Caracterización del sismo

Parámetros de localización y magnitud

El sismo registrado a las 23:22:04 (hora UTC) con una magnitud de 4,5 Ml y 4,4 Mw a 37,4 km de profundidad, fue sentido en varios municipios del departamento del Valle del Cauca. Su epicentro, en el municipio de Restrepo, se localizó en las coordenadas 3,86 de latitud norte y 79,66 de longitud oeste (Figura 1); por su espacialización podría atribuirse al Sistema de Falla Río Bravo (^{OSSO, 2013}).

Figura 1 Localización del epicentro del sismo del 27 de agosto de 2013 y fallas geológicas presentes en la zona (^{Nivia-Guevara,2001}). 

Mecanismo focal

El mecanismo focal asociado al sismo señala un tipo de falla oblicua-inversa con desplazamiento sinestral, lo cual indica que probablemente puede atribuirse a la Falla Río Bravo cerca del Embalse Calima. Esta falla presenta un rumbo N30°E, con componente de desplazamiento sinestral (^{Woodward - Clyde Consultants, 1983}); (^{López-Cardona, 2006}). Se encuentra ubicada en el departamento del Valle del Cauca atravesando los ríos Calima, Bravo, Azul y deformando las rocas de la Formación Cisneros (Kc) (^{Nivia-Guevara, 2001}). La tasa estimada de actividad es de 0,2 mm/año, con un periodo de recurrencia menor a 4000 años (^{Paris et al., 2000}). La máxima magnitud sísmica estimada es de 6,9 Mw (^{Dimaté et al., 2005}). En la Tabla 1 se expresan los parámetros obtenidos para la representación del mecanismo focal mencionado.

Tabla 1 Parámetro del plano de falla para el sismo del 27 de agosto del 2013 (^{ISC, 2013}). 

Aspectos teóricos

Descomposición espectral: este método permite caracterizar la respuesta en frecuencia del subsuelo (^{Mora, 2014}), descomponiendo la señal sísmica en contenidos de frecuencias, separándolas y permitiendo visualizar amplitudes asociadas a frecuencias específicas. La representación de una señal en el dominio de frecuencia permite describir muchos rasgos que son difícilmente observados en el dominio del tiempo; por esto, es de gran importancia interpretar una señal a partir de estos dos dominios. Este análisis se ha aplicado constantemente para la determinación de capas, visualización estratigráfica y determinación directa de hidrocarburos (^{Sierra et al., 2008}).

Deconvolución: el filtrado es una característica típica de cualquier sistema que transmita señales y es muy utilizado para extraer rangos de frecuencias no deseables, dependiendo de la investigación. En sismología se aplica generalmente al dominio de frecuencias para extraer información y obtener el movimiento real del terreno (^{Ordóñez-Piscoya, 2005}; ^{Rochal, 2011}); por ejemplo, en ^{Cahuari y Tavera (2007}) se usó esta técnica para determinar la magnitud ML en registros símicos para sismógrafos tipo Wood - Anderson WA. Al conocerse la respuesta instrumental del sismógrafo, es posible realizar la deconvolución de cualquier sismograma (^{Figueroa-Soto et al., 2010}), puesto que este es la convolución entre la respuesta instrumental del sismógrafo y la velocidad del suelo (Rochal, 2011).

Transformada de Fourier: por su simplicidad y su claro significado físico, la transformada de Fourier (FT) es el método más popular utilizado para el procesamiento de señales en múltiples campos (^{Yuan y Cai, 2003}; ^{Moya, 2009}). Se puede aplicar para cualquier problema geofísico, especialmente para señales estacionarias, cuyo espectro no varía con el tiempo. Representa la descomposición de un registro ondulatorio en series de señales sinusoidales, es decir, es capaz de distinguir las diferentes componentes de frecuencia de la señal y sus respectivas amplitudes. Ha sido muy útil para implementar soluciones analíticas y numéricas de ecuaciones diferenciales y para el análisis y tratamiento de señales (^{Bolzan, 2004}).

Parámetros y descripción de los instrumentos utilizados

Los instrumentos instalados en las estaciones que fueron utilizados para este trabajo son descritos en la Tabla 2.

En la Tabla 3 se muestra la ganancia de ambos digitalizadores.

