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Introducción
Los sismos son uno de los fenómenos naturales más interesantes de la Tierra y han sido un valioso objeto de estudio para la geología. Durante años se ha estudiado la posibilidad de realizar predicciones o pronósticos completos (fecha-hora, localización y magnitud), sin resultados exitosos. Varias investigaciones se han realizado en la última década acerca de la ocurrencia de sismos y su relación con patrones físicos o químicos, más conocidos como precursores sísmicos. Por ejemplo, la investigación de muestra emisiones de gas radón e hidrógeno en el subsuelo y el agua subterránea. Mientras que Chadha et al. (2003) reportan variaciones co-sísmicas relacionadas con el nivel de agua subterránea al oeste de India.
Durante las últimas décadas, estudios de anomalías en señales electromagnéticas relacionadas con sismos se han realizado en todo el mundo (Karakelian et al., 2002; Nagao et al., 2002; Qinzhong et al., 2004; Lu et al., 2004; Azeez et al., 2009; Fan et al., 2010, ; ; Zhang et al., 2012, ; Balasco et al., 2015; Rodríguez-Pérez et al., 2020). No obstante, las aproximaciones han sido en el dominio independiente del campo eléctrico o magnético, bajo hipótesis de perturbaciones exclusivamente del área de ruptura. En el trabajo de Solano-Fino et al. (2021) se presenta el efecto combinado de ambos campos y su relación con anomalías de resistividad en la fuente y la influencia de fluidos en zonas aledañas.
La ocurrencia de señales eléctricas, magnéticas y sísmicas, en la corteza y el manto, depende de condiciones como la temperatura, el volumen de fracción del fluido y la interconexión entre poros. Existen varios mecanismos propuestos que pueden generar este cambio pronunciado de resistividad aparente en el subsuelo. Uno de ellos es el efecto piezoeléctrico, este expone que minerales, como la turmalina, el topacio, la halita y el cuarzo (Freund, 2010) convierten la energía mecánica en electricidad al liberar el estrés acumulado (ver, por ejemplo, el Teorema de Equipartición en Verma et al., 2021).
El efecto electrocinético señala que las ondas sísmicas que atraviesan un medio poroso con presencia de iones inducen corrientes eléctricas (Nagao et al., 2000; Sun et al, 2020), creando un campo eléctrico perpendicular a la superficie del mineral que atrae cationes y repele a los aniones en las proximidades de la interfaz matriz-poros (Huang et al., 2020). Luego, las señales eléctricas y magnéticas son producidas por el acoplamiento de los campos elásticos, eléctricos y magnéticos (Ren et al., 2015, ). Otro mecanismo posible es el efecto dinamo-sísmico, que explica cómo las ondas sísmicas dentro de la Tierra dan lugar al movimiento de iones en aguas subterráneas (Helman, 2020) durante terremotos, creando una fuerza electromotriz que induce a su vez un campo magnético (Honkura et al., 2004).
El efecto electrocinético puede estar vinculado a la expulsión masiva de fluidos a profundidades de z > 70 km, por lo que contribuye al contraste de presión de poros y por consiguiente a la ruptura sismogénica (Huang y Lin, 2010). Por otro lado, la hipótesis dínamo-sísmica estaría vinculada a cambios graduales de los campos eléctricos y magnéticos justo antes del arribo de las señales sísmicas, como en el caso del terremoto de Izmit, Turquía en 1999 ( , ).
Este estudio se acoge a esta última aproximación para estimar las variaciones de resistividad aparente del subsuelo a través de tres estaciones de magnetotelúrica ubicadas en las proximidades de las ciudades de Tunja, Bogotá y Villavicencio, para así establecer posibles correlaciones espacio-temporales con eventos sísmicos de profundidad intermedia (120-160 km) bajo la Mesa de Los Santos y relacionados al Nido Sísmico de Bucaramanga.
