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ACTIVIDAD PRE-ERUPTIVA DEL VOLCÁN TUNGURAHUA

CLAUDIA INDIRA MOLINA POLANIA

UNIVERSIDAD DE CALDAS FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y NATURALES

PROGRAMA DE GEOLOGÍA Y MINAS

MANIZALES

INSTITUTO GEOFISICO ESCUELA POLITÉCNICA NACIONAL

QUITO 2001

ACTIVIDAD PRE-ERUPTIVA DEL VOLCÁN TUNGURAHUA

CLAUDIA INDIRA MOLINA POLANIA

Trabajo de tesis para optar al título de Geóloga

Directores

MARIO CALIXTO RUIZ Ingeniero Geotecnista

ALVARO PABLO ACEVEDO Geólogo

UNIVERSIDAD DE CALDAS

FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y NATURALES PROGRAMA DE GEOLOGÍA Y MINAS

MANIZALES

INSTITUTO GEOFISICO ESCUELA POLITÉCNICA NACIONAL

QUITO 2001

Nota de aceptación

_____________________________

_____________________________

_____________________________

_____________________________ Presidente del Jurado

_____________________________ Jurado

_____________________________ Jurado

Ciudad y fecha: Manizales, ____________________________.

Dedicatoria

A mi madre...

Por ser mi amiga,

Mi confidente y mi estandarte

La caricia bajo las noches estrelladas

La columna, el abrazo, la bienvenida eterna

Porque como mariposa te posas cada noche en mis sueños...

AGRADECIMIENTOS

Deseo expresar mis sinceros agradecimientos a: mis compañeros de vigilancia

del Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional (Quito-Ecuador) que día a día y con gran esfuerzo bajo la esmerada dirección del Ing. Hugo Yepes, llevó adelante el manejo de la crisis de dos volcanes activos. Al Ing.

Mario Ruiz por su apoyo y consejos permanentes durante la realización de

este trabajo. Al Ing. Fernando Gil del O.V.C.(Ingeominas-Manizales) por ser

un gran amigo, compartir conmigo su valiosa experiencia, por mostrarme la

música que tenía la montaña. Al geólogo del O.V.C. y artista Alvaro Pablo Acevedo por su ayuda oportuna, por ser un mar abierto de conocimientos. Al

Dr. Randy White del U.S.G.S. por aportar de manera significativa en la

asimilación de ciertas teorías. Al Dr Denis Legrand del I.F.E.A. por sus

valiosos aportes y revisión de este trabajo. Al Dr. Bertrand Guillier del I.R.D. porque sus comentarios críticos ayudaron a encaminar los objetivos de este

trabajo. Al Dr. Minard Hall por sus valiosos comentarios y estructurada

comprensión del Tungurahua, a Patricia Mothes por sus aportes en el área de

geoquímica. Al Dr. Carlos Vargas del O.V.C. por sus valiosas opiniones y

sugerencias. Al Sr. José Egred por haberme facilitado las recopilaciones

históricas. Al Dr. Michel Monzier del I.R.D. por haberme facilitado el mapa

geológico del Tungurahua y por mostrarme su trabajo en el marco

geodinámico. A los Geólogos Mauricio Alvarán, César Carvajal por la

revisión y muy buenas críticas al presente trabajo.

A mi familia y a Alex quienes fueron el motor de impulso para realizar este

trabajo: A mi padre por su apoyo y enseñanzas, a Tania por ser amiga, a Gabi por incentivar en mi el espíritu científico, a Alex por ser un crítico extremo. A

mis amigos Lina C, Lina O y Patty por haber compartido conmigo este paso

por la vida. En fin a todos aquellos que no menciono pero que igualmente llevo

en mi corazón.

Erupción del Volcán Tungurahua el 23 de Abril de 1773. Archivo general de Indias (AGI), Sevilla, España.

