surface of the tank. In two other experiments, they were placed along a vertical section crossing the position of the capillary. These electrodes were connected to a voltmeter with a sensitivity of 0.1 mV and an acquisition frequency of 1.024 kHz. The injected/pumped volumes of water produced hydro- mechanical disturbances in the sandbox. In turn, these disturbances generated dipolar electrical anomalies of electrokinetic nature with an amplitude of few microvolts. The source function is the product of the dipolar Green’s function by a source intensity function that depends solely on the product of the streaming potential coupling coefficient of the sand to the pore fluid overpressure with respect to the hydrostatic pressure. Numerical modeling using a finite element code was performed to solve the coupled hydro-mechanical problem and to determine the distribution of the resulting self-potential during the course of these experiments. We use 2D and 3D algorithms based on the cross-correlation method and wavelet analysis of potential fields to show that the source was a vertical dipole. These methods were also used to localize the position of the source of the hydromechanical disturbance from the self-potential signals recorded at the top surface of the tank. The position of the source agrees with the position of the inlet/outlet of the capillary showing the usefulness of these methods for application to active volcanoes.

Citation: Crespy, A., A. Revil, N. Linde, S. Byrdina, A. Jardani, A. Boléve, and P. Henry (2008), Detection and localization of hydromechanical disturbances in a sandbox using the self-potential method, J. Geophys. Res., 113, B01205, doi:10.1029/2007JB005042.

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Tomography of the Darcy velocity from self-potential measurements

GEOPHYSICAL RESEARCH LETTERS, VOL. 34, L24403, doi:10.1029/2007GL031907, 2007

A. Jardani, A. Revil, A. Boléve, A. Crespy, J.-P. Dupont, W. Barrash,

and B. Malama

Received 1 September 2007; revised 31 October 2007; accepted 8 November 2007; published 21 December 2007.

Abstract. An algorithm is developed to interpret self-potential (SP) data in terms of distribution of Darcy velocity of the ground water. The model is based on the proportionality existing between the streaming current density and the Darcy velocity. Because the inverse problem of current density determination from SP data is underdetermined, we use Tikhonov regularization with a smoothness constraint based on the differential Laplacian operator and a prior model. The regularization parameter is determined by the L-shape method. The distribution of the Darcy velocity depends on the localization and number of non-polarizing electrodes and information relative to the distribution of the electrical resistivity of the ground. A priori hydraulic information can be introduced in the inverse problem. This approach is tested on two synthetic cases and on real SP data resulting from infiltration of water from a ditch. Citation: Jardani, A., A. Revil, A. Bole`ve, A. Crespy, J.-P. Dupont, W. Barrash, and B. Malama (2007), Tomography of the Darcy velocity from self-potential measurements, Geophys. Res. Lett., 34, L24403, doi:10.1029/2007GL031907.

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Advanced Noninvasive Geophysical Monitoring Techniques

Roel Snieder, Susan Hubbard, Matthew Haney, Gerald Bawden, Paul Hatchell, André Revil, and DOE Geophysical Monitoring Working Group.

Key Words. time-lapse, deformation, ﬂuid ﬂow, biogeochemical processes

Abstract. Geophysical methods can be used to create images of the Earth’s in- terior that constitute snapshots at the moment of data acquisition, In many applications, it is important to measure the temporal change in the subsurface, because the change is associated with deformation, ﬂuid ﬂow, temperature changes, or changes in material properties, We present an overview of how noninvasive geophysical methods can be used for this purpose, We focus on monitoring mechani- cal properties, ﬂuid transport, and biogeochemical processes, and present case studies that illustrate the use of geophysical methods for detecting time-lapse changes in associated properties.

First published online as a Review in Advance on February 1, 2007

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Redox potential distribution inferred from self-potential measurements
associated with the corrosion of a burden metallic body

Geophysical Prospecting, 2008, 56, 269–282 doi:10.1111/j.1365-2478.2007.00675.x

J. Castermant, C.A. Mendonc¸ a, A. Revil, F. Trolard, G. Bourrié

and N. Linde

received July 2007, revision accepted October 2007

Abstract. Negative self-potential anomalies can be generated at the ground surface by ore bod- ies and ground water contaminated with organic compounds. These anomalies are connected to the distribution of the redox potential of the ground water. To study the relationship between redox and self-potential anomalies, a controlled sandbox experiment was performed. We used a metallic iron bar inserted in the left-hand side of a thin Plexiglas sandbox filled with a calibrated sand infiltrated by an electrolyte. The self-potential signals were measured at the surface of the tank (at different time lapses) using a pair of non-polarizing electrodes. The self-potential, the redox poten- tial, and the pH were also measured inside the tank on a regular grid at the end of the experiment. The self-potential distribution sampled after six weeks presents a strong negative anomaly in the vicinity of the top part of the iron bar with a peak amplitude of −82 mV. The resulting distributions of the pH, redox, and self-potentials were interpreted in terms of a geobattery model combined with a description of the elec- trochemical mechanisms and reactions occurring at the surface of the iron bar. The corrosion of iron yields the formation of a resistive crust of fougerite at the surface of the bar. The corrosion modifies both the pH and the redox potential in the vicinity of the iron bar. The distribution of the self-potential is solved with Poisson’s equation with a source term given by the divergence of a source current density at the surface of the bar. In turn, this current density is related to the distribution of the redox potential and electrical resistivity in the vicinity of the iron bar. A least-squares inver- sion method of the self-potential data, using a 2D finite difference simulation of the forward problem, was developed to retrieve the distribution of the redox potential.

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Inner structure of La Fossa di Vulcano (Vulcano Island, southern Tyrrhenian Sea, Italy) revealed by high-resolution electric resistivity tomography coupled with self-potential, temperature, and CO2 diffuse degassing measurements

JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH, VOL. 113, B07207, doi:10.1029/2007JB005394, 2008

A. Revil, A. Finizola, S. Piscitelli, E. Rizzo, T. Ricci, A. Crespy, B. Angeletti, M. Balasco, S. Barde Cabusson, L. Bennati, A. Bole`ve, S. Byrdina, N. Carzaniga, F. Di Gangi, J. Morin, A. Perrone, M. Rossi, E. Roulleau, and B. Suski.

Received 23 September 2007; revised 8 March 2008; accepted 2 April 2008; published 24 July 2008.

Abstract. La Fossa cone is an active stratovolcano located on Vulcano Island in the Aeolian Archipelago (southern Italy). Its activity is characterized by explosive phreatic and phreatomagmatic eruptions producing wet and dry pyroclastic surges, pumice fall deposits, and highly viscous lava flows. Nine 2-D electrical resistivity tomograms (ERTs; electrode spacing 20 m, with a depth of investigation >200 m) were obtained to image the edifice. In addition, we also measured the self-potential, the CO2 flux from the soil, and the temperature along these profiles at the same locations. These data provide complementary information to interpret the ERT profiles. The ERT profiles allow us to identify the main structural boundaries (and their associated fluid circulations) defining the shallow architecture of the Fossa cone. The hydrothermal system is identified by very low values of the electrical resistivity (<20 W m). Its lateral extension is clearly limited by the crater boundaries, which are relatively resistive (>400 W m). Inside the crater it is possible to follow the plumbing system of the main fumarolic areas. On the flank of the edifice a thick layer of tuff is also marked by very low resistivity values (in the range 1 – 20 W m) because of its composition in clays and zeolites. The ashes and pyroclastic materials ejected during the nineteenth-century eruptions and partially covering the flank of the volcano correspond to relatively resistive materials (several hundreds to several thousands W m). We carried out laboratory measurements of the electrical resistivity and the streaming potential coupling coefficient of the main materials forming the volcanic edifice. A 2-D simulation of the groundwater flow is performed over the edifice using a commercial finite element code. Input parameters are the topography, the ERT cross section, and the value of the measured streaming current coupling coefficient. From this simulation we computed the self-potential field, and we found good agreement with the measured self-potential data by adjusting the boundary conditions for the flux of water. Inverse modeling shows that self-potential data can be used to determine the pattern of groundwater flow and potentially to assess water budget at the scale of the volcanic edifice.

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Comment on ‘‘Rapid fluid disruption: A source for self-potential anomalies on volcanoes’’

by M. J. S. Johnston, J. D. Byerlee, and D. Lockner

Department of Hydrogeophysics and Porous Media, European Center for Research in Environmental Geosciences, CNRS-CEREGE, Aix-en-Provence, France

Received 9 July 2001; revised 8 February 2002; accepted 13 February 2002; published 7 August 2002.

INDEX TERMS: 3914 Mineral Physics: Electrical properties; 5114 Physical Properties of Rocks: Permeability and porosity; 5139 Physical Properties of Rocks: Transport properties; 5109 Physical Properties of

Rocks: Magnetic and electrical properties; 1832 Hydrology: Groundwater transport; KEYWORDS: self-potential, electrokinetic, volcano, electric properties, fluid disruption, zeta potential

JOURNAL OF GEOPHYSICAL RESEARCH, VOL. 107, NO. B8, 10.1029/2001JB000788, 2002A. Revil

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The volcano-electric effect

A. Revil and G. Saracco, P. Labazuy

Received 18 February 2002; revised 6 August 2002; accepted 27 February 2003; published 15 May 2003.

Abstract. The formation of a magmatic intrusion at depth is responsible for the formation of various thermohydromechanical (THM) disturbances including the upsurge of shock waves and diffusion of pressure fronts in the volcanic system. We couple electromagnetic theory (Maxwell equations) and thermoporoelasticity (Biot equations) to look at the ground surface electrical signature of these THM disturbances. The nature of this coupling is electrokinetic, i.e., associated with water flow relative to the mineral framework and the drag of the excess of charge located in the vicinity of the pore water/mineral interface (the groundwater flow disturbance being related here to the THM disturbances in drained conditions). A new set of laboratory data shows that the electrokinetic coupling is very substantial in fractured basaltic and volcaniclastic materials, and in scoria with several hundreds of millivolts of electrical potential gradient produced per megapascal of pore fluid pressure variations. Our theoretical analysis predicts the diffusion of electromagnetic disturbances and quasi-static electrical signals. These signals can be used as precursors of a volcanic eruption. Indeed, electromagnetic phenomena recorded at the ground surface of a volcanic system, once properly filtered to remove external contributions, provide a direct and quasi-instantaneous insight into the THM disturbances occurring in the heart of the volcanic structure prior and during a volcanic event. Tomography of the quasi-static electrical field is discussed and applied to self-potential profiles performed at the Piton de la Fournaise volcano during the preparation phase of the March 1998 eruption.

INDEX TERMS: 0925 Exploration Geophysics: Magnetic and electrical methods; 1832 Hydrology: Groundwater transport; 5109 Physical Properties of
Rocks: Magnetic and electrical properties; 5114 Physical Properties of Rocks: Permeability and porosity;
5139 Physical Properties of Rocks: Transport properties; KEYWORDS: self-potential, geoelectric, forecasting, volcanic activity, tomography, shock wave

Citation: Revil, A., G. Saracco, and P. Labazuy, The volcano-electric effect, J. Geophys. Res., 108(B5), 2251, doi:10.1029/2002JB001835, 2003.

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Geophysical investigations at Stromboli volcano, Italy: implications for ground water flow and paroxysmal activity

A. Revil, A. Finizola, F. Sortino and M. Ripepe

Accepted 2003 October 28. Received 2003 October 28; in original form 2003 May 22

SUMMARY. Stromboli volcano (Italy) is characterized by a permanent mild explosive activity disrupted by major and paroxysmal eruptions. These strong eruptions could be triggered by phreato- magmatic processes. With the aim of obtaining a better understanding of ground water flow in the vicinity of the active vents, we carried out a set of geophysical measurements along two profiles crossing the Fossa area (through the Pizzo, the Large and the Small Fossa craters). These measurements include electrical resistivity, induced polarization, self-potential, temper- ature and CO2 ground concentration. These methods are used in order to delineate the crater boundaries, which act as preferential fluid flow pathways for the upflow of hydrothermal fluids. The absence of fumarolic activity in the Fossa area and the ground temperature close to 100 ◦C at a depth of 30 cm indicate that the hydrothermal fluids condense close to the ground surface.
Part of this condensed water forms a shallow drainage network (<20 m) in which groundwater
flows downslope toward a perched aquifer. The piezometric surface of this aquifer is located
∼20 m below the topographic low of the Small Fossa crater and is close (<100 m) to the active vents. Electrical resistivity tomography, temperature and CO2 measurements show that this
shallow aquifer separates the underlying hydrothermal body from the ground surface. Further
studies are needed to ascertain the size of this aquifer and to check its possible implications for the major and paroxysmal events observed at the Stromboli volcano.

Key words: fluid flow, CO2 soil concentration, Self-potential, Stromboli, volcanic activity.

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Hydrogeological insights at Stromboli volcano (Italy) from geoelectrical, temperature, and CO2 soil degassing investigations

A. Finizola,1,2 A. Revil,3 E. Rizzo,4 S. Piscitelli,4 T. Ricci,5 J. Morin,2,6 B. Angeletti,3

L. Mocochain,3 and F. Sortino1

Received 8 May 2006; revised 15 July 2006; accepted 31 July 2006; published 7 September 2006.

[1] Finding the geometry of aquifers in an active volcano is important for evaluating the hazards associated with phreato- magmatic phenomena and incidentally to address the problem of water supply. A combination of electrical resistivity tomography (ERT), self-potential, C02, and temperature measurements provides insights about the location and pattern of ground water flow at Stromboli volcano. The measurements were conducted along a NE-SW profile across the island from Scari to Ginostra, crossing the summit (Pizzo) area. ERT data (electrode spacing 20 m, depth of penetration of 200 m) shows the shallow architecture through the distribution of the resistivities. The hydrothermal system is characterized by low values of the resistivity (<50 S m) while the surrounding rocks are resistive (>2000 S m) except on the North-East flank of the volcano where a cold aquifer is detected at a depth of
80 m (resistivity in the range 70 – 300 S m). C02 and temperature measurements corroborate the delineation of the hydrothermal body in the summit part of the volcano while a negative self-potential anomaly underlines the position of the cold aquifer. Citation: Finizola, A., A. Revil, E. Rizzo, S. Piscitelli, T. Ricci, J. Morin, B. Angeletti, L. Mocochain, and F. Sortino (2006), Hydrogeological insights at Stromboli volcano (Italy) from geoelectrical, temperature, and CO2 soil degassing investigations, Geophys. Res. Lett., 33, L17304, doi:10.1029/
2006GL026842.

Streaming electrical potential anomaly along faults in geothermal areas

A. Revil and P. A. Pezard / August 15, 1998

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Streaming potential in porous media

A. revil, H. Schwaeger and L. M. Cathles III, P.D. Manhardt / September 10, 1999

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RELACIÓN DE TESIS

“APLICACIÓN DEL MÉTODO GEOFÍSICO DEL POTENCIAL ESPONTÁNEO PARA EL ESTUDIO ESTRUCTURAL DEL VOLCÁN MISTI”

Autor: Ing. Domingo Ramos Palomino
Arequipa - Perú
2000

Resumen

El volcán Misti (16°18’, 71°24’, 5822 msnm), es un volcán andesítico activo a cuyas faldas se encuentra la ciudad de Arequipa (2333 msnm) la segunda urbe más importante del Perú. Aunque históricamente sólo se han reportado pequeñas crisis eruptivas con emisiones de cenizas y fumarolas, los estudios geológicos muestran que severos eventos eruptivos han ocurrido durante la construcción de su casi perfecto cono. La geología no puede dar detalles sobre las estructuras internas del aparato volcánico, ni sobre el estado actual del sistema hidrotermal. El propósito del presente trabajo geofísico es de aportar elementos para construir un modelo estructural del volcán Misti. El método del potencial espontáneo o PE estudia las características y establece mapas del campo eléctrico natural en superficie, a fin de definir las relaciones entre la circulación de los fluidos volcánicos, la litología de las formaciones y la presencia de estructuras.
Se ha efectuado más de 157 km de mediciones que han permitido cubrir con detalle los 400 km2 que ocupa el volcán. Los datos se diez (10) perfiles radiales equidistantes han proporcionado la información necesaria para establecer mapas y perfiles de PE. Los resultados muestran claramente una anomalía PE, denominada “A1”, negativa, de amplitud extraordinaria (3881 mV, récord mundial en valores de PE sobre volcanes) que separa dos zonas bien distintas: a) La zona inferior – “hidrogeológica”- del estrato-cono, donde la correlación entre el PE y la altitud es negativa, y que se explica por la electrofiltración originada por el agua de infiltración sobre los flancos del volcán. b) La zona superior – “hidrotermal”- del cono, de correlación PE-altitud positiva que se explica por el flujo ascendente de fluidos hidrotermales. La “Anomalía A1”, casi circular, con diámetros de 5 x 6 km, está situada entre los 4000-4600 m de altitud, y se le interpreta como relacionada a un límite estructural correspondiente a una antigua caldera.
Por otro lado, el análisis de los gradientes del PE vs altitud (o Coeficientes de electrofiltración Ce) han permitido obtener un mapa donde se observa una distribución de gradientes formando zonas concéntricas, lo cual está muy probablemente relacionado a variaciones de porosidad en las formaciones rocosas. En el sector NE, entre 5,000 y 5,700 m de altitud, los valores Ce sugieren la existencia de una zona de “Anomalía A2” de aproximadamente 1 x 1,5 km de diámetro. Además, los análisis geoquímicos de fumarolas que surgen en las inmediaciones del límite sur de la “Anomalía A2” muestran que éstas contienen una componente magmática. Esta anomalía (A2) es interpretada como la huella de un antiguo cráter o de un pequeño colapso lateral, ahora recubiertos.
Como aplicación práctica inmediata de los resultados de este trabajo, se ha establecido sobre el flanco SO del Misti, un perfil de 52 estaciones fijas de PE a fin de vigilar la variación de la intensidad del sistema hidrotermal. Los primeros resultados que se han obtenido son excelentes y permiten pensar en la aplicación generalizada del método PE a la vigilancia de volcanes activos del sur del Perú.