El Nido Sísmico de Bucaramanga (NSB) se ubica aproximadamente a una profundidad de 160 km y geográficamente en las coordenadas 6,8° N y 73,1° O (Zarifi et al., 2007). Tiene un volumen de ~13 km x 18 km x 12 km (Frohlich et al., 1995), y se localiza en la configuración tectónica de subducción de la placa Nazca y la placa Caribe con la sudamericana, como muestra la Figura 1. Dada la enorme cantidad de eventos sísmicos que se ubican más allá de ese sitio y que posiblemente se encuentran relacionados con una zona de Benioff, se considera en este trabajo al NSB el volumen rocoso definido por la sismicidad intermedia (140-160 km) y entre las coordenadas 6,7° N-7,2° N y 72,8° W-73,2° W.
La compleja geometría del NSB y la presencia de las placas Nazca y Caribe siguen teniendo interrogantes por resolver, por ejemplo: la predominancia del mecanismo causante de la alta sismicidad (Taboada et al., 2000; Cortés y Angelier, 2005; Vargas y Mann, 2013; Syracuse et al., 2016). Aunque varios autores se inclinan por explicar el NSB como un desgarre activo de la loza asociada a la placa Paleo-Caribe, el cual se asoma a la astenosfera caliente, algunas hipótesis se inclinan por una fuente asociada a la placa Nazca. Por ejemplo, Zarifi et al. (2007) proponen la colisión de dos slabs, uno al N con un ángulo de 25° y otro al S de 50° para el NSB; Vargas y Mann (2013) plantean un colapso gravitacional de la placa Caribe; Chiarabba et al. (2016) indican que la placa Nazca subduce hacia al N justo entre en el límite del arco Panamá y la placa Caribe, y plantea que Nazca se encuentra segmentada por un desgarre E-O, separándose en dos segmentos: uno con mayor ángulo al S y otro de subducción más plana (flat slab) hacia N. Por otro lado, Syracuse et al. (2016) presentan un flat slab de la placa de Nazca debido a una placa entrante más gruesa y resistente a la flexión que limita la fusión de la cuña del manto y la formación del arco.
Figura 1 Localización de las estaciones multiparamétricas de la Red Sismológica de la Universidad Nacional de Colombia (RSUNAL) y el Nido de Bucaramanga (NSB). El color de los círculos indica la profundidad (km) y el tamaño señala la magnitud (Mw) de los sismos del 1 de abril del 2018 al 17 de junio del 2021. Se resaltan los sismos intermedios del 23 de abril del 2018 (estrellas) que se seleccionaron como caso de estudio.
Este trabajo surge ante la oportunidad de analizar la conductividad eléctrica del subsuelo a profundidad, específicamente en áreas de complejidad tectónica como el NSB. Las únicas estaciones magnetotelúricas permanentes del país se encuentran ubicadas alrededor de la Sabana de Bogotá y pertenecen a la Red Sismológica de la Universidad Nacional de Colombia (RSUNAL). A pesar del reducido número de estaciones y la distancia de estas a la Mesa de Los Santos, los datos que proporciona este arreglo experimental ofrecen una oportunidad para estudiar los procesos geológicos bajo suelo, que probablemente se ven afectados por una fuente de tan alta sismicidad como el NSB.
Metodología
Método magnetotelúrico (MT)
La resistividad eléctrica (p) de los materiales que componen la corteza terrestre varía desde 10-2 a 104 fim. Si la roca tiene alguna porosidad y contiene fluidos, estos suelen dominar la respuesta de la conductividad, tanto por su composición química como por su grado de saturación, la permeabilidad y la temperatura, como expone Karato (2013).
Entre los métodos geofísicos pasivos, el método magnetotelúrico (MT) se destaca por tener una fuente natural: las corrientes telúricas, y por presentar la mayor resolución entre los estudios eléctricos y a la vez magnéticos de la litósfera (Simpson y Bahr, 2005). Este método fue propuesto porTikhonov (1950), después fue abordado por Cagniard (1953), quien logró relacionar matemáticamente las componentes ortogonales del campo natural eléctrico Ê y el campo magnético BB a través de la estructura terrestre con profundidades desde metros hasta kilómetros. Una amplia discusión del método, sus hipótesis, sensibilidad, capacidad de exploración en profundidad y precauciones se puede consultar en Chave y Jones (2012).