“... El taita Cotopaxi es casado con la mama Tungurahua, y que en tiempos hubo una espantosa guerra de celos entre los dos volcanes. El Cotopaxi, a escondidas del

Tungurahua, había contraído relaciones ilícitas con la joven Tiomilsa (El Illiniza menor), cuyo nombre propio es el de Catsumgumbi, así como la Tungurahua vivía en mal estado con

el altísimo Cullay (El Altar). El alto Illiniza había ido a visitar a un amigo lejano, entonces la Tungurahua ardiendo en celos repentinamente atacó a la Tionilsa, dándole

tantos mosquetazos de tal manera de dejarla para siempre fea como vemos ahora; al ver esta calamidad el Cotopaxi reventó de ira y atacó furiosamente a su mujer Tungurahua, que se

defendió también con otra reventazón; Carihuairazo y Cullai se presentaron en defensa de la Tungurahua; entonces el Cotopaxi redobló sus furores; al Carihuairazo lo dejó en esqueleto

y al Cullai le hundió y le mató”.

Leyenda de los indios de las provincias del Cotopaxi y Tungurahua, recopilado por Coba

Robalino, 1929, y reproducido por Silvio Haro en su libro “Mitos y Cultos del Reino de Quito”, Editora Nal., 1980, Quito.

i

TABLA DE CONTENIDO

Pág

Tabla de Contenido i

Lista de Figuras v

Lista de Tablas viii

Lista de Anexos x

Objetivos xi

Resumen xii

Abstract xiii

Résumé xiv

INTRODUCCION 1

1. GENERALIDADES 3

1.1 MARCO TECTONICO REGIONAL 3

1.2 MARCO TECTONICO LOCAL 5

1.3 GENERALIDADES Y LOCALIZACION DE LA ZONA DE ESTUDIO 6

1.4 HISTORIA ERUPTIVA 7

1.5 ACTIVIDAD ERUPTIVA RECIENTE Y RED SISMICA DE 10

MONITOREO

1.6 ESTUDIOS ANTERIORES 15

2. CARACTERIZACION DE LOS EVENTOS VOLCANICOS 18 2.1 TIPOS DE EVENTOS VOLCANICOS 18

2.2 METODOLOGIA Y TECNICAS EMPLEADAS EN LA 19

CLASIFICACION DE SEÑALES SISMICAS

2.2.1 Forma de onda y espectros 19

2.2.2 Filtraje de eventos 20

2.2.3 Stacks (apilamientos), sobrelapes y espectrogramas 21

ii

2.2.4 Correlación de eventos tremóricos 22

2.3 TIPOS DE EVENTOS VOLCANICOS REGISTRADOS EN EL 22

VOLCAN TUNGURAHUA

2.3.1 Eventos volcano-tectónicos (VT) 22

2.3.1.1 Número de eventos VT 26

2.3.1.2 Mecanismo de generación de los eventos VTH y VTL 27

2.3.2 Eventos de largo período (LP) 31

2.3.2.1 Número de eventos LP 35

2.3.2.2 Mecanismo de generación de eventos LP 36

2.3.3 Eventos híbridos (HB) 41

2.3.3.1 Número de eventos HB 43

2.3.3.2 Mecanismo de generación de los eventos HB 44

2.3.4 Otras señales 45

2.3.4.1 Tremor volcánico 45

2.3.4.2 Tremor hidrotermal 45

2.3.4.3 Tremor de emisión 48

2.3.4.1.1 Evolución espectral del tremor volcánico 53

2.3.4.1.2 Mecanismos de generación del tremor 57

2.3.4.4 Explosiones 60

2.3.4.5 Lahares 61

3. RELOCALIZACION DE EVENTOS Y ANALISIS DE ERROR 62 3.1 TEORIA DE LA LOCALIZACION DE LOS SISMOS 62

3.2 MODELO DE VELOCIDADES 63

3.2.1 Determinación de la relación de velocidades de las Ondas P y S 63

(Vp/Vs)