En la Tabla 4 se muestra el instrumento utilizado, su frecuencia natural, su factor de normalización y la sensibilidad de la componente vertical.

Tabla 2 Instrumentos utilizados para este trabajo. 

Tabla 4 Parámetros de los instrumentos utilizados. 

Deconvolución de sismogramas

La deconvolución de sismogramas es un trabajo fundamental que se realiza para conocer el movimiento real del suelo. Durante el desarrollo de este trabajo se utilizaron datos de sismógrafos o acelerógrafos de diferentes estaciones; el proceso de deconvolución se realizó con ayuda del software Seismic Analysis Code (^{SAC, 2011}).

Espectrograma y Transformada de Fourier en SAC

Al tener deconvolucionada la señal, se procede a obtener el espectrograma para la señal desde una frecuencia mínima hasta una máxima. Un espectrograma se puede definir como un gráfico de intensidad (generalmente en una escala logarítmica, como dB) de la magnitud de la Transformada de Fourier de corto tiempo (STFT). Corresponde a un gráfico tridimensional de amplitud de señal vs tiempo y frecuencia. Por lo general, se calcula utilizando la transformada rápida de Fourier (^{Smith, 2007}). El espectrograma se puede utilizar para analizar los resultados al pasar una señal de prueba a través de un procesador de señales, como un filtro para comprobar su rendimiento, es usado en diversas aplicaciones como: análisis frecuencial de señales audiovisuales, visualización de señales eléctricas y de comunicaciones, análisis musical, aplicaciones acústicas, aplicaciones sismológicas, análisis de señales biomédicas, extracción de características, entre otras.

Instrumentación y datos

Para el análisis del contenido frecuencial se realizó una base de datos con las estaciones sismológicas de código HH (banda ancha), que registraron el evento sísmico y que se localizan en el suroccidente colombiano y sus alrededores (Tabla 5). Se debe tener en cuenta que el código del instrumento es muy importante, ya que este indicará el rango de frecuencias filtradas y registradas, por tanto, se escogieron solo estaciones banda ancha debido a que la mayoría de éstas se encuentran con este código facilitando el análisis frecuencial.

Para el evento del 27 de agosto del 2013, se obtuvo errores de localización menores a 10 km en latitud, longitud y profundidad, y un error residual de 0,3 (^{OSSO, 2013}). Se calcularon los contenidos frecuenciales de las diferentes estaciones, hallando la frecuencia máxima (f-máx) por medio de comandos específicos usados en el programa y mediante una observación empírica se determinaron las frecuencias significativas (f-significativas) de cada señal.

Contenido frecuencial del sismo del 27 de agosto del 2013

Las estaciones que tenían archivos de respuesta completos y se encontraban en funcionamiento el día 27 de agosto fueron utilizadas para el procesamiento de los datos, hallando su contenido frecuencial según la composición de suelo y su distancia epicentral. En la Tabla 6 se presentan las estaciones que se utilizaron, código, digitalizador y sensor instalados a la fecha.

En la Figura 3 se muestra el espectrograma calculado con el primer arribo de onda, el cual indica la variación de la energía (Rango dinámico) y el contenido frecuencial respecto al tiempo.

Figura 3 Espectrograma de la estación GUY2C para el evento del 27 de agosto del 2013. 

El espectrograma del primer arribo de onda muestra que aproximadamente en 238 segundos a una frecuencia de 2,0 Hz hay un rango dinámico mayor entre 2 y 3 dB (color púrpura), indicando que para el arribo de ondas primarias, durante este intervalo corto de tiempo se liberó mayor energía. Por último, se aplica la transformada de Fourier, según el procedimiento descrito anteriormente, obteniendo el espectro mostrado en la Figura 4.

Figura 4 Transformada de Fourier de la estación GUY2C para el evento del 27 de agosto del 2013. 

Observando que en la estación de GUY2C hay un contenido frecuencial desde 0 Hz hasta aproximadamente 15 Hz, con un rango de frecuencias altas entre 1 hasta casi 3 Hz, con oscilaciones en la magnitud teniendo variaciones muy tenues pero notables en varios rangos de frecuencias. Estas variaciones se relacionan con el comportamiento del suelo en donde la estación se encuentra localizada, aunque estas variaciones dependen también de otros factores importantes.