El método asume como condiciones iniciales una Tierra sin fuentes de corriente externa y que corresponde a un semiespacio homogéneo (Simpson y Bahr, 2005), donde la conductividad en el límite del volumen σ h y en el aire es cero σ = 0. La ecuación 1 relaciona la frecuencia angular de la onda (ω) con la conductividad promedio del medio penetrado (σ) y la permeabilidad magnética (μ), y demuestra el decaimiento potencial de las oscilaciones a medida que se desplaza una onda a través de un material con una frecuencia angular m determinada. Estas variables vinculan el concepto de profundidad superficial electromagnética (skin depth z), como muestra la ecuación 2, la cual se define como la distancia a la que el campo electromagnético decae 1/e, 0,37.
En este caso, se desprecian las corrientes de desplazamiento y se asume un medio donde la ley de Ohm es válida. A las frecuencias utilizadas y para los objetivos de interés en magnetotelúrica, la permeabilidad magnética puede tomarse como el valor del espacio libre μ 0 en casi todos los materiales de la Tierra, es decir, μ 0 = 4ϖ x 10-7 Hm -1 , y la ecuación 1 se puede expresar como (Chave y Jones, 2012):
Asumiendo la función de transferencia (C), de Schmucker-Weidelt, se puede generar una solución al sistema lineal de una entrada (Simpson y Bahr, 2005). Es decir, a partir de la función de transferencia, dada por la ecuación 3, las componentes ortogonales del campo eléctrico y magnético se acoplan para relacionar la frecuencia en C(ω), así:
Posteriormente, se obtiene la solución compleja de los coeficientes de la función de transferencia, para relacionar las componentes ortogonales del campo eléctrico y magnético con las componentes del tensor de impedancia Z de la ecuación 4.
La resistividad aparente p a es la resistividad promedio de un volumen de medio uniforme por donde penetra el campo eléctrico. En este caso si la frecuencia angular ω es conocida, entonces la resistividad aparente de un semiespacio homogenizado puede ser calculada a partir de la ecuación 5:
Adquisición de datos a partir de estaciones multiparamétricas
En este trabajo fueron utilizadas tres estaciones multiparamétricas permanentes de la RSUNAL: TUNJ, VCIO y USME, las cuales han funcionado desde el 2016. Dichas estaciones son de banda ancha y registran señales en las tres componentes ortogonales magnéticas: HFE, HFN y HFZ, y dos componentes cuasi-ortogonales eléctricas: HQE y HQN. En la Tabla 1 se muestra la ubicación de las estaciones, cada una se compone de un sismómetro CME-4311, dos pares de electrodos perpendiculares Tinker y Rasor DB-A y un magnetómetro Bartington Mag648L.
Tabla 1 Ubicación de las estaciones multiparamétricas de la RSUNAL.
| Estación | Lat (°) | Long (°) |
|---|---|---|
| TUNJ | -73,3583313 | 5,53327948 |
| USME | -74,1270881 | 4,48113461 |
| VCIO | -73,5925774 | 4,11143645 |
ada estación multiparamétrica consta de un despliegue instrumental como el que se muestra en la Figura 2. El campo magnético es medido de manera continua en las componentes ortogonales (sentido E-O, N-S y vertical Z), y el campo eléctrico, en las componentes eléctricas horizontales (cercanamente ortogonales y rotadas para el efecto E-O y N-S), tal como son representadas en la Figura 3.
Figura 2 Despliegue de electrodos dipolos ortogonales en forma de cruz, utilizado en el arreglo instrumental de la RSUNAL. Tomada de Simpson y Bahr (2005).
Figura 3 Ubicación de electrodos en las estaciones multiparamétricas de la RSUNAL. A. TUNJ. Dipolo N-S = 85 m; dipolo E-W = 67 m, B. USME. Dipolo N-S = 97 m; dipolo E-W = 98 m y C. VCIO. Dipolo N-S = 130 m; dipolo E-W = 70 m. Tomada de Solano-Fino (2017).