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"MÉTODO DEL POTENCIAL ESPONTÁNEO APLICADO EN EL VOLCÁN UBINAS Y MÉTODOS GEOQUÍMICOS APLICADOS EN VIGILANCIA VOLCÁNICA Y SÍSMICA"

Autor: Ing. Katherine Gonzales Zuñiga
Arequipa - Perú

Resumen

El estrato-volcán Ubinas (16°22’S, 70°54’W; 5672 m.s.n.m.), se encuentra ubicado en la Zona Volcánica de los Andes Centrales, y es considerado como el volcán más activo del Perú, habiéndose registrado hasta 23 pequeñas erupciones desde 1550, entre crisis fumarólicas y emisiones de ceniza. Actualmente, su actividad visible se limita a emisiones fumarólicas que surgen únicamente en el fondo del actual cráter. Es considerado como potencialmente peligroso debido a su cercanía a poblados ubicados en el valle adyacente, siendo el distrito de Ubinas el más importante y localizado a sólo 6 Km al SE del cráter. Una eventual erupción volcánica tendría un efecto catastrófico para los 3500 habitantes que habitan en este valle.
La aplicación combinada de métodos geofísicos como el de Potencial Espontáneo (P.E.), Sísmica y métodos geoquímicos como el análisis de la concentración del CO2 en los gases del suelo, y geoquímica de los fluidos, han permitido lograr un mejor conocimiento sobre la estructura interna y la circulación de los fluidos componentes del sistema hidrotermal del volcán Ubinas.
Estructuralmente, se ha puesto en evidencia: 1) la presencia de una antigua gran caldera de forma casi circular asociada al límite entre la destrucción del Ubinas antiguo y el emplazamiento del Ubinas Moderno, 2) la presencia de un control estructural en profundidad asociado al sistema de fallamiento local de dirección NW-SE y la influencia de este sobre el comportamiento del campo de potencial espontáneo en el volcán Ubinas, y 3) la prolongación del lineamiento de dirección N130º que cruza parte de la caldera del volcán Ubinas.
Asimismo, se ha puesto de manifiesto la presencia de un importante sistema hidrotermal en el cual, la dinámica de los fluidos se ven limitados por la presencia de dos controles estructurales. El primero de estos dos principales controles estructurales se relaciona a la presencia de la antigua caldera que ha sido puesta en evidencia por los datos de P.E. y que corresponde al límite entre dos unidades geológicas, el Ubinas antiguo y el Ubinas moderno. Las diferencias litológicas correspondientes a este límite permitirían la circulación de los fluidos en forma de células convectivas al interior del volcán. El segundo control estructural se refiere a la falla de dirección N130° que cruza parte de la caldera llegando al cráter y mediante el cual se permite la emisión de las fumarolas en el interior del cráter. La prolongación de esta falla ha sido evidenciada por el gas del suelo (CO2).
La geoquímica de los fluidos del volcán Ubinas, sugiere la mezcla de tres miembros extremos. Los fluidos volcánicos (VF), se mezclan con aguas frescas (FWR) probablemente asociadas a aguas meteóricas y de infiltración que alimentan acuíferos localizados a cierta distancia del volcán. Una segunda mezcla se produce entre los fluidos volcánicos provenientes probablemente de la degasificación de un cuerpo magmático más profundo y los componentes de un reservorio clorurado (DCR).
La disposición de los productos volcánicos (especialmente de productos finos y compactos), la falta de emisiones gaseosas externas al cráter activo actual del volcán Ubinas, así como niveles no anómalos de CO2 a lo largo de los flancos, permiten considerarlo como una estructura impermeable.
La ubicación y dimensiones del sistema hidrotermal han sido develados por los resultados del monitoreo sísmico realizado en 1998, que señala que la principal actividad ocurre entre los 2000 y 4800 m.s.n.m. (600-2600 m por debajo de la caldera). La influencia del sistema que da origen al sistema hidrotermal del volcán Ubinas, se extiende a niveles más regionales y profundos y la presencia de fallamientos en la región explicaría la componente magmática encontrada en las aguas de la Laguna Salinas, la cual está geoquímicamente también relacionada a la fuente-origen de actividad del volcán Ubinas.

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ORIGEN, CLASIFICACIÓN Y ANÁLISIS DE LAS SEÑALES SISMO-VOLCÁNICAS

Joseph.Huanca@gmail.com (Joseph Huanca Cardenas) — Fri, 23 Apr 2010 11:12:54 PDT

Los volcanes pueden ser estudiados a partir del análisis geológico, petrográfico, geoquímico y geofísico. La aplicación de métodos geofísicos para el estudio de los volcanes es importante porque permite obtener una imagen del interior del edificio volcánico y conocimiento sobre su dinamismo interno. El buen conocimiento de la estructura y del comportamiento interno de un volcán determinado, son dos aspectos que pueden resultar capitales en su vigilancia, sobre todo si entra en proceso de erupción.

El conocimiento del comportamiento interno de un volcán, es decir, conocer la dinámica interna de los fluidos, sus mecanismos de transporte, y el posible estado de esfuerzos locales (que puedan generarse como producto de la actividad volcánica), puede ser logrado a partir del análisis de las características de las señales sísmicas registradas en el volcán.

La actividad volcánica genera una gran variedad de señales sísmicas (sismos volcánicos) y esto es porque el medio donde se generan (en el interior del volcán) es por naturaleza bastante heterogéneo, anisótropo, presentando una serie de fallas y fisuras; esto hace que las señales registradas en este tipo de ambiente sean diversas entre sí. Cada tipo de señal puede corresponder a diferentes mecanismos de la fuente, tales como: mecanismos de ruptura en un medio sólido, mecanismos de movimiento en medios fluidos o parcialmente fluidos.

Los eventos sísmicos han sido clasificados por Minakami (1969); Latter (1979, 1981); Schick (1981) entre otros siguiendo diversos criterios, tales como: forma y longitud de la señal, contenido espectral, localización de la actividad sísmica (estudios de las fuentes), periodo de actividad del volcán, etc.

Las señales sísmicas reflejan el mecanismo de la fuente que les dio origen y las propiedades del medio que atravesaron en su trayectoria. Tomando en cuenta que los volcanes son diferentes, las señales sísmicas volcánicas serán también diferentes. Es por esta razón que para la tipificación de las señales del volcán Misti, objeto de este trabajo, se ha revisado las clasificaciones realizadas por varios autores, tales como Minakami (1969), Latter (1979, 1981), Schick (1981). Ibañez (1997) propone una tipificación analizando las clasificaciones de los anteriores autores, y consigue a nuestro criterio, realizar una clasificación que de una manera general comprenda las señales sísmicas más comunes registradas en gran parte de los volcanes.

CLASIFICACIONES DE LOS SISMOS VOLCÁNICOS

En esta sección, se resumen las principales características de algunas de las propuestas, hechas en los últimos 35 años, para clasificar las señales sísmicas registradas en volcanes activos.

1. Clasificación de Minakami

Minakami (1969, 1974) propuso una clasificación de señales sísmicas volcánicas basándose en observaciones de señales registradas en el volcán Asama (Japón), Kilauea (Hawai), Monte Santa Helena (EEUU), Izu-Oshima (Japón), donde distinguió principalmente 4 tipos diferentes de sismos volcánicos: tipo A, tipo B, señales de explosiones y tremores volcánicos. Si bien esta clasificación ha servido como base para distinguir las señales sísmicas de origen volcánico, no debe perderse de vista que fue establecida prácticamente en base a sólo algunos de los volcanes japoneses.

1.1 Sismos tipo A

Los registros de los sismos tipo A tienen un aspecto similar a los de los sismos tectónicos poco profundos, con fases P y S claramente definidas (figuras: 1 y 2). Estos eventos generalmente son registrados varios días antes de una manifestación volcánica en superficie (explosiones, emisiones fumarólicas), aunque su número decrece a medida que se acerca la erupción. Se presentan mayormente en enjambres y sus focos tienen profundidades entre 1 y 20 km. Su espectro está compuesto por frecuencias de más de 3 Hz (salvo que hayan sido atenuadas en el camino), llegando incluso a mayores de 10 Hz.

1.2 Sismos tipo B

Son señales de fase P emergente, su fase S es prácticamente imposible de discernir y generalmente se integran a ondas superficiales (figuras: 3 y 4). Su hipocentro es bastante superficial, menor a 1 km por debajo del cráter. Frecuentemente aparecen como “enjambres” y su número aumenta a medida que se aproxima la erupción. Su espectro muestra picos dominantes entre 2 y 5 Hz.

1.3 Explosiones volcánicas

El origen de esta familia de señales sísmicas es superficial, al igual que los sismos tipo B, pero se caracterizan por tener amplitudes mucho mas grandes estrechamente relacionadas a la intensidad eruptiva. Estos sismos superficiales son frecuentemente acompañados de una fase sonora.

1.4 Tremores volcánicos

Minakami (1974) menciona que los tremores volcánicos podrían consistir de una sucesión de sismos de tipo B o de tipo explosión; esta sucesión de sismos podría durar desde algunas decenas de segundos a varias horas (figuras: 5 y 6).
Generalmente la fuente de los tremores volcánicos es superficial, de hecho su foco esta a unos 20 km de profundidad, como en el caso del volcán Kilauea.
El contenido espectral esta constituido de algunos picos bien marcados donde las frecuencias dominantes son inferiores a 5 Hz.

Figura 1.- Ejemplo de sismo tipo A registrado en el volcán Kilauea, Hawai (Minakami, 1974).

Figura 2.- Ejemplo de sismo tipo VT registrado en el volcán Ubinas, (Metaxian, 1998).

Figura 3.- Ejemplo de sismo tipo B registrado en el volcán Izu-Oshima, Japón (Tanaka, 1970).

Figura 4.- Ejemplo de sismo tipo B registrado en 1991 en el volcán Sabancaya, Perú, (base de datos del IGP-Arequipa).

Figura 5.- Ejemplo de tremor volcánico registrado en el volcán Monte Santa Helena, EEUU (Fehler, 1983).

Figura 6.- Ejemplo de tremor volcánico registrado en 1997 el volcán Sabancaya, Perú, (base de datos del IGP-Arequipa).

2. Clasificación de Latter

Latter (1979, 1981), trabajó con registros de los volcanes Ruapehu y Ngauruhoe en Nueva Zelanda para realizar su clasificación.
El criterio utilizado fue de clasificar las señales según las frecuencias dominantes observadas y el medio en que fueron generadas.

2.1 Sismos volcano-tectónicos

Este grupo lo conforman la totalidad de los sismos “tipo A” de la clasificación de Minakami (1969), cuyas frecuencias dominantes tienen valores iguales o mayores a 3 Hz, así como aquellos sismos “tipo B” a los que se les ha corregido la influencia del camino recorrido por la onda (atenuaciones, efectos de sitio, etc), figuras: 7 y 8.

Estos sismos se generan en materiales o medios susceptibles de fracturarse, por un mecanismo instantáneo, por ejemplo cuando una súbita intrusión magmática produce la fractura de rocas. Los focos de este tipo de eventos son menores a 30 km de profundidad.

2.2 Sismos volcánicos

Los eventos clasificados como volcánicos por Latter (1981) engloba en general los sismos “tipo B” de Minakami (1969), los sismos generados por explosiones y los tremores.

La forma de onda de estos sismos es emergente con fase S imperceptible. Probablemente, son generados en un medio fluido o parcialmente fluido, y pueden estar asociados a mecanismos de desgasificación. También pueden estar asociados a fenómenos de explosión (figura 3.9) registrados a manera de enjambres (Latter, 1981) o a fenómenos producto de la intrusión del domo (Shimozuru et al., 1969).
Latter distingue tres categorías en función del contenido espectral:

Primera categoría: corresponde a sismos de “baja frecuencia” (f<2 Hz), llamados también “sismos magmáticos”, pues se generan dentro (o muy cerca) del magma o en una zona de gases calientes.

Segunda categoría: corresponde a sismos de “frecuencias intermedias” (2<3 Hz). El lugar donde se originan es entre el magma y rocas solidificadas. Los sismos de esta categoría frecuentemente están asociados a tremores volcánicos.

La tercera categoría: esta constituida por sismos volcánicos de altas frecuencias, superiores a los 3 Hz. Estos sismos ocurren en el momento de las erupciones.

Figura 7.- Ejemplo de sismo tipo volcano-tectónico registrado en el volcán Kilauea, Hawai (Koyanagi, 1982).

Figura 8.- Ejemplo de sismo volcano-tectónico registrado en 1991 en el volcán Sabancaya, Perú, (base de datos del IGP-Arequipa).

Figura 9.- Ejemplo de sismo volcánico múltiple registrado en el volcán Ngauruhoe, Nueva Zelanda (Latter, 1981).

3. Clasificación de Schick

Para realizar esta clasificación, Schick (1981) se basó en la forma de onda de la señal y su contenido espectral, y a partir de esto propone un modelo de la fuerza que explicaría el mecanismo que produce tales señales. Esta clasificación trata de demostrar que existen 2 tipos (grosso modo) de mecanismos: (a) cuando el espectro de frecuencias es representado en escala logarítmica y que se puede fácilmente definir una “frecuencia coin” fc entonces se dice que la señal ha sido generada en un medio frágil, y (b) cuando en el espectro, representado a escala lineal, se observa una o varias frecuencias dominantes, entonces la señal ha sido generada en un medio fluido (figura 10).

Schick (1981) distingue 5 clases de señales:

3.1 Señales generadas por colapso de caldera

En este tipo de señales se distinguen nítidamente las fases P y S. Su espectro de frecuencia representada en una escala logarítmica muestra una similar o constante densidad espectral de amplitud hasta llegar a la “frecuencia coin” fc, luego, esta densidad espectral disminuye rápidamente (figura 10). Esta clase de espectro indica que el fenómeno se produce en presencia de un medio frágil (por ejemplo, fractura de rocas), y con un modelo de fuerza simple.

3.2 Señales generadas por una fractura de cizalla

Las señales muestran fases P y S bien marcadas pero de frecuencias más bajas que en el caso anterior, lo cual se traduce en una “frecuencia coin” fc menor y una pendiente menos pronunciada (figura 10). El modelo de fuerzas puede corresponder muy bien a un doble par de fuerzas.

3.3 Señales generadas por explosiones superficiales

La envolvente de la señal tiene forma de huso. Los espectros de estas señales pueden ser representadas en una escala lineal donde se evidencia una o varias frecuencias dominantes (figura 10). El modelo de fuerza corresponde a un flujo unidireccional de los gases en un medio magmático.

3.4 Las señales generadas por una brusca variación de presión

Se parecen a las señales anteriores, sus espectros representados en escala lineal presentan también frecuencias dominantes, pero son mucho más fáciles de distinguir que en el caso anterior (figura 10).
Las señales tipo B de Minakami y aquellas “señales de tipo volcánico de baja frecuencia” de Latter corresponden a los dos últimos (3 y 4) tipos de señal descritos.

3.5 Tremores causados por corrientes de magma

Son vibraciones continuas y estacionarias ocasionadas por flujos o corrientes unidireccionales, bi-direccionales o por turbulencia del magma. Un ejemplo de espectro de estos tremores puede ser observado en las figuras: 10 y 11.

Figura 10.- Tabla de clasificación de sismos volcánicos propuesta por Schick (1981) en base al contenido espectral.

Figura 11.- Espectro de tremor observado en el volcán Stromboli (Schick, 1973).

4. Clasificación de Ibañez

Ibáñez (1997) propone una clasificación siguiendo diversas nomenclaturas, como la clasificación de Minakami (1969), Latter (1979, 1981) y otros.

La clasificación propuesta por Ibáñez (1997) describe una serie de eventos que están basados en la forma de la señal sísmica y el contenido espectral. Esta nomenclatura es la más frecuente encontrada en bibliografía:

4.1 Sismos volcano-tectónicos

El comienzo de esta señal suele ser impulsivo (claras llegadas de la fase P) y es posible identificar la llegada de la onda S, por lo que es favorable trabajar con registrador de 3 componentes. Su contenido espectral es amplio, conteniendo frecuencias superiores a 10 Hz (figuras: 12 y 13), y superando en algunos casos los 30 Hz.
La localización en profundidad de estos eventos suele presentar un amplio rango de profundidades, desde decenas de kilómetros hasta la misma superficie del edificio volcánico. La proyección en superficie de estos eventos, presenta una distribución muy variada en torno a un posible conducto, y también a lo ancho de todo el sistema volcánico.

La presencia de los sismos volcano-tectónicos es muy común en casi todos los ambientes volcánicos, independientemente del estado de actividad de la región. Es más, estos eventos a veces están presentes en ambientes volcánicos en reposo.

Figura 12.- Ejemplo de sismo volcano-tectónico registrado en la Isla Decepción Antártica (modificado de Ibáñez & Carmona, 2000).

Figura. 13.- Ejemplo de sismo volcano-tectónico registrado en el volcán Ubinas, Perú (modificado de Metaxian, 1998).

Sin embargo, hay que señalar también que si bien son frecuentes los casos de erupciones que fueron precedidas por un brusco aumento de actividad sísmica de este tipo, existen algunos casos en los que no se produjo aumento significativo de la actividad sísmica (Beniot & McNutt, 1996).

4.2 Sismos de periodo largo

Los sismos de periodo largo (LP) o de baja frecuencia, carecen de fases iniciales definidas (presentan fases emergentes), por lo que resulta difícil determinar el momento exacto del inicio de la señal. Estas señales son típicas de ambientes volcánicos activos. Se caracterizan por presentar contenido espectral muy limitado, alrededor de 0.5 a 5 Hz (figuras: 14 y 15). La duración de estos eventos suele variar entre los pocos segundos hasta algo más de un minuto.

Algunos autores como Ferrazzini & Aki (1992) señalan que a menudo es posible encontrar eventos de periodo largo que vienen precedidos en su inicio por una señal energéticamente mas débil, pero cuyo contenido espectral contiene frecuencias más altas (>5 Hz).