3.2.2 Determinación de la velocidad de ondas P (Vp) 66

3.2.3 Determinación de los límites de capa del modelo de velocidades 70

3.2.4 Comparación de los modelos de velocidades 72

3.3 ANALISIS DE ERROR DE LAS LOCALIZACIONES 73

3.3.1 Disminución de los errores estadísticos 74

3.4 ANALISIS DE ERROR DEL MODELO DE VELOCIDADES Y DE 78

LA RED SISMOLOGICA

3.4.1 Variación del ERH, ERZ y RMS respecto a la profundidad 79

3.4.2 Variación del ERH, ERZ y RMS en planta 81

iii

3.4.3 Variación de los epicentros y profundidades teóricas respecto 81

a las calculadas

3.5 ESTUDIO DE DIFERENTES CONFIGURACIONES DE REDES 82

SISMICAS PARA EL VOLCAN TUNGURAHUA

3.6 LOCALIZACIONES DE LOS EVENTOS SISMICOS DEL 85

TUNGURAHUA

3.6.1 Eventos volcanotectónicos 86

3.6.1.1 Eventos VTH 86

3.6.1.2 Eventos VTL 88

3.6.2 Eventos de largo período 89

3.6.2.1 Eventos de la familia 1 89




3.6.3 Eventos híbridos 96

4. PARAMETRO b Y SU RELACION TEMPORAL CON EL TREMOR 98 HIDROTERMAL 4.1 DEFINICION DEL VALOR DE b 98

4.2 ALGUNOS VALORES DE b REPORTADOS EN EL MUNDO 98

4.3 FACTORES QUE INFLUYEN EN EL VALOR DE b 100

4.4 CALCULO DE b 101

4.4.1 Cálculo de la magnitud 101 4.4.2 Cálculo de b por el método de mínimos cuadrados 102

4.4.3 Cálculo de b por el método de máxima verosimilitud 102

4.4.4 Cálculo de b para eventos volcano-tectónicos 104 4.4.5 Variación temporal de b 105

4.4.6 Variables que influyen en el cálculo de b 106

4.4.7 Correlación entre cambios de b y la actividad tremórica 108

5. EVOLUCION DE LA SISMICIDAD Y ESQUEMA DEL SISTEMA 111

MAGMÁTICO EN EL VOLCÁN TUNGURAHUA 5.1 ETAPAS DE ACTIVIDAD 111

5.1.1 Actividad freática normal 111

5.1.2 Actividad freática intensa 112

5.1.3 Actividad magmática 116

iv

5.2 CORRELACIONES CON OTROS TIPOS DE ACTIVIDAD 119

5.2.1 Variaciones geoquímicas 119

5.3 ESQUEMA DEL SISTEMA MAGMATICO 124

6. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES 127 REFERENCIAS 136

ANEXOS 146

LISTA DE FIGURAS

Pág

Figura 1 Localización de la zona de estudio 4

Figura 2 Conjunto geológico del Volcán Tungurahua 6

Figura 3 Cambios geomorfológicos del cráter 13

Figura 4 Número de sismos volcánicos registrados 14

Figura 5 Red de monitoreo sísmico actual 15

Figura 6 Espectro indicando los valores f1, f2, finf y fsup 20

Figura 7 Sismo volcano-tectónico (VTH) 24

Figura 8 Sismo volcano-tectónico (VTL) 24

Figura 9 Formas de onda de un evento VTH y VTL 25

Figura 10 Comparación entre los espectros de los eventos VTH y VTL 25

Figura 11 Distribución temporal y energía acumulada liberada de los 26

eventos VTH y VTL

Figura 12 Modelo esquemático de transición de condiciones magmáticas 31

a epitermales en un ambiente subvolcánico.