Procesamiento de datos
Para el tratamiento de los datos obtenidos en las estaciones se filtraron las señales registradas en el dominio de la frecuencia mediante el algoritmo MT Analysis implementado en Python y utilizado por Gómez (2020). Además, se garantizaron trazas continuas para el intervalo de tiempo o periodo T seleccionado (Figura 4). Luego, con la relación del factor de transferencia C(ω), descrita en la ecuación 3, se aplicó el método MT descrito por Simpson y Bahr (2005), calculando así la resistividad aparente para diversas frecuencias (ecuación 5). Finalmente, las resistividades se representaron gráficamente en el dominio de la profundidad, tal como se aprecia en la Figura 5, detalles adicionales sobre el cálculo de la resistividad aparente se pueden consultar en Vargas et al. (2023a, 2003b).
Figura 5 Ventana de 7 días, 2 h y 6000 s para A. 24 de agosto al 30 de agosto del 2018 y B. 20 al 27 de agosto del 2019 para las señales MT de la estación TUNJ. El histograma en el eje superior muestra el índice K p de actividad solar. En escala de colores se muestra la variación de resistividad aparente p 𝑎 (z, t) estimada a partir de la ecuación 2, y en la escala de grises, el porcentaje respecto a la resistividad promedio 𝛥𝜌𝑎/𝜌̅𝑎 (𝑧, 𝑡).. La profundidad Z corresponde a profundidad aparente.
En este trabajo, se asumen conceptos principales para la construcción de las series de tiempo como: la ventana total, la cual representa el intervalo de tiempo total que muestran las series o ventanas; la ventana parcial, que selecciona una fracción de tiempo definido donde se muestran las variaciones temporales de resistividad; y el periodo T, el cual está asociado a la profundidad de penetración (profundidad aparente) z, según la ecuación 2. En este punto es necesario aclarar que p a se asume como representativa de un semiespacio con resistividad homogénea (o resistividad promedio) con el fin de simplificar el problema (Ritter et al., 2005). Finalmente, el ruido magnético, producido principalmente por tormentas solares, fue comparado con la serie de eventos reportados por National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA, 2021), donde se calcula el índice K p diario. El índice K p es el índice de actividad geomagnética global que se basa en mediciones de tres horas realizadas por magnetómetros terrestres de todo el mundo. Cada estación está calibrada según su latitud e informa un determinado índice K p dependiendo de la actividad geomagnética medida en la ubicación del magnetómetro. El índice K p es un índice local cuasi logarítmico de tres horas de duración de la actividad geomagnética en un lugar y hora determinados en comparación con una curva de día tranquilo. Un magnetómetro mide la desviación máxima de la componente horizontal del campo magnético en su lugar y lo informa. Luego, el índice K p global se determina con un algoritmo que reúne los valores K p informados de cada estación. El índice K p varía de 0 a 9, donde un valor de 0 significa que hay muy poca actividad geomagnética y un valor de 9 significa tormenta geomagnética extrema (Matzka et al., 2021).
Por último, se procedió a establecer posibles correlaciones entre los datos de resistividad aparente, el índice K p y el catálogo de sismicidad de la Red Sismológica Nacional de Colombia (RSNC). La representación gráfica de las anomalías espaciales y temporales de la resistividad p a asociadas a eventos sísmicos puntuales se muestra en las Figuras 5 y 8.
Figura 6 Ventanas de 7 días, 2 h y 6000 s del 22 al 29 de abril del 2018 para las señales MT de las estaciones A. TUNJ, B. USME y C. VCIO. El histograma en el eje superior muestra el índice 𝐾𝑝 de actividad solar. En escala de colores se muestra la variación de resistividad aparente 𝜌𝑎 (𝑧, 𝑡) estimada a partir de la ecuación 2, y en la escala de grises, el porcentaje respecto a la resistividad promedio 𝛥𝜌𝑎/𝜌̅𝑎 (𝑧, 𝑡). La profundidad z corresponde a profundidad aparente. Círculos representan eventos sísmicos en profundidad. Los puntos representan eventos con Mw > 3,3 ocurridos en el NSB.