La ocurrencia temporal de los sismos LP suele ser en forma de enjambre sísmico. Los enjambres de los sismos LP son una de las fuentes de información más útiles en la evaluación del comportamiento eruptivo futuro de un volcán, como fue el caso del volcán Pinatubo, donde se encontró enjambres como elementos precursores a la erupción (Chouet, 1996).

En el volcán Galeras (Colombia), se registraron señales sísmicas que, por sus bajas frecuencias, fueron clasificadas como sismos de periodo largo. Pero, sin embargo algunos autores (Gomez, D. & Torres R., 1997; Narváez et al., 1997), aludiendo a su forma de onda, los nombraron “eventos tornillo” (figuras: 21 y 22).

El contenido espectral de este tipo de sismos es variable en otros volcanes; incluso varía en un mismo volcán ya que es posible encontrar diversos tipos de eventos de largo período dentro de un mismo edificio volcánico.
Estos eventos, debido a su forma de onda son bastante difíciles de localizar usando técnicas clásicas (Lahr et al. 1994).

Figura 14.- Ejemplo de sismo de periodo largo registrado en la Isla Decepción (Antártida), (modificado de Ibáñez & Carmona, 2000).

Figura 15.- Ejemplo de sismo de periodo largo registrado en el volcán Ubinas, Perú (Metaxian, 1998).

4.3 Sismos híbridos

Estos sismos, figura 16, se caracterizan por presentar, en un comienzo, señales de altas frecuencias > 10 Hz, causado posiblemente, por una ruptura inicial, y seguidas por una señal parecida (en forma de onda, duración y contenido espectral), a la de los sismos de período largo. En la señal de altas frecuencias se pueden identificar las fases P y S; por lo que normalmente se les asocia con sismos pequeños.
La ocurrencia espacial y temporal de los sismos híbridos es muy similar a de los sismos de largo período; por tanto, aparecen asociadas a episodios pre-eruptivos inminentes (Ibáñez & Carmona, 2000).

Figura 16.- Ejemplo de sismo híbrido, registrado en la Isla Decepción, Antártida (Ibáñez & Carmona 2000).

4.4 Tremor volcánico

Es un tipo de evento sísmico que se caracteriza por producir señales sísmicas que conservan una amplitud constante por un largo periodo de tiempo: desde varios minutos hasta horas (figuras: 17 y 18). Las características comunes de estos eventos son:
- Su contenido espectral se centra en bandas de frecuencias relativamente estrechas con un pico dominante y algunos picos subdominantes. Las frecuencias centrales de los picos dominantes son particularmente estables y no suelen estar influenciadas por las características de la erupción ni por la situación de las estaciones sísmicas.
- Por regla general, parece no existir una correlación entre la actividad volcánica visual y la envolvente del tremor. Un tremor fuerte no tiene porque estar relacionado con una fuerte actividad volcánica visual. En algunas ocasiones, se observa tremores intensos cuando la actividad eruptiva es rítmica. En cuanto a la relación entre el tipo de material volcánico emitido y los tipos de tremores que se generan, las amplitudes del tremor están muy bien correlacionadas con la fuerza de las erupciones de ceniza, vapor o gas, mientras que para erupciones de lava o flujos de lava, las amplitudes del tremor suelen ser mas bajas. En los tremores no se ha observado un desplazamiento en frecuencia de los picos espectrales durante los procesos eruptivos, afectando simplemente a la amplitud de la señal, por lo que parece derivarse que la amplitud de la señal parece estar más relacionada con la fuerza de la erupción que con el tamaño de la fuente (Ibáñez & Carmona, 2000).

- No se puede identificar las llegadas de las fases de tipo P y S. Por esta razón, la localización espacial de estos eventos es complicada.

- La ocurrencia temporal del tremor es continua en cualquier fase ya sea esta pre-eruptiva o post-eruptiva.

Figura 17.- Ejemplo de tremor del volcán Arenal, Costa Rica (Ibáñez & Carmona, 2000).

Figura 18.- Ejemplo de tremor registrado en 1991 en el volcán Sabancaya, Perú (1991). Base de datos del IGP-Arequipa.

4.5 Explosiones volcánicas

Estos eventos sísmicos generan dos tipos de ondas: la primera asociada con la propagación en forma de ondas internas o superficiales de la explosión. La segunda es la llegada de lo que se conoce como ondas de aire, ondas sonoras y ondas de choque, que se propagan con una velocidad de propagación de 340 m/s (figuras 19 y 20).
La ocurrencia de eventos sísmicos producidos por explosiones volcánicas junto a los tremores, corresponden probablemente a las señales más características cuando se encuentra en marcha un proceso eruptivo. Por ello, algunos eventos de explosión se presentan en los registros superpuestos a una señal de tremor (figura 19-b).

Figura 19.- a) Ejemplo de explosión registrado en el volcán Stromboli (Italia). b) Ejemplo de explosión registrado en el volcán Etna (Italia), aparece superpuesta al tremor de fondo. (Ibáñez & Carmona, 2000).

Figura 20.- Ejemplo de una explosión registrado en 1991 en el volcán Sabancaya, Perú (1991). Base de datos del IGP-Arequipa.

5. Otras clasificaciones

En algunas zonas, como el volcán Galeras aparecen unos eventos que espectralmente podrían ser clasificados como eventos de período largo, pero algunos autores, entre ellos Gomez & Torres (1997) y Narváez et al (1997), aludiendo a su forma de onda, creen que estos eventos merecen su propia clasificación. Estos eventos han recibido el nombre de sismos “tornillo”.

5.1 Sismos Tornillo

Los denominados sismos tornillo son un tipo particular de eventos sísmicos de periodo largo registrado en volcanes andesíticos, como es el caso del volcán Galeras. Autores como: Torres R. & Gómez D. (2002), y otros, señalan que estos eventos han precedido la mayoría de erupciones y emisiones de gas del volcán Galeras, desde julio de 1992 hasta enero de 1995.
Los tornillos han aparecido durante diferentes fases de actividad volcánica. Ellos han ocurrido como precursores a corto plazo de erupciones de tipo Vulcaniano o de grandes emisiones de gas (volcán Galeras, Colombia, 1992-1993; volcán Asama, Japón, 1983), después de erupciones (volcán Tokachi, Japón, 1989), durante enjambres sísmicos (volcán Meakan, Japón, 1982); y durante estados de reposo (volcán Puracé, Colombia, 1994-1995; volcán Tarumi, Japón, 1970-1971, 1975; volcanes Ubinas y Misti, Perú, 1998, 2000) (Torres et al., 1996; Gómez & Torres, 1997; Metaxian, 1998; Llerena, 2003). Estos eventos se han presentado individualmente y como enjambres.
A continuación, se describen las principales características de los sismos tornillo, registrados en diferentes volcanes (Torres et al., 2002):
- La forma de onda es cuasi-sinusoidal, con un decaimiento exponencial relativamente lento de las amplitudes de la señal. Se presenta en los registros con largas duraciones en comparación con las amplitudes (figuras: 21 y 22).
- El contenido espectral de esta señal es cuasi-monocromático resaltando uno o a lo sumo unos pocos picos espectrales agudos. El espectrograma muestra básicamente que el contenido de energía se concentra en una banda de frecuencias estrecha y constante en el tiempo a lo largo de la señal.
- Las frecuencias dominantes no son afectadas por la distancia epicentral o por el acimut, lo que indica un efecto de fuente. Los picos frecuenciales son, en la mayoría de los casos, diferentes entre volcanes, (Gómez & Torres, 1997).
- Algunos eventos muestran modulación de la amplitud. Normalmente, sus inicios son emergentes, y de vez en cuando algunos eventos tienen llegadas de fases ligeramente impulsivas, (figuras 21 y 22).

Figura 21.- Ejemplo de sismo tornillo registrado en el volcán Redoubt, Alaska (Wassermann, 2001).

Figura 22.- Ejemplo de sismo tornillo registrado el 22/11/2002 en el volcán Ubinas, Perú, (base de datos del IGP-Arequipa).

MODELOS DE FUENTES SÍSMICAS VOLCÁNICAS

Los eventos sísmicos descritos en las secciones anteriores pueden ser agrupados en dos familias generales: Los sismos volcano-tectónicos y los sismos volcánicos. Los tremores forman parte de esta segunda familia. Los sismos volcano-tectónicos son el producto de mecanismos instantáneos en medios frágiles, mientras que los sismos volcánicos están asociados a mecanismos más lentos, donde intervienen medios fluidos: agua, gas, y/o magma, (Metaxian, 1994).

Ibáñez & Carmona (2000), hacen una breve descripción de los diferentes modelos de fuentes más aceptados para cada una de las clasificaciones anteriores, basándose en los criterios de Chouet et al. (1986, 1988 y 1996), Schick (1992) y otros. A continuación se resume las consideraciones de tales modelos de fuente:

Modelo de fuente de sismos volcano-tectónicos

El modelo mecánico de origen de los sismos producidos en medios elásticos es ampliamente aceptado: los esfuerzos (y deformaciones elásticas resultantes) se acumulan en una determinada región hasta que se supera el límite de resistencia del material, es entonces que se produce una fractura con movimiento súbito relativo de sus dos partes y se producen ondas sísmicas que se propagan en todas direcciones.
Ahora bien, en una zona volcánica la incógnita es saber, ¿cual sería el origen de esta acumulación de esfuerzos?. Se pueden considerar dos causas de la acumulación de esfuerzos a) debido a la transmisión de energía elástica como producto de una dinámica de la tectónica regional y b) por transmisión de energía elástica debido a la interacción con la dinámica de fluidos que están presentes en el sistema volcánico. La identificación del o de los procesos causales es muy importante porque va a permitir explicar si el origen de la sismicidad detectada es puramente tectónico, si está relacionado con la dinámica interna del volcán, o si es la combinación de ambos.

1. Modelo de fuente de sismos de periodo largo

Muchos ejemplos establecieron ya una relación entre la ocurrencia de sismos LP y erupciones volcánicas, tales como: volcán Asama, Japón (1958 y 1983), volcán El Chichon, México (1982), el volcán Rebout, Alaska (1989-1990), volcán Pinatubo, Filipinas (1991), (Chouet et al., 1994; Ibáñez & Carmona, 2000).

En un principio, muchos eventos de periodo largo eran clasificados como eventos de tipo B. Se les definió como eventos sísmicos muy superficiales y se pensaba que su contenido espectral observado se explicaba por los efectos de atenuación y la respuesta de sitio. Sin embargo, para varios volcanes se ha observado que en una misma zona, con el mismo instrumento y las mismas condiciones geológicas, aparecen diversos LP con diferente contenido espectral (Chouet, 1996; Ibáñez & Carmona, 2000).

Estudios recientes (Aki et al, 1981; Chouet, 1986, 1988, 1996, Nakano et al, 1998) proponen un nuevo modelo de fuente que se relaciona con la dinámica de fluidos existentes al interior de un volcán y pueden explicar el espectro de frecuencias observado. El reciente modelo de Chouet (1986, 1988 y 1996), es un “modelo de fracturas controladas por fluidos”. Según este modelo, los sismos de período largo se generan por resonancias en fracturas cerradas en sus extremos y rellenas de fluidos volcánicos (agua o magma) con un cierto nivel de gas disuelto en los fluidos, en donde ocurre un brusco y transitorio cambio de presión. Este transitorio de presión origina una perturbación que se propaga a lo largo de las fractura transmitiendo energía desde el fluido al entorno sólido que lo enclaustra, generando así las ondas sísmicas.
La frecuencia principal (pico espectral) y su anchura, proveen información acerca del tamaño de la fractura o cavidad que ha entrado en resonancia, así como del tipo de fluido (agua o magma) que la rellena (Nakano et al, 1998).

Una interpretación de estas señales, basándose en el modelo de Chouet (1996) ha permitido predecir la ocurrencia de erupciones explosivas en función de la evolución espacio-temporal de los sismos volcánicos de período largo (Ibáñez & Carmona, 2000). El asunto fundamental es determinar cuál es el fluido que rellena la fractura (agua o magma) y su contenido en gas, así como la evolución espacio-temporal y energética de la fuente.

2. Modelo de fuente de sismos híbridos

Las señales que presentan un inicio con altas frecuencias seguido de LPs, se conocen como híbridos. Estas vienen a ser entonces la suma de las formas de ondas de los sismos volcano-tectónicos y de los de período largo que ocurren en la misma región y simultáneamente. El modelo correspondería a una región fuente (una fractura) sellada y sometida a la presión de los fluidos volcánicos, en donde el aumento de presión de los fluidos lleva a la ruptura de la zona, produciéndose así el sismo (señal a altas frecuencias); inmediatamente esta fractura es rellenada de fluidos y resuena, produciendo así una señal monocromática en bajas frecuencias (señal LP).
En resumen, este modelo asume que existe una presión ejercida por los fluidos que rompe la región (fractura) y parte de estos fluidos se inyectan en la zona fracturada.

3. Modelo de fuente generadora de tremores volcánicos

Los tremores volcánicos son las señales sísmicas que más se han registrado en los ambientes volcánicos. Debido a la gran variedad de las formas de onda de estos eventos, se han propuesto una gran variedad de modelos de fuentes sísmicas. Sin embargo, la ausencia de fases sísmicas, que permitan la localización espacial de la fuente y su posible evolución, han limitado de manera importante el estudio de sus modelos de fuente.
La complejidad espectral de estos eventos requiere considerar también múltiples modelos de fuente concordantes con la clase de fenómenos.

Tremores con frecuencias altas (>6 Hz) son asociados a avalanchas, caídas de rocas o fuertes desgasificaciones en cráteres.

Tremores con frecuencias bajas (alrededor de 0.5 Hz), están asociados directamente al transporte de masa (básicamente magma), a oscilaciones en la cámara magmática, o hasta la resonancia de tipo “tubo de órgano” ocurrido en grandes conductos.

Finalmente, los tremores con frecuencias intermedias (entre 1 y 6 Hz), son los más frecuentes y para los cuales existen un gran número de modelos, y a su vez, el mayor desconocimiento, (Schick, 1992). Algunos modelos se han basado en desgasificaciones, fluctuaciones del gas, resonancias de conductos, etc. Los modelos de resonancia en conductos abiertos se han ido complicando según las estructuras de los edificios volcánicos, y aunque son capaces de explicar numerosos episodios de tremor, a veces no pueden integrar datos sobre la reología de los fluidos y su dinámica (Ibáñez & Carmona, 2000).
Algunos resultados actuales que integran observaciones de tremor y LP muestran evidencias de que algunos tremores de algunas regiones volcánicas son la suma temporal de LP, (Almendros et al, 1997). En este caso, los posibles mecanismos generadores de tremores serían los mismos que generan a los LP, pero donde los fenómenos transitorios de presión son continuos en el tiempo y abarcan una región más extensa (Ibañez & Carmona, 2000).

IMPORTANCIA DEL ANÁLISIS ESPECTRAL DE SEÑALES SÍSMICAS VOLCÁNICAS

Para clasificar convenientemente las señales sísmicas producidas en un volcán, éstas deben ser analizadas no sólo considerando sus formas de onda, sino que, por la complejidad de las fuentes y efectos de las heterogeneidades del material volcánico, es necesario complementar el análisis realizado en dominio del tiempo con procedimientos en el domino de la frecuencia y así aprovechar la información contenida en el espectro de las señales sísmicas. Existen dos herramientas de cálculo apropiadas para analizar y representar una señal: el espectro y el espectrograma.

1. El espectro

El análisis del espectro de frecuencias es una herramienta muy útil y de uso muy extendido. El ejemplo de la sinusoide infinita que ve concentrada toda su energía en una sola frecuencia (figura 23), la frecuencia de la sinusoide, es muy ilustrativo.

Figura 23.- Ejemplo de representación temporal y espectral de una sinusoide infinita. La energía de la sinusoide (arriba mostrado) puede ser representada en el espectro de frecuencias en un solo valor (abajo).

Si consideramos que la señal sísmica, en el dominio de tiempo puede ser expresada como la suma de n señales sinusoidales, cada una conteniendo una amplitud, frecuencia y fase determinada; es entonces posible llegar a diferenciar claramente los registros de señales sísmicas por su contenido espectral. Para este fin, la “Transformada de Fourier” es la principal herramienta disponible, la cual permite transformar una señal expresada en el dominio de tiempo, hacia una expresada en el dominio de frecuencias. Es decir que al aplicar la transformada de Fourier a las señales, será posible ver el contenido espectral que se busca.

Se define como la Transformada de Fourier de f(t), a una función F(n), siempre que entre ellas exista una simetría en frecuencia (n) y en tiempo (t).

f (t) F(n) De manera que:

Y puesto que existe una relación entre la frecuencia angular w, frecuencia n y el período T, tal que:

Entonces se obtiene las expresiones F(w) y f(t) comúnmente usadas como base en el tratamiento de señales, y que son las siguientes:

Transformada de Fourier de f(t)
,
Transformada de Fourier inversa de F(w).
,
Por tanto F(w) contiene una parte real R(w) y otra imaginaria Im(w):

De manera que:

Y podemos definir:

como el “Espectro de Amplitud”.

Asimismo, puesto que:

se puede definir
ó ,

como el “Espectro de Fase”

En el tratamiento de las señales sísmicas se utiliza sobretodo el espectro de amplitud.

Todas estas expresiones conciernen a funciones continuas. Sin embargo, un registro sísmico digital está formado por una serie finita de valores en función del tiempo. Por esta razón, las expresiones anteriores basadas en integrales deben ser transformadas en otras expresiones basadas en sumatorias.

De este modo la función continua en el dominio de tiempo x(t) puede ser expresada de forma discreta por:

Y su transformada de Fourier discreta (TFD) se expresa por:

Donde xh representa al valor de x en el punto n, d es la función delta de Dirac, DT es el intervalo de tiempo de muestreo.