Figura 13 Sismo de Largo Período (Famila 1) 32

Figura 14 Sismo de Largo Período (Famila 2) 32 Figura 15 Enjambre de eventos de la Famila 2 33

Figura 16 Sismo de Largo Período (Famila 3) 33 Figura 17 Sismo de Largo Período (Famila 4) 34 Figura 18 Enjambre de eventos de la Famila 3 34 Figura 19 Enjambre de eventos de la Famila 4 35 Figura 20 Power Spectra del enjambre-LP del 23 al 27 de Julio 38 Figura 21 Enjambre-LP del 6 al 12 y del 29 al 31 de Agosto 39

Figura 22 Sismo Híbrido 42

Figura 23 Sismo Híbrido, LP y VT filtrados con pasa-alto y pasa-bajo 43

Figura 24 Tremor hidrotermal 46

Figura 25 Power Spectra del tremor hidrotermal 47

Figura 26 Tremor de emisión disarmónico 48 Figura 27 Tremor de emisión armónico 49

Figura 28 Power Spectrum del Tremor de emisión disarmónico 50 Figura 29 Muestras de trazas y espectros de tremor armónico 51 Figura 30 Comparación entre picos espectrales comunes de cada tremor 52

Figura 31 Frecuencia principal anualmente promediadas del tremor 53 Figura 32 Variación temporal de las frecuencias, precipitación y 55

amplitud del tremor volcánico

Figura 33 Correlación entre episodios de máxima amplitud tremórica 58 Figura 34 Representación temporal de la duración del tremor 59

correlacionado con emisiones de gas y ceniza

Figura 35 Explosión freatomagmática y magmática 60

Figura 36 Señal de lahar 61 Figura 37 Diagrama de Chatelain 66

Figura 38 Valores promedio de ERH, ERZ y RMS (78 mejores eventos) 68 Figura 39 Valores promedio de ERH, ERZ y RMS (38 mejores eventos) 69 Figura 40 Valores promedio de ERH, ERZ y RMS (54 mejores eventos) 71 Figura 41 Porcentaje de eventos con calidades Qd para cada modelo 72

Figura 42 Comparación entre localizaciones con los distintos modelos 73

Figura 43 Porcentaje de la distribución de ERH, ERZ y RMS con el 74

Nuevo modelo de velocidades Figura 44 Porcentaje de fases P y S cuyo peso original no cambió 76

Figura 45 Porcentaje de fases P y S cuyo peso original cambió 77 Figura 46 Valores promedios de los errores estadísticos 78 Figura 47 Comparación de las localizaciones de eventos con o sin 78

Cambio de peso

Figura 48 Malla de epicentros teóricos 79

Figura 49 Variación del ERH y ERZ respecto a la profundidad 79

Figura 50 Experimento de cuerdas 80 Figura 51 Variación del RMS respecto a la profundidad 81

Figura 52 Porcentaje de eventos que cambiaron su profundidad 82 Figura 53 Variación entre el T0 y la profundidad 85

Figura 54 Localizaciones de eventos VTH según sus magnitudes 87

Figura 55 Relocalizaciones de eventos VTH según sus magnitudes 87 Figura 56 Localizaciones de eventos VTL según sus magnitudes 88 Figura 57 Relocalizaciones de eventos VTL según sus magnitudes 88 Figura 58 Localización de eventos Lp de la flia. 1 con fase “S” y sin “S” 91

Figura 59 Distribución de la F1 para eventos Lp de la flia. 1 91 Figura 60 Localización de eventos Lp de la flia. 2 con fase “S” y sin “S” 93 Figura 61 Localización de eventos Lp de la flia. 3 con fase “S” y sin “S” 93 Figura 62 Localización de eventos Lp de la flia. 4 con fase “S” y sin “S” 94 Figura 63 Arribos de las fases “P” y “S” para un evento LP de la flia. 4 96

Figura 64 Localizaciones de los eventos Híbridos según sus magnitudes 97

Figura 65 Distribución de Gutenberg-Richter para eventos 105

Volcano-tectónicos

Figura 66 Variación temporal del valor de b 106

Figura 67 Relación temporal entre el valor de b y el “S-P” 107

Figura 68 Relación temporal entre el valor de b y la “duración” 107 Figura 69 Variación temporal entre el valor de b y la energía tremórica 108

Figura 70 Variación temporal entre el valor de b y la frecuencia del tremor 109 Figura 71 Evolución temporal del número de sismos VTH y VTL 112 Figura 72 Variación hipocentral de eventos VT, LP y HB 113