Todas las estaciones presentan este comportamiento, pero se puede notar con más claridad en SOTA, la cual se encuentra ubicada en Sotará, sus contenidos son reportados en la Tabla 7. En el Anexo se presenta la gráfica de la transformada de Fourier y los espectrogramas de la componente vertical en cada unade las estaciones utilizadas para este estudio.

Al analizar la distancia hipocentral con el intervalo de rango de frecuencias sobresalientes y las más de los contenidos frecuenciales se observa que las alejadas contienen intervalos más cortos (Figura 5). estaciones más cercanas al epicentro contienen Cabe destacar que la estación con mayor frecuencia intervalos más largos tanto de rango frecuencial como máxima en su espectro es YOT con 12,20 Hz.

Figura 5 Relación entre el rango del contenido frecuencial y la distancia hipocentral para el sismo del 27 de agosto del 2013. 

Comparando las transformadas de Fourier calculados con la distancia hipocentral (Anexo Figuras A B C D E F G H) se observa que las estaciones más cercanas presentan rangos amplios de frecuencias sobresalientes con atenuaciones prolongadas y las más lejanas tienen rango corto con atenuaciones abruptas. Esto se debe a la atenuación de las ondas cuando éstas se propagan en el interior de la tierra.

Tabla 8 Comparación entre la geología, los rangos de los contenidos frecuenciales y las frecuencias significativas para el sismo del 27 de agosto 2013. 

Caracterización geológica de la zona según los contenidos frecuenciales

Cada una de las estaciones utilizadas en este estudio se encuentran ubicadas en zonas de diferentes características (como el tipo de suelo, la fuente sismogénica, entre otros), los contenidos frecuenciales se registran de manera diferente según aspectos geológicos y tectónicos de la zona epicentral, los parámetros del sismo, y la propagación de las mismas ondas en el interior de la tierra. Según el mapa geológico de Colombia (^{Nivia-Guevara, 2001}), se puede determinar la unidad geológica donde se encuentra ubicada cada una de las estaciones. En la Tabla 8 se describen los rangos de frecuencias significativas y de los contenidos frecuenciales reportados en cada estación donde se registró el sismo del 27 de agosto del 2013 producido por la falla Río Bravo, también aparece la respectiva unidad geológica.

Los rangos de frecuencias significativas son muy importantes, ya que se encuentran definidas como las frecuencias de mayor amplitud en los espectros de la Transformada de Fourier. Estas frecuencias definen que tipo de estructura presentaría el fenómeno de resonancia ante un evento sísmico según su contenido frecuencial. Así, las estructuras con frecuencias fundamentales dentro de este intervalo, mostrarán una amplificación en su aceleración o velocidad, generándose aquel fenómeno físico. Por ejemplo, los edificios y puentes son estructuras con frecuencias fundamentales bajas, mientras que las viviendas de dos pisos o menos tienen frecuencias altas, lo que indica que las estructuras como edificios son más propensos a presentar este fenómeno con eventos lejanos y las casas con eventos cercanos, generando diversos tipos de daños en la estructura. En la ciudad de Santiago de Cali se ha observado este fenómeno en varias estructuras debido a eventos sísmicos, por ejemplo, el sismo ocurrido el 15 de noviembre del 2004 de 7,2 Ml con epicentro en el municipio de Pizarro, departamento del Chocó. Este evento generó daños en varias estructuras ubicadas especialmente en la zona de la Avenida Roosevelt, núcleos hospitalarios y residencias mostraron la magnitud de repercusiones que puede generar un sismo, incrementando el miedo en la ciudadanía (^{Salcedo-Hurtado y Alvarado-Flórez, 2007}).

Ahora bien, la geología también juega un papel esencial ya que en la propagación de las ondas sísmicas hay tres factores fundamentales que contribuyen al movimiento: la fuente, el medio por el cual se trasmiten las ondas y el efecto local. Este último es de gran importancia en el diseño sismo resistente. Se ha comprobado que existe una constante variación del movimiento sísmico registrado, que en algunos casos no se pueden explicar en función de la fuente o de la trayectoria intermedia recorrida por las ondas (^{Álvarez-Rubio, 1999}). Los efectos locales están causados por la interacción del campo de propagación de las ondas sísmicas con las irregularidades del terreno. Estas se pueden clasificar en superficiales y subsuperficiales. Las primeras son aquéllas relacionadas con la topografía del terreno e incluyen los efectos provocados por taludes, valles, montañas, etc. Las segundas están relacionadas con distintos tipos de discontinuidades en el terreno y que incluirían fallas, cuencas sedimentarias, etc. (^{Rodríguez, 2005}); (^{Bommer, 1994}).