Llegado a este punto, sólo quedaría efectuar los cálculos o algoritmos en computadora para encontrar el contenido espectral de la señal que se está estudiando. Sin embargo, este paso no es tan simple, sino largo y con consumo de mucho tiempo de cálculo. Afortunadamente en 1965 Cooley y Tuckey propusieron un nuevo algoritmo de cálculo conocido como FFT (fast fourier transform ó Transformada Rápida de Fourier) que disminuyó muchísimo el tiempo de cálculo y el cual consiste en factorizar una matriz de NxN en n matrices NxN y en donde para cada una de las matrices se llega a minimizar el número de multiplicaciones y adiciones complejas.

Los paquetes PICKEV y WINQUAKE que se han utilizado para efectuar el análisis de las señales sísmicas obtenidas en el volcán Misti, incorporan ésta técnica de cálculo computacional FFT.

2. El espectrograma o TFCP

En una señal sísmica de origen volcánico, el contenido espectral puede que no se mantenga estable a lo largo del tiempo. La utilidad de la herramienta denominada “espectrograma” consigue representar el espectro evolucionando en el tiempo. En realidad el nombre de la función matemática asociada a esta herramienta es la Transformada de Fourier a Corto Plazo (TFCP), nombre que viene del análisis que se efectúa sobre ventanas de soporte temporal finito.

El principio del espectrograma (figura 24) es dividir la señal en segmentos o tramos que se recubren parcialmente. Para cada uno de estos segmentos se calcula la Transformada de Fourier. El espectro resultante corresponde entonces al tiempo del centro de la ventana, y se representa bajo un código de colores (donde las amplitudes más fuertes corresponden al rojo oscuro y las más débiles al violeta/azul claro). Un espectrograma no es más que la representación de la evolución espectral de la señal en función del tiempo, mediante la superposición (en el tiempo) de sucesivos espectros de duración menor a la señal total. De esta manera se tiene una idea del aspecto de la señal sísmica en un tiempo t determinado.

Figura 24.- Esquema que ilustra el principio del cálculo y la representación de un espectrograma.

FUENTES DE RUIDO

La calidad de las señales sísmicas volcánicas registradas sobre un volcán puede verse afectada por otras vibraciones del suelo de poca energía que pueden ser consideradas como ruido.

Los orígenes del ruido sísmico pueden ser clasificados en dos tipos: natural y antrópico. Dependiendo de cual de estas dos fuentes sea de la que proviene el ruido, su comportamiento temporal y frecuencial es particular. Los fenómenos naturales generan ruidos por lo general más persistentes en el tiempo, en cambio aquellos generados por la actividad urbana ocurren en forma diaria, semanal, etc. De manera general, se puede establecer que la frecuencia de 1 Hz corresponde al límite entre los ruidos naturales y antrópicos. Teniendo en cuenta los diferentes estudios realizados acerca de este tema se puede resumir de manera general, en cuanto al ruido sísmico, que:

Las frecuencias menores de 0.5 Hz están asociadas a condiciones meteorológicas (tormentas, depresiones barométricas, etc) y oceánicas (oleaje, acción de las mareas, etc.) que ocurren a gran escala. Estas señales están compuestas principalmente por ondas Rayleigh en modo fundamental (Moreno & Alfaro, 2000; Bonnefoy-Claudet, 2004).
Las frecuencias próximas a 1 Hz están asociadas a vientos locales y a condiciones meteorológicas locales y/o regionales.
Las frecuencias mayores a 1 Hz están asociadas a la actividad humana (ruido urbano, acción de maquinarias, motores, explosivos, etc.). Estas señales estarían compuestas principalmente de ondas P, ondas Rayleigh y Love.

Por otro lado, la fuente de ruido puede estar situada cerca o lejos del sitio de observación.

INSTRUMENTACIÓN Y REGISTROS SÍSMICOS EN VOLCANOLOGÍA

El seguimiento de la actividad sísmica es una de las técnicas más antiguas de la vigilancia de volcanes activos. Ya desde principios del siglo XIX se desarrollaron los primeros instrumentos para el estudio de los sismos del volcán Vesubio (Ortiz R. et al., 2001). Hoy, la instrumentación de cualquier volcán activo empieza normalmente por la instalación de una estación sísmica, y posteriormente se añade estaciones u otra instrumentación de acuerdo a la situación del volcán y de los recursos disponibles.

En una estación sísmica, la elección del tipo del sensor sísmico o sismómetro que operará es importante porque los datos que se obtengan estarán en función de las características de dicho aparato. Entre los sensores actualmente utilizados tenemos:

1. Sensores de Periodo Corto

Este tipo de sismómetros se caracteriza por tener una respuesta en velocidad normalmente plana, en el rango de frecuencias entre 1 y 50 Hz. Su respuesta en frecuencias y sobre todo su rango dinámico hacen de este, el instrumento ideal para estudio de sismicidad local de magnitud moderada o baja, pero no para energías grandes debido a que se suele producir la saturación mecánica del instrumento.

2. Sensores de Banda Ancha

Aunque los sismómetros estándar usados sistemáticamente en volcanología corresponden a sensores con respuesta plana entre 1 y 50 Hz (rango de frecuencias que abarca a la mayor parte de las señales producidas en contexto volcánico), son frecuentes los casos de volcanes donde también ocurren sismos con frecuencias menores a 1 Hz, y por tanto al utilizar solo sismómetros de periodo corto se estaría perdiendo parte de la información. Para cubrir esta deficiencia, modernamente es mejor utilizar sensores de banda ancha.

Este tipo de sismómetro tiene una respuesta en frecuencia mucho más amplia que la anterior llegando a ser incluso desde 0.01 a 50 Hz (figura 3.25), presentando además la ventaja de un mayor margen dinámico. Teóricamente, este tipo de instrumento resultaría ser el ideal para cualquier tipo de estudio, no sólo de sismología volcánica, sino también de sismología tectónica. Sin embargo, existe un punto desfavorable y es que el costo de estos instrumentos es elevado. También hay que señalar que son mucho más delicados y presentan un mayor volumen y peso, siendo estos puntos desfavorables cuando se trata del monitoreo en áreas inhóspitas como es el caso de los volcanes andinos.

Configuración de estaciones sísmicas

Una de las decisiones más importantes que se hace una vez identificado el sismómetro que se adapta mejor al tipo de estudio, es establecer la configuración de las estaciones sísmicas que se va a desplegar. Esta configuración estaría en función de lo que se desea estudiar.

1. Estación o estaciones de control

Se refiere a la instalación de una o varias estaciones sísmicas independientes entre si en una región determinada. Se maneja especialmente en la supervisión de volcanes muy alejados, a fin de contar con un mínimo de información acerca de la evolución de su actividad sismo-volcánica.
Las estaciones de control proporcionan información sobre la evolución de la actividad sísmica siendo normalmente usadas en la cuantificación y control temporal de la actividad sísmica.

En caso de instalar estaciones de control, es recomendable contar con sismómetros de tres componentes con el fin de ampliar el posible campo de estudios a ángulos de incidencia, polarización e incluso determinación precisa de fases sísmicas como P y S.

2. Red de estaciones sísmicas

Una red sísmica es un conjunto de estaciones sísmicas a lo largo de un territorio determinado, más o menos amplio, con sistemas comunes como tipo de instrumentos, tiempo y adquisición de datos. En una zona volcánica, la red se despliega alrededor del edifico volcánico.

Una buena cobertura de estaciones sísmicas puede ser la instalación de la red en dos escalas: a escala grande que se extiende en regiones no volcánicas (menores a 20 Km) y una red de menor escala con estaciones concentradas en los flancos y en la cima del volcán (Wassermann, 2001). Las redes sísmicas grandes son muy útiles para distinguir entre señales sísmicas del volcán y la actividad sísmica local o regional, como también son muy útiles para mejorar la precisión de localización de fuentes agudamente arraigadas de la actividad magmática. Para estudios detallados de las señales sísmicas volcánicas (red menor), la mayoría de las estaciones se deben poner cerca del centro de la actividad. Una o dos estaciones se deben instalar tan cerca como sea posible a la región volcánica activa (cráter). Otras estaciones se deben poner para asegurar una buena cobertura azimutal total. Si es posible, el espaciamiento de las estaciones debe ser comparable a la profundidad de la fuente para asegurar un buen control de la profundidad. Es bueno tener todas las partes de la esfera focal que rodea una fuente que se muestreará por las estaciones sísmicas. Los mejores resultados son cuando la fuente está situada dentro de la red de estaciones sísmicas, lateral y vertical.

En el caso de este estudio, se ha obtenido los datos colocando una red de estaciones sísmicas de similares características a las de las redes menores. Estas estaciones fueron desplegadas sobre todo en el cono del volcán Misti. Se contó también con estaciones exteriores a esta red, a fin de comparar e identificar las señales sísmicas que no provenían de la actividad sísmica asociada al volcán, sino de la actividad tectónica regional.

3. La instalación de estaciones: aspectos generales

En la instalación de los equipos sísmicos hay que tener presente algunos aspectos relacionados a la elección del sitio, así como aspectos instrumentales relacionados con el nivel de amplificación y frecuencia de muestreo de las señales.

- Elección del sitio: se debe preferir en lo posible estructuras sólidas como coladas de lava y no zonas de depósitos piroclásticos o de rellenos de ceniza. En efecto, el suelo blando actúa como un potente filtro de la señal e introduce contenidos espectrales relacionados con la estructura que podrían enmascarar la información radiada por la fuente. Eventualmente se puede enterrar más o menos profundamente los sensores para evitar capas superficiales meteorizadas. Se debe evitar la proximidad de barreras en las que el viento al chocar pueda producir un nivel de ruido alto.

- Nivel de amplificación: Es un compromiso que debe decidirse, pues si se coloca una alta amplificación se incrementa el rango de detectabilidad del instrumento, pero lo hace más sensible a la presencia de ruido. También, en caso de registrar una actividad sísmica más importante se corre el riesgo de tener señales saturadas, inutilizando así el registro. Con una amplificación baja se evitan estos problemas, pero el sistema se hace más sordo ante la actividad microsísmica que puede ser la más importante en muchas zonas volcánicas.

- Frecuencia de muestreo: la frecuencia de muestreo elegida condiciona la resolución temporal donde por ejemplo 100 muestras por segundo que significa una resolución de 10 ms es aceptado como adecuado en el registro de muchos volcanes, aunque podría ser cambiado a elección del operador.

Figura 25.- Ejemplo de respuesta de un sensor de banda ancha, Guralp Systems, (Guía de operador CMG40T, 1995).

MATERIAL BIBLIOGRÁFICO SOBRE SISMOLOGÍA VOLCÁNICA

RELACIÓN DE LIBROS:

Introducción a la Sismología Volcánica (inglés)

RELACIÓN DE TESIS:

Análisis de la actividad sísmica del Volcán Ubinas para el periodo Marzo - Abril de 1998. Edu Taipe Maquerhua
Análisis de la actividad sísmica del Volcan Sabancaya. Yaneth Antayhua
Características de la sismicidad observada en octubre 2001 en el volcan Misti (Sur del Perú). Patricia Llerena Luna
Características de las fuentes sísmicas en el volcán Tunhurahua. Indira Molina

RELACIÓN DE ARTÍCULOS:

Volcanes y sismicidad en la region del volcan sabancaya (Arequipa). Y. Antayhua, H. Tavera
Sismicidad Volcánica. J. Ibañez, E. Carmona
Riesgo volcánico. Editor científico Ramon Ortiz

ENLACES DE INTERÉS:

INSTITUTO GEOFÍSICO DEL PERÚ - ÁREA DE VOLCANOLOGÍA: El Instituto Geofísico del Perú (IGP), es un órgano oficial del Estado Peruano. Tiene por funciones, realizar investigaciones a fin de prever y reducir el impacto de los desastres naturales (Decreto Legislativo 136, año 1981). En tal sentido, el IGP desarrolla trabajos de investigación en vulcanología, en el marco de su programa “Evaluación de Peligros Volcánicos y Vigilancia de Volcanes Activos en el Sur del Perú”.
VIGILANCIA VOLCÁNICA - INGEMMET
INSTITUTO GEOGRÁFICO NACIONAL (ESPAÑA) - VOLCANOLOGÍA
GRUPO DE ESTUDIO Y SEGUIMIENTO DE VOLCANES ACTIVOS (ARGENTINA): Este grupo de investigación, de reciente formación dentro del Departamento de Ciencias Geológicas de la Universidad de Buenos Aires, dedicado al estudio de volcanes activos permitirá articular el conocimiento proveniente de diferentes áreas, para desarrollar los modelos de comportamiento de los volcanes, realizar el seguimiento y determinar los fenómenos precursores a una erupción.
GRUPO DE VOLCANOLOGÍA DE BARCELONA

SISMICIDAD DE PERÚ

Joseph.Huanca@gmail.com (Joseph Huanca Cardenas) — Sat, 26 Dec 2009 11:03:52 PST

INTRODUCCION

El borde occidental de América del Sur se caracteriza por ser una de las regiones sísmicamente más activas en el mundo. El Perú forma parte de esta región y su actividad sísmica más importante está asociada al proceso de subducción de la Placa de Nasca (oceánica) bajo la Placa Sudamericana (continental), generando frecuentemente terremotos de magnitud elevada. Un segundo tipo de sismicidad, es producida por las deformaciones corticales, presentes a lo largo de la Cordillera Andina, con terremotos menores en magnitud y frecuencia. La distribución y origen de los terremotos en Perú, han sido tema de diversos estudios utilizando datos telesísmicos y regionales a fin de estudiar la geometría de la subducción de la Placa de Nasca bajo la Sudamericana (Stauder, 1975; Barazangi y Isacks, 1976; Hasegawa y Isacks, 1981; Bevis y Isacks, 1984; Boyd et al, 1984; Grange et al 1984; Schneider y Sacks, 1987; Cahill y Isacks, 1992; Suarez et al, 1996; Tavera, 1995; Tavera y Buforn, 1998a; Tavera y Buforn, 1998b.) o bien para delinear las zonas de mayor deformación superficial en el interior del continente (Dorbath et al 1986; Doser, 1987; Deverchere et al 1989; Dorbath et al ,1990a; Dorbath et al, 1991; Lindo, 1993; Suarez et al, 1996; Tavera y Buforn 1998a, Tavera y Buforn 1998b; Tavera, 1998). Por otro lado, el análisis de la sismicidad histórica ha permitido evaluar la periodicidad de ocurrencia de terremotos de magnitud elevada a lo largo de la costa peruana (Kelleher, 1972; Dewey y Spence, 1979; Beck y Ruff, 1989; Dorbath et al 1990b) y delinear las regiones de mayor potencial sísmico (McCann et al, 1979; Nishensko, 1991). A continuación se realiza una descripción de las características tectónicas y de la sismicidad histórica e instrumental de Perú. Así mismo, se analiza los diferentes tipos de mecanismo focal asociados a terremotos de magnitud elevada a fin de realizar una evaluación del estado actual de los esfuerzos presentes en Perú.

TECTONICA GENERAL

Los Andes es un claro ejemplo de cordillera formada como resultado del proceso de subducción de una placa oceánica bajo una continental. La Cordillera Andina se extiende a lo largo del continente sudamericano, desde Venezuela hasta el sur de Chile, con un ancho mínimo de 200 km. en la región Central de Perú y máximo de 500 km. en el límite entre Perú y Chile. La Figura 1 muestra un esquema de las principales unidades estructurales formadas como resultado de la evolución de la Cordillera Andina: Zona Costera (Z.C.), Cordillera Occidental (C.OC.), Cordillera Oriental (C.OR.), Altiplano y la Zona Subandina (Audebaud et al, 1973; Dalmayrac et al, 1987).

La Zona Costera (Z.C.).- Zona estrecha de aproximadamente 40 km. de ancho que se extiende de norte a sur y está constituida en su mayoría por suaves plegamientos volcánicos y rocas sedimentarias del Mesozoico. La zona sur está formada por basamentos de rocas cristalinas plegadas y sujetas a deformación desde el Precámbrico.

La Cordillera Occidental (C.OC).- Es el batolito andino de mayor volumen que se extiende desde Venezuela hasta Tierra del Fuego en Chile. En el Perú se distribuye paralelo a la costa de norte a sur. La parte más elevada de esta Cordillera (4200-4500 m), esta formada por series del Mesozoico, más o menos plegadas y cubiertas de manera heterogénea por capas volcánicas del Cenozoico. Esta Cordillera aumenta su anchura en la región sur del Perú.

El Altiplano.- Situado entre las Cordilleras Occidental y Oriental. En la región sur su anchura es de 200 km. y se extiende hacia el norte hasta los 9 °S, en donde alcanza un ancho de unos 50 km. y después desaparece. Esta unidad esta formada por una serie de cuencas intramontañosas del Cenozoico que se prolongan hacia el Altiplano, siendo la zona sur invadida por estructuras volcánicas activas del Terciario Superior.

La Cordillera Oriental (C.OR.).- Menos elevada que la Cordillera Occidental (3700-4000 m.) y corresponde a un extenso anticlinal formado por depósitos intrusivos del Precámbrico. En la región sur, la Cordillera se curva en dirección E-W para luego continuar paralela a las otras unidades.

La Zona Subandina.- Zona de anchura variable en donde se amortiguan las estructuras andinas. Esta zona se localiza entre la Cordillera Andina y la Llanura Amazónica y está formada por una cobertura de sedimentos del Mesozoico y Cenozoico con pliegues de gran longitud de onda.

Estas unidades se han formado como resultado de una tectónica activa cuya principal fuente de energía radica en el proceso de subducción de la placa oceánica bajo la continental (Figura 2). En las regiones norte y centro del Perú (Fig. 2a) el proceso de subducción se realiza con un ángulo de 20°-30° hasta profundidades del orden de 100 km., a partir de la cual el contacto de placas es casi horizontal. En la región sur (Fig. 2b), el proceso de subducción se inicia con un ángulo de 30° constante hasta profundidades de 300 km. aproximadamente. Asimismo, en la Figura 2, se esquematiza la localización de las unidades estructurales descritas anteriormente.

Fig.1 Unidades estructurales de Perú

Fig.2 Subducción de la Placa Oceánica. Esquema que muestra la geometria de la subducción de la placa oceánica bajo la continental. a) Subducción horizontal (Norte y centro de Perú). b) Subducción normal (Sur de Perú) (Mattauer, 1989).