Figura 73 Variación temporal del número total de sismos y de la energía 115

liberada por el tremor Figura 74 Variación temporal de los eventos VTH y VTL localizados 116 Figura 75 Variación temporal del flujo de SO2 y de la energía tremórica 117

Figura 76 Correspondencia entre los cambios del valor de b y los 122

cambios geoquímicos registrados Figura 77 Esquema del sistema magmático 126

LISTA DE TABLAS

Pág

Tabla 1 Ubicación de las estaciones sismológicas 14

Tabla 2 Comparación entre las clasificaciones de sismos volcánicos 19

Tabla 3 Características de cada familia de eventos VT 26

Tabla 4 Promedio mensual de eventosVT registrados anualmente 26

Tabla 5 Características de cada Familia de eventos LP 31

Tabla 6 Promedio mensual de eventos LP registrados anualmente 35

Tabla 7 Frecuencias de picos espectrales comunes del enjambre-LP 39

del enjambre-LP del 23 al 27 de Julio

Tabla 8 Frecuencias de picos espectrales comunes del enjambre-LP 39

del 6 al 12 y del 29 al 31 de Agosto

Tabla 9 Características de la familia de eventos HB 42

Tabla 10 Promedio mensual de eventos HB registrados anualmente 43

Tabla 11 Frecuencias de picos espectrales del tremor hidrotermal 47 Tabla 12 Frecuencias de picos espectrales del tremor de emisión 50

disarmónico Tabla 13 Frecuencias de picos espectrales del tremor de emisión 51

armónico

Tabla 14 Litología de los sitios donde yacen las diferentes 54

estaciones sísmicas Tabla 15 Amplitudes representativas del tremor volcánico (McNutt, 1992) 56 Tabla 16 Valores de Vp/Vs según el método de Wadati 65 Tabla 17 Valores de Vp/Vs según el método de Riznichenko 65 Tabla 18 Modelos de velocidades: original y los dos obtenidos 71 Tabla 19 Calidad de la solución del hipocentro (Lee y Valdes, 1985) 72

Tabla 20 Porcentaje de eventos con calidades Qs para los modelos 73

Tabla 21 Peso asignado a una fase de lectura por parte del usuario 75

Tabla 22 Ejemplo teórico de los resultados de las pruebas 76

Tabla 23 Rango de distribución de errores estadísticos para las distintas 81

mallas de epicentros calculados Tabla 24 Criterios de selección utilizados para las localizaciones 86

Tabla 25 Promedio de lectura de fases P y S para cada flia. de eventos 86

Tabla 26 Eventos LP profundos reportados en todo el mundo 95 Tabla 27 Ubicación de las fuentes termales 120 Tabla 28 Fechas y fuentes termales que registraron cambios 121 Tabla 29 Características de las etapas de actividad en el Volcán 129