Figura 7 Ventanas de 3 días, 6 h y 20000 s del 22 al 25 de abril del 2018 para las señales MT de las estaciones A. USME y B. VClO. Las flechas rojas muestran el evento anómalo A1. La ubicación del círculo rojo corresponde a la profundidad, y su tamaño, a la magnitud del evento sísmico.
Resultados
En general, las señales eléctricas y magnéticas, a muy baja frecuencia, f= 0,0006 Hz, permitieron observar el cambio de resistividad del suelo bajo las estaciones desde el 2018 hasta junio de 2021. La representación 2D del porcentaje de anomalía %𝛥𝜌𝑎/𝑎,, la profundidad en escala logarítmica y el índice K p de actividad solar facilitaron la observación de comportamientos importantes como el contraste de magnitudes de la resistividad p a (z), desde la superficie terrestre hasta profundidades cercanas a 200 km bajo cada una de las estaciones de la RSUNAL.
Por ejemplo, los resultados de la estación TUNJ del 26 al 28 de agosto del 2018 (ver gráfica A de la Figura 5) mostraron casi 18 horas de intensa actividad solar sin vincular anomalías representativas tanto en el tiempo como en profundidad, es decir, no fueron observables correlaciones significativas por las tormentas solares, que típicamente son ocasionales.
También es relevante observar en la misma figura la variación temporal 𝛥p a (t), la cual es recíproca con la duración y cantidad de radiación solar recibida en un día, por lo que se observa una envolvente con longitud de onda λ = 12 h y una amplitud aproximadamente continua, luego se descarta como anomalía. No obstante, los patrones anómalos descartados como en el gráfico B en la Figura 5, del 20 al 27 de agosto del 2019, se caracterizan por durar menos de 2 horas, y por lo tanto al encontrarse a profundidades someras se interpretaron como afectaciones culturales o antropogénicas.
Como era esperado, la resistividad aparente 𝛥p a (z) aumenta a mayor profundidad, y la magnitud de la resistividad promedio Pa(z) varía dependiendo de la ubicación donde se midieron los campos eléctricos y magnéticos. Se hipotetiza que este patrón se debe a que en profundidad las rocas pierden porosidad y hay cierre de fracturas por carga litostática y procesos diagenéticos, que impiden el tránsito de fluidos electrolíticos que reducirían la resistividad. Así mismo, las variaciones laterales de la litología permiten inferir contrastes de permeabilidad y, en consecuencia, diferencias en la movilidad de fluidos.
La profundidad de penetración z (profundidad aparente) a muy bajas frecuencias, es decir con un periodo mayor T ≥ 6000 s, permitió representar gráficamente profundidades mayores en el sondeo magnetotelúrico. Dependiendo del objetivo del análisis se aumentó el periodo de las ventanas. Puntualmente, en las estaciones TUNJ y VCIO, el método MT logró penetrar a profundidades aparentes posiblemente en el rango de comparación donde se ubican las soluciones hipocentrales de los sismos con 120 km < z < 160 km, como muestra la Figura 6. Sin embargo, para el procesamiento de datos de la estación USME, la baja resistividad del subsuelo requirió un periodo más alto T= 20000 s, razón por la cual se aumentó la resolución, utilizando ventanas totales de 3 días, con ventanas parciales de 6 h y T = 20000 s, como muestran las Figuras 7 y 8.