SISMICIDAD HISTORICA

La información sobre la actividad sísmica histórica de Perú se remonta a los años 1513 y la calidad de los datos dependerá de la distribución y densidad de las poblaciones en las regiones afectadas por los terremotos (Tavera y Buforn, 1998b). La recopilación más completa sobre esta sismicidad fue realizada por Silgado (1968, 1978, 1985) y Dorbath et al, (1990b). En la Figura 3 se observa que los terremotos con ³ VIII MM para el periodo 1513-1959 se distribuyen únicamente a lo largo de la costa centro y sur, debido a que estas regiones eran las más pobladas y que luego se constituyeron en las ciudades más importantes después del siglo XVI. La mayoría de estos terremotos generaron maremotos de intensidad variable y produjeron daños a lo largo de la costa Oeste de Sudamérica (Montessus de Ballore, 1911) y alrededor del Pacífico (Hatori, 1968). En el interior del país solo se localizan 3 terremotos, el de 1650 ocurrido en Cusco (Io=X MM), 1946 en Ancash, (Io=IX MM) y 1947 en Satipo, (Io=VIII MM). Silgado (1978) estima los valores de magnitud de los terremotos a partir del área de Intensidad Máxima con el propósito de compararlos con sismos recientes ("Magnitud Silgado"). Así mismo, Dorbath et al, (1990b) realizaron una revisión de las intensidades y evaluaron los principales maremotos a fin de recalcular los valores de magnitud (Tabla 1). La profundidad estimada para todos estos terremotos, es aproximada. Para la costa central de Perú, Silgado (1978) y Dorbath et al (1990b) indican que los terremotos mayores son los de 1586, 1687 y el de 1746 (Io=X MM) que destruyó la ciudad de Lima y generó un maremoto con olas de 15-20 m. de altura. En la región sur, los terremotos más importantes son los de 1604, 1784 y 1868, este último mejor documentado y descrito en detalle por Montessus de Ballore (1911) y Vargas (1922). Estos terremotos destruyeron las ciudades de Arequipa, Moquegua, Tacna, Puno y norte de Chile. El terremoto de 1868 (Io=X MM) fue sentido desde Ecuador hasta Chile generando un maremoto con olas de 14 m. de altura (Silgado, 1978). En el interior del continente, el único terremoto documentado es el de 1650, que destruyó la ciudad del Cusco y fue sentido en Lima, Arequipa y La Paz (Bolivia). Para el periodo 1513-1959, no existe mayor información sobre terremotos ocurridos en la zona Andina y Subandina del norte y centro de Perú, pero actualmente se sabe que estas regiones son sísmicamente muy activas.

Fig. 3 Terremotos ocurridos en Perú entre (1513-1959), Io > VIII MM

SISMICIDAD INSTRUMENTAL

En la Figura 4 se presenta un mapa de la actividad sísmica ocurrida en Perú durante el periodo 1960-1995 (M>5) según el catálogo del NEIC. Esta sismicidad fue seleccionada con similar criterio que Cahill y Isacks (1991). La sismicidad con foco superficial (h< 60 km., Fig. 4a), se localiza entre la fosa y la línea de costa (Stauder 1975; Barazangi y Isacks 1976; Tavera y Buforn 1998b) con ocurrencia frecuente de terremotos de magnitud elevada (13 Enero de 1960, Ms=7.5; 17 de Octubre de 1966, Ms =8.0; 31 de Mayo de 1970, Ms=7.8). Otro grupo importante de sismicidad, es producida por el cabalgamiento de la Cordillera Andina sobre el escudo Brasileño en el interior del continente. La mayoría de estos terremotos se localizan en la zona de transición entre la Cordillera Oriental y el margen occidental de la zona Subandina (entre 3° y 13° S). En el Altiplano también existen sismos superficiales, pero son menos numerosos y más dispersos. Por lo general, los terremotos que ocurren en estas regiones tienen magnitudes moderadas (24 Julio de 1969, mb=5.9, 1 Octubre de 1969, mb=5.9; 30 de Mayo de 1990, mb=6.1 y 5 de Abril de 1991, mb=6.5). Algunas zonas, entre la línea de costa y la Cordillera Occidental (4°-13° S) y en la región sur del Perú (13°-16° S), presentan índices menores de sismicidad, mostrando que en estas zonas el régimen de deformación cortical es menor o que existen periodos mayores de recurrencia para terremotos de magnitud elevada (Tavera y Buforn 1998b). Los terremotos con foco intermedio (60< 350 km., Fig. 4b) se distribuyen de manera irregular, pudiendo indentificarse tres zonas: la primera se distribuye paralela a la línea de costa desde 9°S hasta 19°S y es causante de los terremotos del 28 de Mayo de 1982 (Ms=6.5) y 18 de Abril de 1993 (Ms=6.2). Un segundo grupo se localiza en el interior del continente (zona norte y centro) paralela a la Cordillera Oriental y zona Subandina. Estos terremotos siguen una línea (N-S) aproximadamente. El tercer grupo de sismicidad se localiza en la región sur del Altiplano y se caracteriza por su alto índice de sismicidad. En los dos primeros grupos los terremotos alcanzan profundidades de 100-150 km. y en el tercer grupo hasta 350 km. de profundidad (Tavera y Buforn, 1998b). La actividad sísmica con foco profundo (h>350 km.) se localiza en la región centro y sur de la Llanura Amazónica (Fig. 4b). Esta sismicidad, es mayor en la región central (6°-11°S) y se alinea en dirección Norte – Sur (N-S) sobre una área de 500 km. de longitud (borde Perú - Brasil) y en la región sur es menos numerosa y más dispersa (borde Perú - Bolivia) (Tavera y Buforn, 1998 a-b). En la Figura 5, se muestra 3 perfiles verticales de sismicidad según las líneas indicadas en la Fig. 4b. Según el perfil A-A' la profundidad de los terremotos aumenta de Oeste a Este, con focos a menos de 50 km. en la zona oceánica hasta 150 km. de profundidad en el interior del continente. Entre 200 y 450 km. de distancia horizontal desde el punto A, se observa menor ocurrencia de terremotos, siendo éstos más superficiales, lo que puede considerarse como una posible laguna sísmica. A partir de la distancia de 450 km., aumenta el número y la profundidad de los terremotos, hasta una distancia horizontal de 700 km. desde la fosa. Estas profundidades indican el límite de la subducción de la Placa de Nasca bajo la Sudamericana. En el perfil B-B' la distribución de los focos sigue el mismo patrón descrito anteriormente, pero sin observar la posible laguna sísmica. En ambas secciones verticales y hasta unos 100 - 150 km. de profundidad, los focos se distribuyen según una línea con pendiente de 15°-20° y a partir de esta profundidad (distancia horizontal de 200 km. desde B), el límite de las placas es prácticamente horizontal. Los terremotos con foco superficial se distribuyen linealmente sobre la profundidad de 33 km.; sin embargo, las zonas de mayor deformación presentan un alto índice de sismicidad (Fig. 4). Estas características ya fueron descritas anteriormente por otros autores (Stauder, 1975; Barazangi y Isacks, 1976; Bevis y Isacks, 1984; Cahill y Isacks, 1992; Tavera y Buforn, 1998b; Tavera 1998). En la región Sur del Perú (Perfil C-C'), la distribución vertical de los hipocentros presenta características diferentes. La profundidad de los terremotos aumenta linealmente de Oeste a Este con una pendiente de 25°-30° hasta 350 km. de profundidad (Barazangi y Isacks, 1979; Hasegawa y Isacks, 1981; Grange et al, 1984; Schneider y Sacks, 1987; Cahill y Isacks, 1992; Tavera y Buforn, 1998b). Sin embargo, los terremotos con focos a profundidad intermedia solo se localizan hasta una distancia de 400 km. a partir de la fosa, a distancias mayores se encuentran los terremotos superficiales (h< 60 km.) o profundos (h>500 km.). En las secciones verticales B-B' y C-C', también se muestra los terremotos profundos que se concentran en las regiones Centro y Sur de la Llanura Amazónica. Estos focos se distribuyen entre 500 y 650 km. de profundidad, siendo más numerosos en el borde Perú - Brasil y menor en el borde Perú - Bolivia. La ause ncia de terremotos entre 200 y 500 km. de profundidad en la región norte y centro y entre 300 y 500 Km. en la región sur, ponen en evidencia la no continuidad de la placa oceánica en el proceso de subducción a mayores niveles de profundidad (Stauder, 1975; Isacks y Barazangi 1977; Isacks y Molnar 1971; Tavera y Buforn, 1998b).

Fig. 4 Actividad Sísmica en Perú (1960-1995)

Fig. 5 Perfiles Verticales de Sismicidad. Según líneas AA´, BB´ y CC´ indicadas en la Figura 4b. F = Fosa y C = Costa (Tavera y Buforn 1998)

MECANISMOS FOCALES

Los primeros trabajos sobre los mecanismos focales de terremotos ocurridos en el Perú, son los realizados por Abe (1972), Stauder (1975), Dewey y Spence (1979), Chinn y Isacks (1983) y Suarez et al (1983) para terremotos con foco superficial; Isacks y Molnar (1971), Stauder (1975), Petersen (1976) y Penington (1981) para terremotos con foco intermedio y Chandra (1967), Isacks y Molnar (1971) y Stauder (1975) para terremotos con foco profundo. Los mecanismos focales fueron obtenidos a partir de la distribución de la polaridad de la onda P y polarización de ondas S. Unicamente Suarez et al (1983) y Chinn y Isacks (1983) realizaron el modelado de registros de periodo largo de la red mundial (WWSSN). En la Figura 6 se muestra los mecanismos focales obtenidos por estos autores para terremotos con foco a profundidad superficial (Fig. 6a) e intermedia y profunda (Fig. 6b). Los mecanismos focales para terremotos superficiales ocurridos entre la línea de fosa y la costa corresponden a mecanismos de fallas inversas. Unicamente, en tres casos se observa mecanismos de falla normal y el más importante corresponde al terremoto del 31 de Mayo de 1970 (Ms=7.8) cuyo proceso complejo de ruptura ha sido descrito por Dewey y Spence (1979) y Beck y Ruff (1989). Estos mecanismos focales presentan planos nodales orientados en dirección NW-SE aproximadamente. Los terremotos ocurridos en el interior del continente, también presentan mecanismos focales de fallas inversas asociados a los sistemas de fallas activas distribuidas en la región Andina y Subandina e indican un patrón compresivo de dirección E-W, perpendicular a la dirección de la cordillera andina. De estos terremotos, el único con mecanismo focal de falla normal, es el ocurrido el 10 de noviembre de 1946 (Ms=7.0) en los Altos Andes. Los terremotos con foco a profundidad intermedia, en general presentan mecanismos focales del tipo normal con planos nodales orientados en dirección NW-SE y ejes de tensión horizontal (T) orientados en dirección E-W aproximadamente, coherente con la dirección de convergencia de placas (Fig. 6b). Los terremotos profundos presentan mecanismos del tipo normal con planos orientados en N-S en el borde Perú-Brasil; mientras que en el límite con Bolivia, el único terremoto muestra un mecanismo focal con planos nodales orientados en dirección E-W (Figura 6b). Recientemente, Tavera (1995), Tavera y Buforn (1998b) y Tavera (1998) han calculado los mecanismos focales de 20 terremotos (mb>5.8) ocurridos en Perú a diferentes profundidades entre 1990 y 1996 utilizando datos digitales de banda ancha de la red mundial Figura 7. De estos terremotos, diez tienen el foco a profundidad superfiacial, ocho a profundidad intermedia y dos son profundos. Los resultados obtenidos por estos autores muestran que los terremotos con foco superficial que se producen entre la fosa y la linea de costa presentan mecanismos focales de fallas inversas con planos orientados en dirección NW-SE y con incremento de sus profundidades de Oeste a Este. Los terremotos con foco superficial localizados en el interior del continente presentan mecanismos de fallas inversas con planos nodales paralelos a la Cordillera Andina y a los principales sistemas de fallas reconocidas en la región con un aumento gradual de la profundidad de los focos de Norte a Sur, lo que sugiere que los terremotos tienen diferentes regímenes de deformación. Asimismo, estos autores muestran que los terremotos con foco a profundidad intermedia en general presentan mecanismos focales de tipo normal con ejes de tensión de tensión horizontal orientados en dirección ENE-WSW. La profundidad del foco de los terremotos localizados en las regiones Norte y centro son de orden de 100-110 km., mientras que para los terremotos localizados en la región sur, los focos alcanzan profundidades entre 120 y 150 km. Para terremotos con foco profundo, los mecanismo focales son de tipo normal con diferente orientación para el eje de tensión. En el borde Perú-Brasil el eje de tensión horizontal se orienta en dirección E-W y en el borde Perú-Bolivia en dirección N-S, similar a los mecanismos focales calculados para mecanismos focales calculados para terremotos anteriores ocurridos en las mismas regiones (Isack y Molnar, 1971; Stander, 1975; Kikuchi y Kanamori, 1994). La profundidad de los focos varia entre 600 y 620 km.

Fig. 6 Mecanismos Focales. Obtenidos por diversos autores para el Perú. a) Sismos con foco superficial b) Sismos con foco intermedio y profundo, se indica ademas, los principales sistemas de fallas (Tavera y Buforn, 1998).

Fig. 7 Mecanismos Focales. Obtenidos para el Perú por Tavera y Buforn (1998), periodo 1990 - 1996 (mb> 5.8). a) Sismos con foco superficial b) Sismos con foco intermedio y profundo.

ESFUERZOS Y SISMOTECTONICA

En la Figura 8 se representa la proyección horizontal de los ejes de presión y tensión obtenidos a partir de los mecanismos focales, obtenidos por Tavera (1995), Tavera y Buforn (1998b) y Tavera (1998) (flechas en negro) y los calculados para otros terremotos y por otros autores (flechas en blanco) en planos localizados a 30, 290 y 560 km. de profundidad y que representan los 3 tipos de actividad sísmica en Perú: terremotos con foco superficial, intermedio y profundo. Para los terremotos superficiales (Fig. 7a) los ejes de presión se concentran de Norte a Sur entre la fosa y la línea de Costa y se orientan predominantes en dirección ENE-WSW a E-W aproximadamente.

Estos esfuerzos están asociados al desplazamiento sísmico entre la placa oceánica y continental al inicio del proceso de subducción. En el interior del continente, los ejes de presión se distribuyen en la zona subandina perpendiculares a la Cordillera Andina y formando tres grupos: al norte de los 5 °S los ejes de presión horizontal se orientan en dirección NNE-SSW, entre 5 °S y 13 °S en dirección NNW-SSE y al Sur de 13 °S en dirección NW-SE. Estos grupos determinan la orientación regional de los esfuerzos y el grado de deformación, mayor en la región norte y menor en la región Centro y Sur. A lo largo de la zona subandina, el proceso compresivo se manifiesta mediante la ocurrencia de terremotos con focos que no superan los 33 km. de profundidad, lo que indicaría que únicamente la corteza participa en este proceso. El proceso compresivo en la zona subandina está asociado a la convergencia del escudo brasileño bajo la Cordillera Oriental con velocidades relativas de 1.4-2.1 mm/año (Suarez et al 1983). Para terremotos con foco intermedio (Fig. 7b), los ejes de tensión muestran extensión horizontal predominantemente en dirección E-W. En general, la extensión puede ser asociada al proceso de subducción a niveles mayores de profundidad. En la región norte la acumulan de ejes de tensión horizontal, sugiere que el proceso extensivo en esta zona es debido a que el contacto de placas se realiza en un medio muy heterogéneo, contrario a las áreas circundantes que parecen ser más estables. Unicamente, dos terremotos localizados en la región central de Perú presentan extensión en dirección NW-SE, mostrando que el régimen extensivo en el proceso de subducción en algunas zonas, no es del todo homogéneo (Tavera y Buforn, 1998 a-b). Entre 13°S - 15°S, se localiza un terremoto cuyo eje de extensión se orienta en dirección N-S, poniendo en evidencia la posible contorsión de la placa oceánica hacia el sur soportando un proceso complejo de deformación capaz de producir diferentes regímenes de esfuerzo (Hasegawa y Isacks, 1981; Bevis y Isacks, 1984; Cahill y Isacks, 1992; Tavera y Buforn, 1998 a-b; Tavera, 1998). Para terremotos profundos, existe extensión horizontal de dirección E-W en el borde Perú-Brasil y N-S en el borde Perú-Bolivia. Este régimen extensivo se concentra entre 500 y 650 km. de profundidad. La diferente orientación de los ejes de tensión horizontal para los terremotos profundos, así como la ausencia de los mismos entre 200 y 500 km. en la región central y entre 300 y 500 km. de profundidad en la región Sur, indicarían un diferente origen para ambos (Tavera y Buforn, 1998 a-b; Tavera 1998). La naturaleza de los terremotos con foco profundo desde el punto de vista sismológico y físico ha sido largamente debatido por diversos autores (Isacks y Milnar, 1971; Stauder 1975; Pilger, 1981; Cahill y Isacks 1992). La generación de terremotos de magnitud elevada en este rango de profundidad, puede ser interpretada en términos de un trozo de corteza oceánica que flota en el manto y que esta suficientemente fría para ser capaz de producir terremotos.

Fig. 8 Proyección horizontal en función de la profundidad de los ejes P para terremotos con foco superficial (a) y T para terremotos con foco intermedio (b) y profundo (c).

BIBLIOGRAFIA

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FUENTE
Por : H. Tavera
E. Buforn
CNDS - SIS

SISMICIDAD EN EL MUNDO

Joseph.Huanca@gmail.com (Joseph Huanca Cardenas) — Sun, 17 Jan 2010 08:42:56 PST

LA TIERRA

La Tierra es la más grande y densa de los planetas telúricos del Sistema Planetario. Ella gira sobre si misma en 23 horas 36 minutos y tiene la forma de un elipsoide de revolución, achatado en los polos. El radio ecuatorial mide 6378.136 km. y el radio polar 6356.751 km. Su masa es de 5973x1024 kg. y su superficie de 5.1x108 km2. El 71% del total de su superficie está cubierta por agua. Otros parámetros de la tierra se pueden encontrar en la tabla que se muestra a continuación.