Es bien conocido que la amplitud, la composición espectral y la duración del movimiento ocasionado por un sismo registrado en un emplazamiento son funciones del mecanismo de la fuente sísmica, de la distancia al epicentro, de la geometría y de las propiedades físicas de las estructuras geológicas atravesadas por las ondas que se propagan por la superficie y el interior de un cuerpo desde la fuente al emplazamiento (^{Hays, 1989}).

Al movimiento ondulatorio que llega a la base rocosa, contribuyen muchos aspectos del terreno como las propiedades geológicas, topografías superficiales y composición y dirección de la radiación incidente en la base rocosa. Es claro que en el análisis espectral de un registro sísmico es un problema complejo, en el cual intervienen diferentes factores como la distancia hipocentral, el mecanismo de la fuente, las características del receptor, la geología, los cuales pueden ser separados por diversos procedimientos matemáticos (^{Shearer et al., 2006}); pero debido a la alta complejidad, en muchas ocasiones los estudios se realizan considerando solamente algunos de estos o una combinación de ellos. El presente trabajo, sin pretender simplificar el problema, se concentra en el análisis considerando las condiciones geológicas de la corteza en la región que, como lo menciona (ÁlvarezRubio, 1999), pese a la complejidad señalada, el efecto local se puede abordar sólo desde el punto de vista de la geología. Las características geológicas de la corteza en la región influyen en la atenuación de las ondas sísmicas y su frecuencia; por ejemplo, en regiones de alta actividad, donde la corteza está fuertemente fracturada, la atenuación suele ser más alta que en regiones donde la corteza es más íntegra; considerándose, por tanto, que el parámetro fundamental del sitio es la geología superficial, porque puede modificar la amplitud y la frecuencia del movimiento (^{Bommer, 1994}). Sir Williams Hamilton observó que las casas en el llano de aluvión sufren mayores daños que las casas construidas encima de roca (^{Ambraseys, 1977}). Después del terremoto de Michoacán del 19 de septiembre de 1985, se pudo notar que éste ocasionó graves daños en la ciudad de México D.F., situada a una distancia de 400 km de la fuente, debido al efecto de los depósitos blandos, sobre el movimiento del terreno (^{Anderson et al., 1986}). La topografía también puede modificar las vibraciones sísmicas, siendo otro parámetro del sitio que ha sido considerado en varios estudios de movimientos fuertes (Bommer, 1994).

Diferentes parámetros del movimiento fuerte son afectados por una capa de suelo en diferentes maneras, según las frecuencias con las que estén asociados (^{Rogers et al., 1984}). La diversidad de clasificaciones de condiciones geológicas en estudios de movimientos fuertes refleja la naturaleza complicada y poco comprendida de la relación entre el movimiento sísmico y los depósitos superficiales (^{Campbell, 1985}). La clasificación normalmente se hace según el tipo de depósito (roca, aluvión), su profundidad y sus propiedades generales (blando, rígido), aunque en algunos casos se basa en propiedades medidas, como la velocidad de ondas de corte (^{Joyner y Fumal, 1984}).

Aunque no hay una relación directa entre los contenidos frecuenciales y la geología, debido a los diferentes parámetros que los componen, se puede realizar un análisis considerando solamente la geología y observando los cambios en contenidos frecuenciales que esta puede producir, reconociendo la incidencia y la importancia de los demás factores, y dejando esta puerta abierta para futuras investigaciones.

De esta manera, en el presente trabajo se considera la geología para observar posibles cambios en los contenidos frecuencias en las zonas donde se localizan las diversas estaciones que registraron el sismo del 27 de agosto del 2013. En la Tabla 8 se observa similitud en los contenidos frecuenciales entre las estaciones de Yotoco y Popayán, ambas ubicadas en suelos de material de lava. Además, variaciones en sus intervalos de frecuencias significativas para las estaciones que se encuentran ubicadas en arenas o areniscas, y contenidos frecuenciales menores para la estación de Tumaco ubicada en gravas.