Anomalías de resistividad del 22 y 23 de abril del 2018
Durante la semana del 22 al 25 de abril, que muestra la Figura 7, se hallaron eventos anómalos de resistividad aparente, uno de estos fue previo a los sismos de Mw > 4,2 bajo las estaciones USME y VCIO; otro en la estación TUNJ, sincrónico a los sismos mencionados. Además, es importante resaltar que a lo largo de esta semana no hubo actividad solar fuerte que generara ruido alguno. El primer evento anómalo A1 que se observó en las estaciones USME y VCIO (Figura 7) fue detectado en anomalías de resistividad entre 20 km < z < 100 km. El evento MT comenzó a las 12:00 del 22 de abril del 2018, duró aproximadamente 8 horas y fue previo a los sismos de profundidad intermedia. El segundo evento anómalo A2 (ver Figura 8) solo se observó bajo la estación TUNJ a las 00:00 del 23 de abril del 2018, fue sincrónico con el sismo de la 01:45:04, Mw = 4,1 (Figura 9) y se encontró a profundidades z > 30 km.
Tabla 2 Registro de eventos reportados por la RSNC con M w > 3,0 y 100 km < z < 160 km.
| Fecha-hora (UTC) | Lat (°) | Lon (°) | Prof (km) | Magnitud | Tipo | Localización |
|---|---|---|---|---|---|---|
| 2018-04-23 01:45:43 | 6,801 | -73,157 | 149,76 | 4,1 | Mw (mB) | Los Santos-Santander, Colombia |
| 2018-04-23 06:49:34 | 7,437 | -73,179 | 132,44 | 4,4 | M_MLr | El Playón-Santander, Colombia |
| 2018-04-23 22:08:45 | 6,334 | -73,556 | 115,34 | 3,3 | M_MLr | Santa Helena del Opón Santander, Colombia |
| 2018-04-23 23:28:56 | 6,816 | -73,166 | 153,8 | 4,3 | MLr_3 | Los Santos-Santander, Colombia |
Discusión
Variación espacial
Cualitativamente, las señales eléctricas y magnéticas del método MT permiten relacionar la resistividad del subsuelo con la profundidad de capas geológicas bajo cada una de las estaciones en Bogotá, Tunja y Villavicencio, a lo largo del periodo 2018-2021. Los datos de la Tabla 3 indican la profundidad donde existen cambios abruptos de resistividad para cada estación.
Por ejemplo, espacialmente para la estación TUNJ, en la corteza superior, la primera discontinuidad se halla a profundidades z ≈ 12 km; para VCIO es de z ≈ 11 km. En USME z ≈ 3 km, lo cual indica una anomalía dominante. Estas anomalías son persistentes a lo largo de los años de monitoreo MT en las tres estaciones, por lo cual no se descarta que estén vinculadas al sistema orogénico (Wannamaker et al., 2009), probablemente relacionadas con contrastes internos en la cuenca de la Cordillera Oriental, o entre la cuenca sedimentaria y el basamento cristalino. Esta apreciación es coherente con la estructura de la Cordillera Oriental, constituida principalmente por una secuencia sedimentaria espesa invertida, y el Piedemonte Llanero, una espesa cuenca alimentada desde la cordillera, con potentes espesores que superan los 11 km (Barrero et al., 2007; Vargas et al., 2009; ). Para profundidades de 12 km < z < 20 km, se puede inferir en el límite entre corteza superior e inferior. El significativo contraste de resistividad con una variación decreciente a profundidad sugiere la existencia de una capa conductiva, quizás una capa rica en fluidos sobre la corteza inferior (Hyndman et al., 1993), lo que coincide con el modelo resistivo de la corteza continental de Schwarz (1990).
Por otro lado, para profundidades entre 20 km < z <70 km, en la parte más profunda de la corteza inferior, se halló una oscilación continua en la que aumenta la resistividad, y que podría corresponder a la discontinuidad de Mohorovic, típicamente a 30 km < z < 50 km. Finalmente, a partir de 70 km la resistividad del subsuelo vuelve a aumentar, sin ninguna discontinuidad permanente para la mayoría de los casos. Para alcanzar la profundidad de los sismos del NSB, 120 km < z < 160 km, como en las Figuras 7 y 8, se utilizan periodos más altos, con T = 20000 s y ventanas parciales de 6 horas.