MASA	5.973 x 1024 kg.
Masa por Constante Gravitacional	3.986 x 1014 m3 s-2
Volumen	1.083 x 1021 m3.
Area	5.1 x 1014 m2.
Area Oceános y Mares	61 millones km2
Area de Superficie Terrestre	148 millones km2
Densidad	5.515 gr/ cm3
Edad de la Tierra	4.5 - 5 millones de años
Radio Ecuatorial	6378136 m.
Radio Polar	6´356,750 m
Radio Solar	6356750 m.
Radio Esfera De Igual Volumen	6370.800 m.
Momento Polar De Inercia	8.0378 x 1037 kg m2.
Momento Ecuatorial De Inercia	8.0115 x 1037 kg m2.
Aplanamiento	3.3528x 10-3
Velocidad Angular	7.2921 x 10-5 s-1
Periodo de Rotación	86164 S.
Radio Nuclear	3486 km.
Masa del Núcleo	1.883 x 1024 kg.
Flujo Geotérmico Medio	61.5 mwm-2
Flujo Geotérmico Total	3.14 x 1013 w.
Masa del Sol	1.988 x 1029 kg.
Masa de la Luna	7.350 x 1022 kg.
Radio Medio Orbita Terrestre	1.496 x 108 km.
Radio Medio Orbita Lunar	3.844 x 105 km.

La Tierra esta constituida por cuatro zonas concéntricas (Fig.1): La corteza con un espesor promedio de 30 km.; el manto, desde la base de la corteza hasta 2.891 km. de profundidad; el núcleo externo, fluido, desde 2891 km. hasta 5150 km. de profundidad. Finalmente, desde 5150 km. hasta el centro de la Tierra se encuentra el núcleo interno sólido. Los terremotos más profundos se localizan entre 500 y 700 km. de profundidad, esto ha permitido que los sismólogos distingan dos zonas en el manto: el manto superior y el manto inferior a partir de 700 km. Únicamente en la corteza y el manto superior se producen los terremotos, aún en las zonas más profundas.

Fig. 1 Estructura de la Tierra

TECTONICA DE PLACAS

La teoría de la Tectónica de Placas ha integrado en un esquema unificado y relativamente simple, una gran variedad de observaciones geofísicas y geológicas.

Desde el punto de vista geofísico, la unidad de comportamiento mecánico lo forma la Litósfera y no la corteza sola. La Litósfera esta formada por los primeros 100 km., incluyendo la corteza y parte del manto superior. El límite inferior de la Litósfera corresponde a una isoterma de 1300 °C aproximadamente.

La Litósfera se comporta como una unidad rígida en contraste con la capa subyacente, la Astenósfera, capa débil y en estado de semifusión. Esta capa permite que la Litósfera se desplace sobre ella a velocidades que varían entre 2-10 cm/año. La Litósfera está dividida en una serie de placas que incluyen parte de la corteza continental y oceánica, siendo 6 las más importantes (Fig.2): Pacífico, América, Euroasia, India, África y Antártida. A estas últimas hay que añadir las placas menores de Nazca, Cocos, Filipinas, Caribe, Arabia, Somalia y Juan de Fuca.

Algunos autores consideran, además, la existencia de subplacas que pueden no ser del todo independientes.

Fig. 2 Distribución global de las principales placas litosféricas

Aunque existe una gran variedad de placas, los tipos de contactos o fronteras entre ellas son únicamente tres: márgenes de extensión (divergencia), márgenes de subducción (convergencia) y márgenes de transformación (deslizamiento horizontal) (Fig.3). En los márgenes de extensión, las placas se separan una de la otra, surgiendo en el espacio resultante una nueva Litósfera. En los márgenes de subducción, una placa se introduce en el manto por debajo de otra, produciéndose la destrucción de una de las placas. En los márgenes de fractura, las placas se deslizan horizontalmente, una con respecto a la otra sin que se produzca la destrucción de las mismas.

El movimiento de las placas se realiza por medio de rotaciones en torno a un eje o polo que pasa por el centro de la Tierra. El problema geométrico del movimiento de las placas consiste en establecer los polos de rotación de cada una de ellas y su velocidad angular. La actual división de los continentes, es debida a una fracturación que se inicia hace unos doscientos millones de años (Triásico). Durante esta constante fracturación se produjeron las fases de Orogenia, presentes en los márgenes de las placas de colisión (convergencia), por plegamiento de los sedimentos depositados en las plataformas continentales (ejemplo, Cordillera Andina) (Fig.3).

Fig. 3 Tipo de margénes de placa y su movimiento

MARGENES DE EXTENSION (Divergencia): Lo constituyen las dorsales oceánicas como la Cordillera Centro-Atlántica, formada por una cadena montañosa de origen volcánico. El grosor de los sedimentos marinos aumenta en la función de la distancia al eje de la dorsal, así como su edad. Los márgenes de extensión actúan como centros a partir de los cuales se va generando en forma de lava la nueva litósfera que al llegar a la superficie se enfría y se incorpora a la corteza.

MARGENES DE SUBDUCCION (Convergencia): Márgenes en donde las placas convergen unas con otras. Este movimiento permite que una de las placas se introduzca debajo de la otra, siendo consumida por el manto. En este proceso se puede distinguir tres tipos de convergencia de placas: Continental - Continental (Placa de la India y Euroasia), Continental - Oceánica (Placa de Nasca y Sudamérica) y Oceánica - Oceánica (Placa de Nueva Guinea). El indicio más importante del contacto de placas, lo constituye la distribución del foco de los terremotos en profundidad. Estos focos se distribuyen en profundidad formando distintas geometrías para el contacto de las placas (desde la superficie hasta 700 km. de profundidad) con ángulos desde la horizontal del orden de 45° y que se denominan zonas de Benioff.

MARGENES DE TRANSFORMACION (Deslizamiento Horizontal): Formada por fallas con movimiento totalmente horizontal y cuyo ejemplo, más común, es la falla de San Andrés en California (EEUU). En este tipo de Fallas, el desplazamiento horizontal se termina súbitamente en los dos extremos de la misma, debido a que conectan zonas en extensión y subducción entre sí o unas con otras. Estas fallas son necesarias para explicar el movimiento de las placas, que no sería posible sin este tipo de margen. (Fig.4).
Los terremotos producidos por este tipo de fallas suelen tener magnitudes grandes (M>8) como el terremoto de San Francisco en 1906, asociado a la falla de San Andrés, con una longitud de ruptura de 300 km. aproximadamente.

Fig. 4 Tipos de fallas de transformación

OROGENESIS Y VOLCANISMO

La orogénesis está asociada a los diversos procesos que se producen en los márgenes de placa, en los que las rocas son plegadas y fracturadas, produciéndose los fenómenos de magmatismo y volcanismo. En unos casos, la orogénesis se produce con la convergencia de dos bordes continentales y en otros, un borde continental con un oceánico. En este proceso se produce la deformación como respuesta a fuerzas compresivas horizontales que dan origen a plegamientos y fracturas y en consecuencia a acortamientos y engrosamientos de la corteza. El ejemplo más impresionante de una colisión Continente - Continente es la cadena montañosa del Himalaya, producida por la colisión de las placas de la India y Euroasia y en donde se produjo un acortamiento de la corteza del orden de 300 km. con un grosor de 60 km. aproximadamente.
Para el segundo caso, el ejemplo más conocido es la colisión de la placa oceánica de Nazca y la placa Sudamericana, ambas dan origen a la Cordillera Andina. Este proceso, denominado subducción, produce a lo largo del tiempo una serie de arcos volcánicos en la placa continental cada vez más hacia el interior, con ascensión de magma desde la placa oceánica que subduce. La progresiva ascensión del magma produce el engrosamiento de la corteza, dando como resultado una faja ancha de cadenas montañosas con volcanismo activo, paralelas al margen de la placa (Fig.5).

El volcanismo es otros de los procesos asociados a los márgenes activos y consiste en el afloramiento a la superficie de material fundido, procedente del manto superior. El volcanismo está presente tanto en los márgenes de extensión como en los de subducción. Un ejemplo para el primer caso la constituyen las dorsales oceánicas. La mayor parte del volcanismo es submarino y solo en algunos casos, como Islandia, llega a la superficie creando islas de material volcánico. En las zonas de subducción, los volcanes se alinean paralelos a su frente, como es el caso en el margen occidental de América Central y Sur.

Fig. 5 Esquema de la zona de subducción en Perú, movimiento de las placas y distribución de los sismos

DERIVA DE LOS CONTINENTES

Toda la información geológica y geofísica, apuntan hoy a la agrupación de todos los continentes en uno solo hace poco más de 200 millones de años. Este continente único (Fig.6) es llamado Pangea y estaba formado por América del Norte, Groenlandia y Euroasia como el bloque boreal y el austral formado por América del Sur, África, India, Antártida y Australia. Las diferentes posiciones de los continentes a través del tiempo están basadas en datos de paleomagnetismo. Las primeras zonas de extensión se crean entre América del Norte, Sur y África y en el hemisferio Sur entre la Antártida, la India, y el margen sureste de África. Este movimiento inicia la apertura del Atlántico Norte, al mismo tiempo que se produce un acercamiento entre el margen Sur de Euroasia y el Norte de Africa creando una zona de subducción.

En los últimos 65 millones de años se producen los procesos tectónicos que dieron lugar a la actual configuración de los continentes. La India termina su recorrido y su colisión con la Euroasia produce la formación de la cordillera del Himalaya. Australia se separa definitivamente de la Antártida desplazándose hacia el norte y Madagascar se separa de África. El cierre del Tetis en su parte occidental da origen a la actual situación del mediterráneo y la formación de los plegamientos alpinos.

En el hemisferio Oeste se forman los plegamientos relacionados con la subducción del margen occidental de América, y se produce un cierre en la zona del Caribe. En el Atlántico Norte se termina la separación de Groenlandia de Europa. En el margen oriental de Euroasia, se forman las zonas de subducción que bordean el Pacífico desde Alaska y las Islas Aleutianas hasta Nueva Zelandia. Finalmente, de una manera muy simplificada y esquemática, según Diez Holden, el movimiento entre las placas más importantes está condiciono por tres sistemas principales de extensión y otros tantos de extensión.
"Los Continentes Flotantes", expresión hoy en día aceptada en términos generales. Las masas continentales están formadas por una capa superficial de material sedimentario, rocas exteriores y una subcapa granítica, cuyos materiales son más ligeros que los basaltos más profundos. La diferencia de densidades hace que los continentes virtualmente "floten", a semejanza de los icebergs.
Obviamente, este proceso no se ha interrumpido y las masas continentales continúan su imperceptible movimiento generando importantes cambios geológicos; principalmente en Asia y en el borde oeste de América en donde existen plegamientos, cordilleras, fallas y una importante actividad volcánica. En la ( Fig.6) se esquematiza la deriva de los continentes desde hace 200 millones de años hasta el presente, además de una proyección de cómo estarán distribuidos los continentes dentro de 50 millones de años aproximadamente, en función de lo hasta ahora conocido sobre este tema de investigación.

Fig. 6 Deriva de los Continentes

SISMICIDAD DEL GLOBO

Cada año, un millón de terremotos de toda magnitud se producen en el mundo. Del total de estos terremotos, 10,000 aproximadamente son reportados por los centros internacionales de sismología. Así, es posible de distinguir tres clases de terremotos en función de la profundidad de sus focos: terremotos con foco superficial (h£ 60 km.), terremotos con foco intermedio con profundidades (60£ 350 km.) y los terremotos con foco profundo(h>350 km.). Los terremotos con foco superficial representan el 80% del total de la actividad sísmica a nivel mundial. Por otro lado, los terremotos más grandes no son eventos aislados (M>8), por el contrario estos van acompañados por terremotos de magnitud menor (réplicas), cuyo número decrece con el tiempo; mientras los terremotos que anteceden al terremoto de magnitud mayor (precursor), siempre están cerca del foco.

PRINCIPALES ZONAS SISMICAS

La localización de los terremotos ha permitido tener una imagen real de las principales zonas sísmicas del mundo y los mapas mundiales de sismicidad de un determinado periodo a otro, siempre muestran las mismas regiones como las de mayor actividad sísmica. Sin embargo, a escala regional se logra observar algunas diferencias, ya que en algún momento puede producirse un terremoto en regiones inhabituales; por ejemplo el sismo del 29 de marzo de 1954 a 30 km. bajo la Sierra Nevada en España (Fig.7).

Las principales regiones sísmicas distribuidas en el mundo pueden ser identificadas en el mundo pueden ser identificadas si se realiza una visión general del Mapa de Sismicidad Mundial (Fig.7):

El círculo Circumpacífico donde se libera el 80% del total de la energía sísmica y esta representado por las Islas Aleutianas, Kantchatka, Kouriles y las costas orientales de las islas Japonesas. Esta zona sísmica se divide en dos alineamientos, uno pasa por Formosa y el arco de Filipinas, y el otro más hacia el Este, las crestas submarinas marcada por las Islas Bonin, Marianas, Guam y las Carolinas Occidentales; estos dos alineamientos se juntan en Nueva Guinea y el círculo sigue por las Islas Salomón, Nueva Hebrides, Fidji, Tonga - Kermadec y Nueva Zelanda. En todas estas zonas, los sismos se distribuyen en profundidad formando planos inclinados llamados zonas de Benioff.
Al SE del Pacífico, las zonas sísmicas están asociadas a los rifts oceánicos que se inician en las Islas Balleny en la Antártida y se juntan en el Golfo de California pasando por la Cresta de la Isla de Paques y Galápagos, siendo todos los terremotos superficiales.
Otra zona se origina en las Antillas del Sur y se remonta a lo largo de todo el litoral del Pacífico en América del Sur y bajo los Andes (donde los terremotos intermedios y profundos están asociados a los superficiales), englobando el bucle de las Antillas (México, California y Alaska) y cerrándose el círculo en las Islas Aleutianas.
La zona sísmica transasiática engloba todo el sistema orogénico alpino, después España, Africa del Norte hasta las cadenas del Asia Central (Birmania o Indonesia), ellas se juntan en el mar de Banda en el círculo circumpacífico.
Finalmente, los Rifts medio-oceánicos (Indo-Atlántico e Indo-Antártico), en donde líneas de grietas separan en dos partes el Océano Atlántico y el Océano Indio generando terremotos con foco superficial de magnitud moderada.

Fig. 7 Mapa de Sismicidad Mundial (1975 - 1995)

MEDIDAS DE UN TERREMOTO

Los terremotos pueden ser medidos en función de la cantidad de energía liberada (Magnitud) y/o mediante el grado de destrucción que ellos causan en el área afectada (Intensidad).

La Magnitud y la Intensidad son dos medidas diferentes de un terremoto, aunque suelen ser confundidas por el público. Parte de esta confusión, probablemente se debe a la similitud en las escalas usadas para expresar estos parámetros.

MAGNITUD

El concepto de magnitud fue introducido en 1935 por Charles Francis Richter, sismólogo del Instituto de Tecnología de California, para medir los terremotos locales y así poder estimar la energía por ellos liberada a fin de ser comparados con otros terremotos. Posteriormente, el uso de esta escala se extendió y fue aplicándose a los diferentes terremotos que ocurrían en el mundo. La magnitud está asociada a una función logarítmica calculada a partir de la amplitud de la señal registrada por el sismógrafo (ML, Ms, mb) o a partir de su duración (MD) sobre el sismograma.

El valor de la magnitud de referencia es denominado magnitud cero y corresponde a la amplitud máxima de la traza de un terremoto registrado en el tambor de un sismógrafo de torsión horizontal de tipo Wood Anderson (WA), con un periodo de oscilación de 0.8 segundos y amplificación de 2800, localizado a una distancia de 100 km. Esta amplitud máxima es equivalente a una micra y corresponde a un terremoto de magnitud 3.

El cálculo de la magnitud de un terremoto debe ser corregida dependiendo del tipo de sismógrafo utilizado, distancia epicentral, profundidad del foco y además del tipo de suelo donde está ubicada la estación de registro. Esta escala por su naturaleza, permite obtener medidas negativas del tamaño de un terremoto y en principio no tiene límites para medir magnitudes grandes. En realidad, su valor mínimo dependerá de la sensibilidad del sismógrafo y su valor máximo de la longitud máxima de la falla susceptible a romperse de un solo golpe.

Existen diferentes escalas de magnitud que dependen del tipo de onda sísmica que se utiliza para medir el tamaño del terremoto, siendo las más importantes las siguientes:

Magnitud local (ML) .- La definición de ML es realizada en función del registro de un terremoto en un sismógrafo del tipo WA,
donde A y Ao representan a las amplitudes máximas de un terremoto registrado a una distancia para el terremoto de magnitud ML y magnitud cero. Para una estación diferente a WA y para una región en particular, se debe realizar la corrección en distancia contenida en el término Ao antes de establecer una correspondencia entre el sismógrafo utilizado y el WA.

Magnitud de ondas superficiales (Ms).- Magnitud válida para terremotos con foco superficial en donde la amplitud máxima debe ser medida en el modo fundamental de la onda Rayleigh con periodo (T) entre 18 – 22 segundos. Las correcciones deben considerar la distancia epicentral y la profundidad del foco del terremoto.

La relación utilizada frecuentemente es:

Donde: A es la amplitud del desplazamiento del suelo en micras y la distancia epicentral en grados. La formula anterior es válida para distancias comprendidas entre 20°< <90°>

Magnitud de ondas de volumen (mb). Magnitud calculada a partir de la relación (A/T) de la componente vertical para una onda P. Esta magnitud es válida para terremotos ocurridos a diferentes profundidades y a distancias comprendidas entre 5° y 90°. La relación que permite calcular mb es conocida como la formula de Gutenberg,
Donde A es la amplitud de la señal sísmica medida sobre la componente vertical de un registro de periodo corto (micras), T el periodo (s) y Q expresada en función de la distancia epicentral ( ) y la profundidad del foco (h) según las tablas de Gutenberg y Richter (1956).