i

RESUMEN

Este trabajo tiene el objetivo de estudiar la actividad sísmica del Volcán Tungurahua durante los períodos que precedieron al inicio de su fase eruptiva en 1999. La sismicidad del Volcán Tungurahua es caracterizada por un fuerte tremor cuyos cambios han permitido la identificación de diferentes etapas de actividad en el volcán. Variaciones de energía tremórica parecen asociadas con procesos hidrotermales, sin embargo en Mayo de 1999 esta correspondencia no es tan evidente y cambios en la frecuencia (alrededor de 0.5 y 5 Hz) atestiguan la inminente preparación del estado eruptivo que presentaría el volcán en Septiembre de 1999. Por otra parte, desde comienzos de 1994 los eventos volcano-tectónicos fueron más comunes y luego a partir de Enero de 1999 los eventos de largo período e híbridos se volvieron notables. Enjambres de eventos de largo período registrados de Julio a Septiembre sugieren evidencia para el inicio de la fase magmática en el volcán. Parece ser que en las etapas tempranas de actividad freática intensa y naciente fase magmática hay una migración de hipocentros desde eventos volcano-tectónicos más profundos hasta una variedad de eventos de largo período, híbridos y volcano-tectónicos más superficiales. De acuerdo con la sismicidad se desarrolló un esquema del sistema magmático, en el cual se visualizan fundamentalmente una zona de transición frágil-plastica a 6 km de profundidad y una válvula generadora de enjambres-LP profundos a 7 km de profundidad. En contraste, el cálculo del valor de b para eventos volcano-tectónicos mostró variaciones que probablemente sean debidas principalmente por esfuerzos termales. “Saltos” importantes en la curva de energía tremórica liberada ocurren previos o posteriores a los cambios del valor de b, sin embargo entre Abril y Mayo de 1999 los cambios tanto en la energía tremórica como en los valores de b se dan de manera simultánea, lo que sugeriría una posible correlación entre estos dos factores. El estudio también intenta explorar los fundamentos y factores que intervienen en la localización de un sismo. Para ello inicialmente, mediante el método de ensayo y error se encontró que el mejor modelo de velocidades (semi-espacio) para el Volcán Tungurahua presentó una Vp de 2.3 km/s. Este modelo se repartió en dos capas de acuerdo al modelo geológico. Luego, empleando este modelo, se relocalizaron eventos sísmicos aislados. Posteriormente, mediante el trazado de rayos teóricos se estudió la configuración de la red sísmica actual y algunos casos que presentaban leves modificaciones de la misma, con el fin de determinar su incidencia en las localizaciones hipocentrales y su posible mejoramiento. Los resultados obtenidos muestran que las localizaciones podrían mejorar si se instalara una estación en la cumbre del volcán. La resolución dada por la red sísmica actual nos permite obtener localizaciones con un ERH que puede variar de 0-2 Km, un ERZ de 0.2-2, un RMS de 0-0.34, al igual que una buena confiabilidad hipocentral para eventos que tengan profundidades menores o iguales a 6 km. Sin embargo, para obtener una localización precisa y una disminución de los errores estadísticos es necesario relocalizar los eventos con el mismo modelo pero cambiando la profundidad de iteración en el programa Hypo71.

ii

ABSTRACT This work has the objective of studying the seismic activity of Tungurahua Volcano during the period before the beginning of its eruptive phase in 1999. The seismicity at Tungurahua Volcano is characterized by strong tremor whose notable changes have permitted the identification of different stages of activity in the volcano. Variations in tremor energy seem associated with hydrothermal processes, however in May of 1999 this correspondence is not so evident, and changes in the frequency (centered between 0.5 to 5 Hz) testify to the imminent preparation of an eruptive stage that started in September of 1999. On the other hand, starting in 1994 the volcanotectonic events were more commonly registered and then, since January 1999, the long-period and hybrids events became notable. Swarms of long period events registered from July to September suggest evidence for the beginning of a magmatic phase in the volcano. It appears that from the early stages of intense phreatic activity and the nascent magmatic phase there is a migration of the hypocenters of deep volcanotectonic events to a variety of shallower long- period, hybrid and volcanotectonic events. In accordance with the seismicity a scheme of the magmatic system is developed in which is envisioned a transitional brittle-plastic zone at 6 km depth and a valve which generates swarms of deep LP’s at 7 km depth. In contrast the calculation of a b-value for volcano-tectonic events showed variations that probably are related principally to thermal stresses. Important “jumps” in the tremor energy release curve occur prior to an after the changes in the b-value, however between April and May of 1999 the changes in tremor energy and in b-values behave simultaneously, both which suggest a possible correlation of both factors. Also the study aims to explore the basis and factors for locating a seism. For that initially, through the trial and error method it was found that the best half-space velocity that matches Tungurahua Volcano was that which presented a Vp of 2.3 km/s. This model was distributed in two layers according to the hypothesized geological model. Then, by employing this model, isolated seismic events were re-located. Subsequently, through theoretical ray-tracing the configuration of the present seismic net and also some cases which presented slight modifications of the net were studied, with the objective of determining its incidence on the hypocentral locations and their possible improvement. The results that were obtained show that the locations of seismic events could improve if we install a station on the volcano’s summit. The resolution given by the present seismic network permits us to obtain locations with a ERH that can range from 0-2 km, a ERZ from 0.2-2 km, and a RMS from 0-0.34 and as well as good hipocentral confidence for events that have depths shallower or equal to 6 km. However, to obtain a precise location it is necessary to relocate the events with the same model by changing the iteration depth in the Hypo71 program.