A estas profundidades, el gradiente de presión litostática e hidrostática en la litosfera genera un aumento en la presión de poros, que en adición con los esfuerzos tectónicos puede resultar en la movilidad de fluidos del cuerpo rocoso y el aumento de la resistividad (Dzierma et al., 2012). Aunque no es frecuente observar ventanas semanales con resistividades anómalas, se selecciona como caso de estudio la variación de resistividad para el 22 y 23 de abril del 2018 (Figura 6), debido a la coherencia temporal en al menos dos de las estaciones de la RSUNAL, representada en la Figura 8, con un alto periodo T = 20000 s. Además, espacialmente se encuentra a profundidades z > 70 km, por lo que se descarta que estos eventos están relacionados con ruido superficial.
Variación temporal
El análisis temporal de las gráficas obtenidas permite distinguir la variación de resistividad frente a eventos solares, antropogénicos y tectónicamente anómalos, como los que se muestran en las Figuras 7 y 8. Respecto a la configuración de las series de tiempo, las ventanas parciales de 2 horas son más representativas para comprender la temporalidad de los eventos anómalos, y las ventanas totales de una semana facilitan la comprensión del comportamiento general de la resistividad. Las ventanas poco activas, sin actividad solar ni sísmica, resultaron de gran utilidad debido a que mostraron patrones asociados al cambio de medio en profundidad, a la radiación solar o a otros mecanismos, registrados en la Tabla 3.
Tabla 3 Resistividad aparente 𝜌 a (𝑧, 𝑡) y % 𝛥𝜌𝑎/𝜌𝑎 (𝑧, 𝑡) para distintas profundidades en las estaciones TUNJ, USME y VCIO el 23 de abril del 2018.
| Estación | Parámetro | z (km) | 𝛒𝒂(𝛀𝒎) | % 𝚫𝛒𝒂/𝛒̅𝒂 (𝒛, 𝒕) | Temporalidad |
|---|---|---|---|---|---|
| TUNJ | Actividad normal | 0-12 12-300 | 100- 102 101- 102 | 250-300 | 12 h cada día |
| Anomalía 23-04-2018 | 0-12 12-300 | 103 103-104 | Co-sísmica | ||
| USME | Actividad normal | 0-3 3-200 | 10-1-100 100-101 | 150-300 | 12 h cada día |
| Anomalía 23-04-2018 | 0-3 3-200 | 10-1-100 10-1-103 | Pre-sísmica | ||
| VCIO | Actividad normal | 0-11 11-200 | 10-2-102 101-102 | 100-200 | 12 h cada día |
| Anomalía 23-04-2018 | 0-11 11-200 | 10-1-102 101-104 | Pre-sísmica |
Resistividad aparente promedio en las estaciones
La variación cuasiestática de la resistividad entre estaciones podría deberse a la geología local bajo cada estación. Por ejemplo, la secuencia estratigráfica bajo VCIO corresponde a rocas con alta porosidad del Grupo Palmichal y del Cuaternario (SGC, 2001), que están expuestas a infiltración de agua del río Guatiquía al N del municipio de Villavicencio, por lo que aumenta su resistividad promedio. Por otro lado, USME se encuentra sobre una secuencia del Paleógeno, en el sinclinal de Usme al S de Bogotá, que contiene areniscas inmaduras de origen continental (Bayona et al., 2010), con alta porosidad, que explica así la diferencia de magnitud de la resistividad promedio y la profundidad de la corteza inferior en contraste con las demás.
Las ubicaciones de USME y VCIO se encuentran fuera de la zona de alta sismicidad intermedia del mapa en la Figura 1, que corresponde a la zona de transición entre las placas Caribe y Nazca, cerca al NSB (Vargas y Mann, 2013). Las tres estaciones podrían tener en común la movilidad continua de fluidos (Aizawa et al., 2021) en la capa sedimentaria más superficial y la corteza superior z < 15 km. Dicha conductividad hidráulica, además de la porosidad propia de las secuencias sedimentarias, se encuentra favorecida por una alta densidad de fracturas como consecuencia de un orógeno activo (Lagardère y Vargas, 2021).