Magnitud de duración (MD).- Magnitud válida para sismos de magnitud menor a 5 ocurridos a distancias menores a 200 km. Esta magnitud se basa en medir la duración de la señal del registro del terremoto (t) después del arribo de la onda P hasta cuando la amplitud de la señal se confunde con el ruido de fondo. Esta magnitud es definida con la siguiente relación:
Donde, t es la duración del registro del terremoto en segundos, la distrancia epicentral en km; a, b, c y d son constantes determinadas para cada estación.

GEOMETRIA DE FALLA Y MOMENTO SISMICO

La orientación de la falla, la dirección del movimiento y el tamaño del terremoto puede ser descrito por la geometría de la falla y el momento sísmico. Estos parámetros pueden ser determinados a partir del análisis de las formas de onda de un terremoto. Las diferentes formas y direcciones del movimiento de las ondas registradas a diferentes distancias y azimutes desde el foco del terremoto, son usadas para determinar la geometría de la falla y la amplitud de la onda para conocer el momento sísmico. El momento sísmico puede ser relacionado con los parámetros de la falla mediante la relación de Aki (1966),
Donde m es el módulo de rigidez, S el área de la falla y el desplazamiento medio sobre el plano de falla.El momento sísmico es una medida más consistente del tamaño de un terremoto y hoy en día es el parámetro más importante. Este factor ha dado lugar a la definición de una nueva escala basada en el momento sísmico (Kanamori, 1977), denominada magnitud energía.
Donde Mo es expresado en Nm.

LA ENERGIA

La Energía total liberada por un terremoto es difícil de calcular con precisión, debido a que ella es la suma de la energía disipada en forma térmica por la deformación en la zona de ruptura y la energía emitida como ondas sísmicas, la única que puede ser estimada a partir de los sismogramas. Se ha mencionado que la magnitud está relacionada con la energía disipada en forma de ondas; por lo tanto, Gutenberg y Richter (1956) establecieron las siguientes relaciones:
Log E = 5.8+2.4 mb
Log E = 11.8+1.5 Ms

Considerando estas relaciones, un terremoto de magnitud igual a 8 libera energía equivalente a 1024 ergios. Como ejemplo, la energía liberada por una explosión nuclear de 10 kilotones es de 1019 erg y equivale a un terremoto de magnitud igual a 5.5.

LA INTENSIDAD

La intensidad no permite medir el movimiento del suelo, pero si los efectos que ellos producen en la superficie en donde causan daños al hombre y a las construcciones.

Inicialmente, el esfuerzo para determinar el tamaño de un terremoto estuvo basado necesariamente en las observaciones de los efectos del terremoto. La primera escala de intensidad fue elaborada en 1883 por M. de Rossi y F. Forel y reagrupa los efectos del terremoto en 10 grados de intensidad. En 1902, G. Mercalli introduce una nueva escala con 10 grados de intensidad, siendo posteriormente incrementada a 12 por A. Cancani. En 1923 Sieberg publica una escala más detallada, pero basada en el trabajo de Mercalli-Cancani. En 1931, O. Wood y F. Newmann proponen una nueva escala, modificando y condensando la escala de Mercalli-Cancani-Sieberg, surgiendo así la escala Mercalli Modificada (MM). Esta escala de 12 grados expresada en números romanos y fue ampliamente utilizada en el mundo. Sin embargo, actualmente se utiliza la escala MSK-1964 elaborada por tres sismólogos europeos: Medvedev, Sponhever y Karnik. Esta escala consta de 12 grados denotados de I a XII, la misma que ha sido adaptada para su aplicación en terremotos de Perú por Ocola (1979).

Las áreas de igual intensidad son representadas sobre un mapa mediante líneas denominadas Isosistas. El centro de la línea de mayor intensidad es llamado epicentro Macrosísmico y puede ser diferente al epicentro real llamado Microsísmico. A fin de no confundir magnitud e intensidad, dos terremotos de igual magnitud pueden generar en superficie intensidades máximas muy diferentes.

La intensidad es un parámetro muy importante para el estudio de terremotos históricos, es decir terremotos ocurridos en épocas cuando no habían sismógrafos (el primer sismógrafo data de 1880, John Milne). Los diferentes tipos de archivos de la época aportan información muy valiosa sobre los efectos de los terremotos históricos y después de un análisis crítico es posible estimar las intensidades en las regiones comprometidas por el terremoto, proporcionando de esta manera una herramienta útil para medir el tamaño de los terremotos históricos.

GLOSARIO DE TÉRMINOS

ACELEROGRAMA (ACCELEROGRAM).- Dícese al registro de la aceleración en función del tiempo. Puede ser analógico (analogue accelerogram) si el acelerograma es producido por un Acelerógrafo óptico-mecánico y Digital (Digital accelerogram) si el acelerograma esta en forma de valores numéricos tiempo-aceleración, obteniendo de acelerógrafo digital.
ACELERACIÓN (Acceleration).- Aumento de la velocidad del movimiento del suelo en función del tiempo.
ACELEROGRAFO (ACCELEROGRAPH).- Instrumento que registra la aceleración del suelo en función del tiempo en el campo cercano.
ACELERÓGRAFO DIGITAL (digital accelerograph).- Acelerógrafo que permite el registro directo de la aceleración del suelo en forma digital.
ACELERÓGRAFO OPTICO-MECÁNICO (optical-mechanical accelerograph).- Acelerógrafo que registra la aceleración del suelo en película o papel fotográfico.
ACELEROGRAMA (ACCELEROGRAM).- Dícese al registro de la aceleración del suelo en función del tiempo. Puede ser analógico (analogue accelerogram) si el acelerograma es producido por un acelerógrafo óptico-mecánico y digital (digital accelerogram) si el acelerograma esta en forma de valores numéricos tiempo-aceleración, producido por un acelerógrafo digital.
ASTENÓSFERA (Asthenosfere).- Parte del manto desde una profundidad de 100 a 250-300 km. y no es tan fuerte ni dura como la Litósfera. En esta zona las rocas del manto se deforman en respuesta a las fuerzas aplicadas del orden de 100 MPa. y probablemente se encuentre en estado de fusión parcial.
ATENUACION (Attenuation).- Descripción de la energía sísmica con la distancia desde la fuente sísmica.
AZIMUT DE ESTACION (Azimuth).- Angulo que forma el vector desde el epicentro del sismo a la estación, medido en el sentido horario a partir del norte geofísico.
AZIMUT DE FALLA (Strike).- Angulo que forma la traza de una falla en la superficie con el norte geográfico y puede variar entre 0° a 360° en el sentido horario.
BENIOFF, ZONA DE (Benioff zone).- Dícese a una zona estrecha definida por la distribución de los focos de terremotos y que desciende desde la superficie bajo la corteza terrestre con ángulos que varían entre 30° y 80°. Característica propia de los arcos insulares, observada por el sismólogo Hugo Benioff.
BUZAMIENTO (Dip.).- Angulo de máxima inclinación que forma el plano de falla con la horizontal.
CAIDA DE ESFUERZOS (Stress drop).- Reducción súbita de los esfuerzos a través de un plano de falla durante la ruptura. Diferencia entre los esfuerzos de corte actuando en el plano de falla antes y después de un terremoto.
CAMPO CERCANO (Near field).- Area alrededor de una fuente sísmica delimitada por una distancia desde la falla comparable con la dimensión máxima de ruptura.
CAMPO LEJANO (Far field).- Zona alejada de la fuente sísmica donde se puede considerar la fuente como un punto.
CICLO SISMICO (Seismic cycle).- Define el periodo de tiempo entre la ocurrencia de terremotos sucesivos en una fuente sismogénica (falla) y los procesos físicos que generan estos terremotos.
COMPENSACION ISOSTATICA (Isostatic compensation).- Medio por el cual se equilibran las diferencias de altura de partes de la corteza terrestre, bien por "raices" debajo de ellas o bien por variaciones de densidad. También define al movimiento vertical en la corteza terrestre causado por la falta de equilibrio isostático, por ejemplo un aumento del nivel de la superficie del terreno después de haber eliminado el peso de una sábana de hielo.
CORDILLERA CENTRO-OCEANICA (Mid Ocean ridge).- Alineación de tierra elevada en el fondo del Océano que se extiende por cientos de kilómetros y que tiene la forma de una cadena montañosas con un valle de rift central.
CORTEZA (Crust).- Parte de la Tierra por encima de la discontinuidad de Mohorovicic. Es menos densa que el manto. La corteza continental de las grandes regiones terrestres presenta mayor espesor, menos densa y más vieja que la corteza oceánica.
CORTEZA CONTINENTAL (Continental crust).- La corteza en zonas continentales, que incluye áreas de tierras secas, lagos y las plataformas continentales.
CORTEZA OCEANICA (Oceanic crust).- La corteza que existe al fondo del Océano profundo.
DEFORMACION (Strain).- Son los cambios habidos en tamaño y forma producidos en rocas y otros materiales por presión o tensión.
DERIVA DE CONTINENTES (Continental drift).- Esta teoría explica que los actuales continentes han sido generados por el rompimiento de un gran continente y luego se han desplazado hasta sus actuales posiciones.
DESLIZAMEINTO ASISMICO (Aseismic slip).- Movimiento relativo entre las dos caras de una falla geológica sin la generación de sismos; también conocido como resbalamiento de falla.
DESLIZAMIENTO DE FALLA (Fault slip).- El movimiento relativo entre las dos caras de una falla geológica.
DISCONTINUIDAD (Discontinuity).- Capa o límite dentro de la Tierra que separa partes de la misma que tienen diferentes propiedades, por ejemplo propiedades sísmicas.
DISCONTINUIDAD DE CONRAD (Conrad discontinuity).- Dícese a la frontera entre la copa granítica y la capa basáltica en la corteza continental.
DISCONTINUIDAD DE GUTEMBERG (Gutemberg discontinuity).- Límite que separa el manto del núcleo a una profundidad de cerca de 2900 km. por debajo de la superficie de la Tierra. La velocidad de las ondas sísmicas es diferente arriba y abajo de la discontinuidad de Gutemberg.
DISCONTINUIDAD DE MOHOROVICIC (Moho discontinuity).- Límite que separa la corteza del manto. El Moho está a 20-40 km. por debajo de la superficie de los continentes y cerca de 10 km. por debajo del fondo oceánico. Existe una diferencia entre las velocidades de las ondas sísmicas por encima y por debajo del Moho.
DISTANCIA EPICENTRAL (Epicentral distance).- Define la longitud del círculo máximo entre el epicentro y una estación de registro, medida en grados o km. (1 grado @ 111.11 km.).
DIVERGENCIA, ZONA DE (Zone of divergence).- Llamado margen constructivo; región donde dos placas se apartan una de la otra, por ejemplo la cresta central del Atlántico. El nuevo material litosférico se forma en estas regiones.
EMJAMBRE (Swarm).- Serie de muchos sismos pequeños en un periodo corto sin un sismo principal o de magnitud mayor.
EPICENTRO (Epicentre).- Define el punto sobre la superficie de la tierra, directamente por encima del foco de un terremoto.
ESCUDO (Shield).- Superficie de rocas ígneas y metamórficas muy viejas, de la edad Pre-Cámbrica que no han sido plegadas o deformadas desde tiempos Pre-Cambricos. Ejemplo, el escudo Brasileño.
ESTACION (Station).- La ubicación de un instrumento para registrar sismos, sea sismógrafo o acelerógrafo.
FALLA (Active fault).- Define a una fractura geológica a lo largo de lo cual se ha producido un desplazamiento de dos bloques adyacentes en tiempos históricos o donde se han localizado focos de terremotos. El desplazamiento puede ser de milímetros a centenas de kilómetros.
FALLA DE CABALGAMIENTO (Underthrust fault).- Define a un tipo de falla cuya característica principal es su ángulo pequeño de buzamiento (ejemplo, sistema de falla de Moyobamba).
FALLA DE TRANSFORMACION (Transform fault).- Sinónimo de la Falla de desgarre (Strike-slip fault). Falla a lo largo de la cual dos placas se desplazan una después de la otra, sin que se forme o destruya la litósfera. Una falla típica de transformación es una falla rumbo-deslizante normal a los estratos que corta a través de una loma central de océano, llamada dorsal meso-oceánico.
FALLA DEXTRAL (Right-lateral fault).- Define un tipo de falla de desgarre a lo largo de la cual el bloque más lejano a un observador se ha movido hacia la derecha.
FALLA INACTIVA (Inactive fault).- Falla geológica a lo largo de la cual no hay indicios de deslizamiento en tiempos históricos y ningún foco ha sido localizado en ella.
FALLA INVERSA (Thrust fault).- Fractura geológica en la cual uno de los bloques se ha movido hacia arriba con respecto al otro bloque. Este tipo de falla debe su origen a la presencia de fuerzas compresivas que actúan perpendiculares a la traza de falla (falla de cabalgamiento).
FALLA NORMAL (Normal fault).- Fractura geológica en la cual uno de los bloques se ha movido hacia abajo con respecto al otro bloque. Este tipo de falla debe su origen a la presencia de fuerzas extensivas que actual perpendicular a la traza de falla.
FALLA SINESTRAL (Left-lateral fault).- Define un tipo de falla de desgarre a lo largo de la cual el bloque más lejano a un observador se ha movido hacia la izquierda.
FASE CO-SISMICA (Co-seismic phase).- Periodo del ciclo sísmico en el que ocurre el terremoto.
FASES DE PROFUNDIDAD (Depth phases).- Fases sísmica asociadas con una reflexión en la superficie de la Tierra, pP y sS. Estas fases, son frecuentemente utilizadas para determinar la profundidad del foco de los terremotos.
FASE INTER-SISMICA (Inter-seismic phase).- Periodo del ciclo sísmico durante el cual se acumula la deformación elástica.
FASE POST-SISMICA (Post-seismic phase).- Periodo del ciclo sísmico después de ocurrido el terremoto, debido a la respuesta visco-elástica de la parte inferior de la litósfera.
FASE PRE-SISMICA (Pre-seismic phase).- Periodo de ciclo sísmico justo antes de la ocurrencia del terremoto.
FASE SISMICA (Earthquake phase).- Diferentes tipos de ondas sísmicas registradas en una estación sísmica. Ondas sísmicas que han recorrido trayectos diferentes dentro de la Tierra, debido a la refracción y a la reflexión de las mismas.
FOCO O HIPOCENTRO (Focus, Hypocenter).- Punto en el interior de la Tierra en donde se produce el terremoto o desde el cual se produce la liberación de energía .
FOSA OCEANICA (Ocean trench).- Trinchera en el suelo oceánico en una zona de subducción donde la corteza oceánica desciende por debajo de la corteza continental.
GONDWANA (Gondwana land).- Supercontinente que se cree ha existido en el hemisferio sur hasta el cretácico. Se componía de América del Sur, Africa, Arabia, Madagascar, India, Sri Lanka, Australia, Nueva Zelandia y Antártico.
INGENIERIA SISMICA (Earthquake engineering).- La aplicación de los conocimientos de los sismos y las vibraciones del suelo al diseño y la construcción de obras civiles y obras públicas para proporcionar protección a vidas y a recursos en caso de un terremoto.
INTENSIDAD (Intensity).- Medidas de un Terremoto (Arriba)
ISOSISTA (Isoseismal).- Curva en un mapa mostrando lugares de igual nivel de intensidad.
ISOSTASIA (Isostacy).- Teoría en que la corteza terrestre está próxima a un estado de equilibrio sin tendencia a desplazarse hacia arriba o abajo. Los grandes bloques de la corteza se comportan como bloques que flotan en un líquido. Principio del equilibrio de la corteza.
LAGUNA SISMICA (Seismic gap).- Area o zona en donde existe una falta temporal de actividad sísmica.
LAURASIA (Laurasia).- Supercontinente que se cree que ha existido en el hemisferio norte en alguna época antes del terciario. Se componía de América del Norte, Groelandia y Eurasia (Europa y Asia).
LIMITE DE PLACA (Plate boundary).- Línea de contacto entre dos placas. Los límites de placas están marcados, principalmente por la actividad sísmica.
LITOSFERA (Lithosphere).- Dícese a la parte rígida más exterior de la Tierra que está compuesta por la corteza y la parte superior del manto hasta una profundidad del orden de 100 km. La litosfera es más dura que la Astenósfera.
MAGNITUD (Magnitude).- Medidas de un Terremoto (Arriba)
MANTO (Mantle).- Parte de la Tierra entre la corteza y el núcleo, ósea entre el Moho y la discontinuidad de Gutemberg. Probablemente esté constituida por MgO y SiO2, con Sodio, Calcio y Aluminio.
MAREMOTOS (Seismic sea wave, tidal wave).- Onda larga del océano, generalmente causadas por movimiento del suelo oceánico durante un terremoto. Estas olas alcanzan alturas hasta 20 m. sobre el nivel medio del mar. La altura de estas olas que en mar abierto es casi imperceptible puede tomar en las costas dimensiones catastróficas dependiendo de la configuración de estas últimas. Estas olas se llaman Maremotos o Tsunamis, este último término, derivado del japonés, es el que ha sido aceptado casi universalmente en todas las lenguas.
MARGEN DE PLACA (Plate margin).- Borde de una placa. En los márgenes de placas se localizan la mayoría de los terremotos, además de la actividad volcánica y tectónica. Existen tres tipos: márgenes constructivos, en los cuales se está formando nueva corteza; márgenes destructivos, en los cuales una placa se hunde debajo de otra y márgenes conservadores en las cuales las placas se limitan a desplazarse una con relación a la otra.
MESOSFERA (Mesosphere).- Parte del manto por debajo de la Astenósfera, osea, desde una profundidad de 250-300 km. hasta el núcleo.
MICROSISMOS (Microseismics).- Perturbaciones continuas registradas en los sismógrafos y son debidas a una variedad de causas. Gran parte de estas perturbaciones están asociadas con fenómenos meteorológicos sobre el océano, como, zonas de baja presión, ciclones tropicales, etc.
MICROTERREMOTOS (Micro earthquakes).- Terremotos muy pequeños detectables solamente con aparatos muy sensibles situados a muy corta distancia de su origen y pueden estar asociados a procesos de ajuste en las capas superiores de la corteza terrestre o a corrimientos muy pequeños de las fallas.
MICROZONIFICACION SISMICA (Seismic microzonation).- La división de una ciudad en áreas de diferentes niveles de peligrosidad sísmica según características locales como geología superficial y la topografía.
NUCLEO (Core).- Parte central de la Tierra, por debajo de la discontinuidad de Gutemberg, a una profundidad de cerca de 2900 km. El núcleo está compuesto casi totalmente por hierro, y puede dividirse en núcleo exterior, (líquido); y núcleo interior (sólido) a una profundidad de 5100 Km. La densidad del núcleo es el doble de la densidad del manto.
OBSERVACION MACROSISMICA (Macroseismic observation).- Observación de los efectos de los terremotos en el campo, sin hacer uso de instrumentos que registran la vibración del suelo.
ONDA P (P - Wave).- Ondas sísmicas en las cuales el movimiento de la partícula se realiza en la misma dirección en la cual se propagan las ondas. Las ondas P son de alta frecuencia y longitud de onda corta.
ONDA Rayleigh (Rayleigh Wave).- Onda superficial del suelo solo en el plano vertical conteniendo la dirección de propagación de la onda. Estas ondas solo están presentes en terremotos con foco a profundidad superficial y son de baja frecuencia y longitud de onda larga.
ONDA S (S- Wave).- Ondas sísmicas en las cuales el movimiento de la partida está a 90° de la dirección de propagación de las ondas. Las ondas S son de baja frecuencia y longitud de onda larga.
ONDAS INTERNAS (Body waves).- Nombre colectivo para las ondas P y las ondas S.
ONDAS Love (Love waves).- Onda superficial con movimiento solo horizontal de corte normal a la dirección de propagación. Las ondas Love son de baja frecuencia y longitud de onda larga.
ONDAS SISMICAS (Seismic Waves).- Ondas elásticas que se propagan dentro de la tierra, generadas por un terremoto o explosión.
ONDAS SUPERFICIALES (Surface waves).- Ondas sísmicas que solo se propagan en la superficie de la Tierra. Ondas Rayleigh y Love.
PANGEA (Panguea).- Supercontinente formado por Gondwana y Laurasia. La Pangea empezó a romperse hace aproximadamente 200 millones de años en el Jurásico.
PELIGROSIDAD SISMICA (Seismic Hazard).- Define la probabilidad de que haya un movimiento fuerte de cierta intensidad en un lugar dentro de un periodo de tiempo especificado.
PERIODO DE RETORNO (Return period).- Define el lapso de tiempo promedio entre las ocurrencias de terremotos con un determinado rango de magnitud; es igual a la reciproca de la frecuencia de ocurrencia.
PLACA (Plate).- 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. Existen 7 grandes placas (Africana, Euroasiatica, Indo-Australiana, Pacífica, Nortamericana, Sudamericana y Antártica) y varias más pequeñas.
PRECURSORES (Foreshocks).- Terremotos de magnitud pequeña que anteceden a un terremoto de magnitud elevada. Sin embargo, esto no ocurre con regularidad para ser utilizado como un modo de predecir terremotos grandes.
REBOTE ELASTICO (Elastic rebound).- La teoría de generación de los terremotos que propone que las fallas permanecen fijas mientras se acumulan los esfuerzos lentamente en las rocas vecinas y luego se desplazan súbitamente.
RECURRENCIA (Recurrence).- La relación entre la magnitud y la frecuencia de ocurrencia de los sismos en una región.
REPLICAS (Aftershocks).- Terremotos de magnitud pequeña que siguen a un terremoto de magnitud elevada. Algunas series de réplicas duran largo tiempo como la que siguió al terremoto de Alaska de 1964 con más de un año de duración. La frecuencia de réplicas disminuye más o menos rápidamente con el tiempo.
SATURACION INSTRUMENTAL (Clippling).- Perdida de información en los extremos de un registro sísmico cuando la amplitud del mismo excede el limite del registrador o la máxima deflexión del galvanómetro.
SEAQUAKE (Seaquake).- Dícese a la sensación de un sismo en un barco debido a la propagación de ondas P en el agua.
SIAL (Sial).- Define las partes de la corteza terrestre formada por rocas conteniendo Silice y Aluminio.
SIMA (Sima).- Define las partes de la corteza terrestre formada por rocas conteniendo Silice y Magnesio.
SISMOSCOPIO (Seismoscope).- Instrumento que registra el movimiento del terreno en un sismograma sin señales o marcas de tiempo.
SISMOGRAFO (Seismograph).- Instrumento que registra los movimientos de la superficie de la Tierra en función del tiempo y que son causados por ondas sísmicas (terremotos).
SISMOGRAFO DE BANDA ANCHA (Broad-band seismograph).- Sismógrafo que tiene su respuesta casi constante en un rango amplio de frecuencias, entre 0.08 - 10 Hz.
SISMOGRAFO ELECTROMAGNETICO (Electromagnetic seismograph).- Sismógrafo en el que el movimiento del sismómetro se realiza por la resistencia de un galvanometro a una corriente generada por el movimiento de una bobina dentro del campo de un imán permanentemente.
SISMOGRAMA (Seismogram).- Define al registro producido por un sismógrafo.
SISMOLOGIA (Seismology).- Ciencia que estudia los terremotos, fuentes sísmicas y propagación de ondas sísmicas a través de la Tierra.
SISMOMETRO (Seismometer).- Componente principal de un sismografo, sensor que responde al movimiento del suelo.
SUBDUCCION, ZONA DE (Subduction zone).- Dícese al proceso en la cual una placa tectónica de tipo oceánica desciende hacia el interior de la tierra por debajo de una placa continental.
TECTONICA (Tectonics).- Adjetivo para referirse a la estructura de la superficie de la Tierra y a las fuerzas y deformaciones de la misma.
TELESISMO (Teleseismic).- Define a los terremotos que ocurren a distancias mayores a 1000 km. y son registrados por sismógrafos muy sensibles.
TERREMOTO (Earthquake).- Movimiento repentino de parte de la corteza terrestre o sacudida producida en la corteza terrestre o manto superior. Un terremoto puede ser causado por el movimiento a lo largo de una falla o por actividad volcánica.
TERREMOTO INTERMEDIO (Intermediate earthquake).- Terremoto cuyo foco se localiza a una profundidad entre 60-350 km.
TERREMOTO LOCAL (Local earthquake).- Define a los terremotos que ocurren a distancias menores a 1000 km.
TERREMOTO PROFUNDO (Deep earthquake).- Terremoto cuyo foco se localiza a una profundidad mayor a 350 km. y donde el material esta sometido a altas presiones y temperaturas no siendo probable ser explicado en términos de una simple fractura.
TERREMOTO SUPERFICIAL (Shallow earthquake).- Terremoto cuyo foco se localiza a una profundidad menor a 60 km. y están asociados directamente a los movimientos relativos de los lados de una falla y a veces pueden ser observadas en superficie.
TERREMOTO TECTONICO (Tectonic earthquake).- Terremoto que es el resultado de la liberación súbita de la energía acumulada por la deformación de la corteza terrestre y que dan origen a la formación de los continentes y montañas.
TERREMOTO VOLCANICO (Volcanic earthquake).- Dícese al terremoto asociado con un movimiento de magma.
TIEMPO ORIGEN (Origen Time).- 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 (GMT).
VIDA UTIL (Design life).- Define el periodo de tiempo durante el cual está previsto el uso de una construcción.
VULNERABILIDAD (Vulnerability).- Define la probabilidad de que una estructura sufra daños cuando se somete a un movimiento fuerte (ejemplo, terremoto) de cierta intensidad.
ZONA DE SOMBRA (Shadow zone).- Rango de distancias epicentrales en el que las ondas P se registran con amplitudes reducidas debido a la reflexión y la refracción en el núcleo.
ZONIFICACION SISMICA (Seismic zoning).- Mapa de una región que indica áreas donde el nivel de peligrosidad sísmica es casi constante o donde se exigen los mismos criterios para el diseño sismorresistente