iii

RÉSUMÉ

Ce travail a comme objectif d'étudier l'activité sismique du volcan Tungurahua durant la période qui a précédé le début de son activité éruptive en 1999. La sismicité du volcan Tungurahua est caractérisée par un fort trémor dont les changements ont permis l'identification de différentes phases d'activité du volcan. Si les variations de l'énergie du trémor paraissaient en temps normal associées à des processus hydrothermaux, en Mai 1999, cette relation n'est plus évidente et les changements de sa fréquence (entre 0,5 et 5 Hz) attestent de la préparation du stade éruptif qui aura lieu en Septembre 1999. D'autre part, à partir de début 1994, les évènements volcano-tectoniques (VT) se firent plus réguliers, puis, à partir de Janvier 1999, les événements de longue période (LP) devinrent plus nombreux. Des essaims d'évènements LP enregistrés de Juillet à Septembre sont le signe de l'imminence de la phase éruptive du volcan. Il apparaît que durant les étapes précoces de l'activité phréatique intense et le début de la phase magmatique, il y a une migration des hypocentres qui passent d'évènements volcano-tectoniques profonds à toute une variété d'évènements de large période, hybrides ou volcano-tectoniques plus superficiels. En accord avec la sismicité, un schéma du système magmatique a été développé dans lequel on envisage la présence d'une zone de transition fragile-ductile à 6km de profondeur et une valve génératrice d'essaims de LP profonds à 7km. En contraste, le calcul de la valeur de b pour les événement VT a montré des variations qui sont probablement dues principalement à des tensions thermiques. Des "sauts" importants dans la courbe de l'énergie de trémor libérée se produisent antérieurement ou postérieurement à ces variations de b. Cependant, entre Avril et Mai 1999, les changements de l'énergie de trémor et ceux de la valeur de b sont simultanés, ce qui suggère une possible corrélation entre les deux facteurs. Cette étude a comme but également d'explorer les fondamentaux et les facteurs qui permettent de localiser un séisme. Initialement pour cela, il a été trouvé par approximations successives que le meilleur modèle de vitesse (en demi-espace) pour le volcan Tungurahua présentait une Vp de 2,3 km/s. Ce modèle a été partagé en deux couches en accord avec le modèle géologique. Ensuite, en utilisant ce modèle, les évènements sismiques isolés ont été relocalisés. Puis, à travers le traçage des rayons théoriques, la configuration du réseau sismique actuel et de certains cas présentant de légères modifications par rapport à celui-ci, a été étudiée afin de déterminer son incidence sur la localisation des hypocentres et la possible amélioration de cette dernière. Les résultat obtenus montrent que les localisations pourraient être affinées si une station était installée au sommet du volcan. La résolution obtenue avec le réseau actuel nous permet d'obtenir des localisations avec un EHR qui peut varier de 0 à 2 km, un ERZ de 0,2 à 2 km et un RMS de 0 à 0,34 km, ainsi qu'une bonne confiance hypocentrale pour des évènements qui présentent des profondeurs inférieures ou égales à 6 km. Cependant, pour obtenir une localisation précise et une diminution des erreurs statistiques, il est nécessaire de relocaliser les évènements avec le même modèle en changeant la profondeur d'itération dans le programme Hypo71.

INTRODUCCION El entorno geodinámico que enmarca el Ecuador resulta bastante complejo

debido a la interacción de muchos factores tectónicos (La subducción de la

Cordillera de Carnegie, la subducción como tal, la interacción de 3 placas

tectónicas, etc.). Como resultado de ello, surgen las estructuras geológicas y el

volcanismo cuaternario que han dejado huellas imborrables en el paisaje y las

culturas pre-colombinas del Ecuador.