Mecanismos sobre la resistividad
La temporalidad es primordial en el análisis de las anomalías de resistividad observadas. El evento anómalo A1 (Figura 7) ocurre entre las 12:00 y 18:00 del 22 de abril del 2018 para las estaciones de USME y VCIO, entre 20 km < z < 100 km. Durante la anomalía, la resistividad aparente p a aumenta desde 100% hasta 300% respecto a la resistividad promedio p a Si bien todas las estaciones proporcionaron datos indispensables, para este trabajo se detalló en el análisis de la estación TUNJ, entre la falla de Boyacá y de Soápaga (Figura 1) y en cercanía al NSB. Esta se ubica a ~10 km de la zona epicentral del NSB y se caracteriza por situarse sobre areniscas del Neógeno al Cretácico Superior con alta presencia de fracturas (Renzoni, 1981).
Tanto el efecto electrocinético como el dínamo sísmico pueden explicar las variaciones de resistividad encontradas para los eventos sísmicos del 22 y 23 de abril del 2018 bajo las tres estaciones MT que corresponden a la compleja configuración tectónica del NSB y de la Cordillera Oriental (Kumar et al., 2021). Por su parte, el efecto piezoeléctrico indica un comportamiento co-sísmico y no un modo de precursor sísmico; entonces el evento A1 no puede estar explicado por este proceso, teniendo en cuenta la ocurrencia de aumento de resistividad previo a los eventos sísmicos.
Por otra parte, no se descarta que soluciones acuosas que transportan diversos elementos en disolución tengan origen en la fusión parcial (Pérez-Forero et al., 2023), en coherencia con otros estudios en laboratorio donde se han encontrado altos contrastes de conductividades (Guo y Zhang, 2016), algo que es asumible para la anomalía de baja conductividad del 23 de abril del 2018 (anomalía A2). En efecto, existen casos donde coexisten fases fluidas vinculadas a procesos de disolución-fusión parcial, tal como sugiere el trabajo de Pommier et al. (2013), al ilustrar un modelo numérico que relaciona la viscosidad del fluido con la conductividad.
Finalmente, las ventanas de tiempo no asociadas a eventos sísmicos fueron de gran utilidad en este trabajo; se considera que durante intervalos de tiempo donde hay fuerte actividad solar, si bien hay afectación por fuentes telúricas naturales como tormentas solares, la anomalía no aparece por más de 4 h con índice K p < 4. Se infiere, entonces, que el índice K p afectó de manera poco significativa el subsuelo a grandes profundidades (ver apartado A, Figura 7), en comparación con la tasa de variación en la resistividad de la anomalía creciente del 22 y 23 de abril del 2018.
Conclusiones
Han sido estimadas variaciones espacio-temporales de resistividad aparente, a partir de datos eléctricos y magnéticos adquiridos, entre abril de 2018 y junio de 2021, por tres estaciones geofísicas multiparamétricas pertenecientes a la Red Geofísica de la Universidad Nacional de Colombia. Los registros estimados (resistogramas) permitieron identificar contrastes coherentes de resistividad aparente en profundidad que han sido interpretados como producto de la estructura interna de la cuenca de la Cordillera Oriental, así como los principales contrastes de impedancia resistiva dentro de la litosfera continental del norte de los Andes de América del Sur. A lo largo de este período de monitoreo fueron detectados cambios transitorios de la resistividad aparente, previos y durante la crisis sísmica del NSB que generó cuatro eventos con 3,3 ≤ M < 4,3 a una profundidad de 115 ≤ H < 154 km el 23 de abril de 2018. Aunque las observaciones presentadas no son suficientes para establecer una correlación estadística objetiva, ofrecen perspectivas motivadoras para continuar alimentando bases de datos que permitan verificar la asociación o correlación entre las anomalías de resistividad aparente y la posterior ocurrencia de eventos sísmicos en esta región. Dentro de las hipótesis que explican estas anomalías de la resistividad aparente se ha considerado la migración de fluidos durante el proceso de deshidratación (Pérez-Forero et al., 2023), la cual genera presión de poro que supera el esfuerzo efectivo y provoca el fracturamiento dentro del NSB.