Fuente

Exploración sísmica

Joseph.Huanca@gmail.com (Joseph Huanca Cardenas) — Thu, 24 Dec 2009 07:55:39 PST

Curso Sismología de Exploración 1 / 6

Descripción:

Este curso contiene los siguientes temas:

I. INTRODUCCIÓN

I.1. Métodos Sísmicos: Refracción y Reflexión
I.2. Ventajas y desventajas de los métodos sísmicos contra otros métodos estudiados
I.3. Ventajas y desventajas de los Métodos de Refracción y Reflexión
I.4. Ondas Elásticas
I.5. Tipos de Ondas Sísmicas
I.6. Propagación de Ondas: Frentes de Onda y Trayectoria de rayos

Curso Sismología de Exploración 2 / 6

Descripción:

Este curso contiene los siguientes Temas.

II. SISMOLOGÍA Y GEOLOGÍA

II.1. Interacción de las ondas con los límites
II.2. Ley de Snell
II.3. Velocidades de las ondas sísmicas y las propiedades de las rocas
II.4. Las velocidades sísmicas de materiales comunes de la Tierra.

ANTES, DURANTE Y DESPUÉS DE UNA ERUPCIÓN VOLCÁNICA

Joseph.Huanca@gmail.com (Joseph Huanca Cardenas) — Sat, 26 Dec 2009 08:57:37 PST

¿Qué hacer ANTES de una erupción volcánica?

Conoce el mapa de los peligros volcánicos que te pueden afectar. Allí se delimitan las zonas de alto, mediano y bajo riesgo.

Conoce las rutas de evacuación y ten prevista la posibilidad de alojarte temporalmente en casa de un familiar o amigo que no viva en la zona de riesgo.

Haz conocer a tu familia este sitio de encuentro. Si se presenta la posibilidad de que ocurra una erupción y puedes verte afectado, probablemente la única medida de prevención correcta sea evacuar.

Entérate de las medidas del plan de contingencia de tu localidad.

Ten a la mano tus documentos de valor (identificaciones, títulos de propiedad, cartillas, etc.)

Si tienes enfermos en tu familia, repórtalos previamente a tus autoridades para asegurarles su transporte en caso de una evacuación.

Debes estar atento a las alarmas (sirenas, campanas, silbatos, bocinas, etc.) Ellas pueden avisarte que la erupción puede ocurrir.

Mantén almacenada agua potable y alimentos no perecederos para disponer de ellos en el momento de una eventual evacuación.

Cubre los depósitos de agua para evitar que se contaminen de cenizas o gases.

Si tienes animales resérvales pasto, agua y demás alimentos y evita que los consuman si están contaminados con ceniza.

Mantén un maletín de primeros auxilios, un radio de pilas, una linterna en buen estado y pilas o baterías de reserva.

Ponte alerta a las instrucciones que den las autoridades y no prestes atención a rumores.

¿Qué hacer DURANTE una erupción volcánica?

Ante todo conserva la calma; el pánico puede producir más víctimas que el fenómeno natural.

Reúne rápidamente a tu familia, especialmente a los niños y ancianos, quienes son las personas más vulnerables en estos momentos.

Lo más importante es tu vida, toma únicamente tus objetos personales.

Cierra las llaves de agua y gas, desconecta la luz y asegúrate de cerrar bien puertas y ventanas.

Cumple con los planes de emergencia acordados.

Mantén la radio encendida para recibir la información que transmitan las autoridades correspondientes.

Si estás fuera de casa no intentes ingresar a la zona de riesgo, desplázate hacia lugares alejados del volcán.

Aléjate de los valles y ríos por donde puedan bajar flujos de ceniza y rocas calientes, lava, lodo y emanaciones de gases. Procura no estar cerca de terrenos que hayan sufrido derrumbes.

Si la ceniza volcánica comienza a caer pon en práctica las siguientes recomendaciones:

Busca refugio bajo techo y permanece allí hasta que el fenómeno haya pasado.

Respira a través de una tela humedecida en agua o vinagre, esto evitará el paso de los gases y el polvo volcánico.

Protege tus ojos cerrándolos tanto como sea posible.

Cúbrete con un sombrero y ropas gruesas.

En caso de una fuerte lluvia de ceniza no utilices el vehículo.

La única protección contra la lluvia de ceniza y material volcánico de tamaño considerable son los refugios y techos reforzados.

Debido a que las explosiones del volcán pueden causar ondas de aire o de choque que pueden romper los vidrios de las ventanas, coloca cintas adhesivas en forma de X, o en último caso pon tablas que impidan la caída violenta de los mismos.

Si fuiste evacuado y te encuentras en un albergue, mantén la calma, recibirás alimentos, atención médica, etc. Además, podrás participar en las labores de mantenimiento del mismo.

¿Qué hacer DESPUÉS de una erupción volcánica?

Permanece en el sitio seguro hasta las autoridades te informen que ha vuelto la normalidad. ¡No trates de regresar antes a tu hogar!.

Mantén en sintonía tu radio para recibir instrucciones.

Antes de entrar a tu casa revisa que no ha quedado debilitada por la erupción.

Evita hacer uso de líneas telefónicas, caminos, transportes, servicios médicos y hospitalarios si no es estrictamente necesario. Muchas personas pueden necesitarlos con real urgencia.

Elimina la acumulación del material volcánico caído sobre los techos ya que por el peso éstos pueden derrumbarse. Este riesgo crece si se presentan lluvias porque el agua aumenta el peso de los materiales sobre los techos (un metro cúbico de ceniza húmeda puede llegar a pesar más de una tonelada).

Colabora con las tareas propias de la atención y recuperación de la emergencia.

No comas ni bebas ningún alimento que sospeches se encuentre contaminado.

Extraído del folleto ¿Qué hacer en caso de una erupción volcánica?. Autores: Bretón, M.; Arellano, A.; Tellez, A. y Navarro, C. Fideicomiso Ramón Álvarez Buylla de Aldana. Universidad de Colima, 2002.

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Método del campo eléctrico natural (potencial espontáneo - self potencial) - RECOPILACIÓN ESPECIAL

Método del Campo Eléctrico Natural

Introducción

Título: Potencial Espontâneo

Título: Metodos Geoeléctricos del campo Natural

Título:Potencial Espontáneo

Título: O método do potencial espontâneo (SP) - uma revisão sobre suas causas, seu uso histórico e suas aplicações atuais

Título: Spontaneous Potential

Título: The Spontaneous Potential Log

Título: Well Log Interpretation - SP Log

Self-potential signals associated with pumping tests experiments

Self-potential tomography applied to the determination of cavities

Detection and localization of hydromechanical disturbances in a sandbox using the self-potential method

Tomography of the Darcy velocity from self-potential measurements

Advanced Noninvasive Geophysical Monitoring Techniques

Redox potential distribution inferred from self-potential measurements associated with the corrosion of a burden metallic body

Inner structure of La Fossa di Vulcano (Vulcano Island, southern Tyrrhenian Sea, Italy) revealed by high-resolution electric resistivity tomography coupled with self-potential, temperature, and CO2 diffuse degassing measurements

Comment on ‘‘Rapid fluid disruption: A source for self-potential anomalies on volcanoes’’

by M. J. S. Johnston, J. D. Byerlee, and D. Lockner

The volcano-electric effect

Geophysical investigations at Stromboli volcano, Italy: implications for ground water flow and paroxysmal activity

Hydrogeological insights at Stromboli volcano (Italy) from geoelectrical, temperature, and CO2 soil degassing investigations

Streaming electrical potential anomaly along faults in geothermal areas

Streaming potential in porous media

RELACIÓN DE TESIS

“APLICACIÓN DEL MÉTODO GEOFÍSICO DEL POTENCIAL ESPONTÁNEO PARA EL ESTUDIO ESTRUCTURAL DEL VOLCÁN MISTI”

Autor: Ing. Domingo Ramos Palomino Arequipa - Perú 2000

"MÉTODO DEL POTENCIAL ESPONTÁNEO APLICADO EN EL VOLCÁN UBINAS Y MÉTODOS GEOQUÍMICOS APLICADOS EN VIGILANCIA VOLCÁNICA Y SÍSMICA"

Autor: Ing. Katherine Gonzales Zuñiga Arequipa - Perú

ORIGEN, CLASIFICACIÓN Y ANÁLISIS DE LAS SEÑALES SISMO-VOLCÁNICAS

CLASIFICACIONES DE LOS SISMOS VOLCÁNICOS

3. Clasificación de Schick

4. Clasificación de Ibañez

MODELOS DE FUENTES SÍSMICAS VOLCÁNICAS

Modelo de fuente de sismos volcano-tectónicos

IMPORTANCIA DEL ANÁLISIS ESPECTRAL DE SEÑALES SÍSMICAS VOLCÁNICAS

FUENTES DE RUIDO

INSTRUMENTACIÓN Y REGISTROS SÍSMICOS EN VOLCANOLOGÍA

Configuración de estaciones sísmicas

SISMICIDAD DE PERÚ

SISMICIDAD EN EL MUNDO

LA TIERRA

TECTONICA DE PLACAS

OROGENESIS Y VOLCANISMO

DERIVA DE LOS CONTINENTES

SISMICIDAD DEL GLOBO

PRINCIPALES ZONAS SISMICAS

MEDIDAS DE UN TERREMOTO

MAGNITUD

GEOMETRIA DE FALLA Y MOMENTO SISMICO

LA ENERGIA

LA INTENSIDAD

GLOSARIO DE TÉRMINOS

Exploración sísmica

ANTES, DURANTE Y DESPUÉS DE UNA ERUPCIÓN VOLCÁNICA

Redox potential distribution inferred from self-potential measurements
associated with the corrosion of a burden metallic body

Autor: Ing. Domingo Ramos Palomino
Arequipa - Perú
2000

Autor: Ing. Katherine Gonzales Zuñiga
Arequipa - Perú