En la Tabla 8 sobresalen estaciones como YOT y POP2 con frecuencias significativas altas y contenidos frecuenciales altos, siendo YOT la estación que presentó el mayor rango de frecuencias significativas. Estas se localizan en lava, con un tipo de roca K2-Vm7 que describen basaltos toleíticos y doleritas, y brechas volcánicas (^{Gómez et al., 2015}). Con la estación YOT, ubicada en cercanía a rocas de gabros que varían de olivínicos a cuarzograbos, a través de noritas, y con POP2 cercanos a rocas de flujos volcanoclásticos constituidos por piroclasto y apiclastos de composición andesítica y dacítica (Figuras 6A y 6B). Estas dos estaciones mostraron amplificación en sus frecuencias probablemente debido a que se encuentran ubicadas en una zona de composición de rocas volcánicas y lavas producidas por erupciones de volcanes cercanos y por meteorización de roca, ya sea física o química, por transporte de sedimentos mediante vientos, reacciones químicas de los componentes de la roca con el agua, entre otras.

A pesar de la cercanía de la estación de SOTA con la de POP2, el comportamiento en el espectro de Fourier se observa diferente (Anexo Figuras B y D), ya que en la estación de SOTA las frecuencias no muestran tantas variaciones en la amplitud, en comparación con POP2. Estas dos estaciones se encuentran en lugares con geología diferentes. La estación de SOTA está ubicada en medio de areniscas y basaltos de composición básica a diferencia de POP2.

Figura 6 Geología de la zona donde se ubica las estaciones: A. YOT y B. POP2 (^{Gómez et al., 2015}). 

Para la estación de TUM se observa que los intervalos de contenidos frecuenciales son bajos para el sismo del 27 de agosto de 2013. Se localiza sobre depósitos de gravas y arenas acumulados en playas -Q2-m- (Figura 7).

Figura 7 Geología de la zona donde se ubica la estación de TUM (^{Gómez et al., 2015}). 

Se puede observar que la estación de YOT registra una frecuencia máxima más alta que las demás estaciones, mientras que la estación TUM muestra la segunda frecuencia máxima más baja, indicando que posiblemente para la roca compuesta por depósitos de grava hallada en el municipio de Tumaco y en sus zonas aledañas se presenta atenuación en el contenido frecuencial y frecuencias significativas muy bajas en comparación con las demás estaciones, aunque su amplitud fue la más sobresaliente, teniendo frecuencias bajas pero con las amplitudes más altas reportadas en el estudio.

Para las estaciones de SOTA y GUY2C, que también se encuentran en los mismos tipos de roca como areniscas, se observan que al aumentar la distancia hipocentral, así sea en pocos kilómetros, disminuye el rango de los contenidos frecuenciales. Las dos estaciones presentan frecuencias significativas altas desde un rango de 0 a 5 Hz aproximadamente, sin embargo, para la estación de GUY2C se observó un rango menor de estas y con amplitudes mucho mayores.

Finalmente, las demás estaciones registraron un comportamiento similar entre ellas, sobresaliendo algunas con intervalos de frecuencias significativas en donde su amplitud varía, observando rangos oscilatorios con amplitudes no tan altas y otras muy altas, indicando perturbación en las ondas sísmicas que se propagan en la zona y múltiples composiciones de rocas generadas con el paso de los años.

Estas estaciones tienen similitudes en su geología, ya que se encuentran localizadas en zonas compuestas por múltiples sedimentos acumulados al paso de los años, con mayor cantidad de arenas, generando variabilidad en las amplitudes de las frecuencias calculadas por la transformada de Fourier, siendo sus amplitudes muy bajas con respecto a las demás estaciones que registraron el evento del 27 de agosto de 2013, observando reducción en las amplitudes de las frecuencias. Además, estas observaciones también se han reportado en varios estudios en donde se ha registrado disminución en el factor de amplificación para lugares arenosos (^{Caillot y Bard, 1990}; ^{Chang et al., 1991}; ^{Beresnev et al., 1995}).