La actividad eruptiva del Volcán Tungurahua durante los últimos 3000 años ha

sido uno de los principales factores que ha transformado el diario vivir de

muchos pueblos que se asientan y se han asentado en sus faldas. Su

actividad histórica y geológica sugiere que ha seguido un patrón cíclico,

alternando entre episodios explosivos y efusivos en cuyos depósitos

piroclásticos se ha impreso un carácter freatomagmático (Hall et al., 1999).

Este carácter freatomagmático es una característica irrelevante encontrada en

las crónicas de muchos historiadores que como Nicolás Martínez dejaron

plasmado segundo a segundo la ocurrencia de los fenómenos eruptivos. De

acuerdo con lo anterior la comprensión de las características magmáticas e

hidrotermales juegan un papel importante en el estudio de aquellos volcanes

que como el Tungurahua se encuentran ubicados en sitios en donde ambos

fenómenos prevalecen.

El entendimiento de la posible “interacción” entre un sistema superficial freático

y el sistema magmático podría entonces ser crucial en el desarrollo de un

modelo general sobre cómo es la actividad de nuestros volcanes. Para nuestro

caso, el Volcán Tungurahua constituye una fuente inequiparable en donde

dichos fenómenos parecen “interactuar”, de tal manera que uno de los pasos

fundamentales para comenzar a entender esto, es investigar y caracterizar las

fuentes sísmicas que se generan en su interior. Una vez conocido esto, es

2

importante realizar un tratamiento adecuado a los datos, de tal manera que

sepamos el alcance de nuestras observaciones e interpretaciones. Para ello,

es necesario realizar un análisis de error y por lo tanto de confiabilidad sobre

uno de los parámetros que nos permiten caracterizar las fuentes: la

localización. Una vez que se conocen algunos parámetros de la fuente sísmica

tales como su localización, contenido espectral, posible mecanismo de

generación, etc., es posible compilar todos estos datos para observar su

evolución temporal y de esta manera tratar de comprender los factores que

afectan de manera importante los estados de actividad en un volcán. Para ello,

existen maneras clásicas como lo es el estudio del contenido de frecuencias en

las fuentes sísmicas, el comportamiento del valor de b, la evolución hipocentral,

etc. En algunos casos como el Volcán Nevado del Ruiz, se observó un tremor

de baja frecuencia (1.0-1.33 Hz) antes y después de la mayoría de erupciones

(Gil, 1987) mientras que en el Monte Etna se notó que frecuencias muy altas en

el tremor (10-12 Hz) aparecieron 2 días antes de la erupción de 1983 y

frecuencias entre 2.5-4.4 Hz se manifestaron un mes antes de la erupción de

1985 (Gresta et al., 1991). Igualmente, en el Monte Etna, se observó un

significativo incremento en el valor de b seguido por un decremento casi lineal

antes del inicio de la erupción (Gresta et al., 1983). Es por ello, que un estudio

temporal de las frecuencias del tremor y del valor de b, nos proporciona la idea

de cambios físicos de las fuentes, y ello unido a observaciones visuales,

geoquímicas, y posibles relaciones con la evolución de los eventos sísmicos

aislados etc., dan una perspectiva del entorno dinámico, que a su vez podría

prever una actividad eruptiva.

En resumen, conocer la escala de los fenómenos mediante algunos parámetros

que caractericen su evolución permite reconocer de una forma rápida

"síntomas" que quizá puedan manifestarse en otros volcanes y de esa manera

aunque cada volcán tiene su propia característica e historia, poder establecer

“lazos” comunes que permitan llegar a conocer un poco más acerca de estas

inagotables fuentes de fascinación y belleza.

OBJETIVOS

OBJETIVO GENERAL

Determinar el grado de actividad y la evolución sísmica del Volcán Tungurahua

mediante diversas metodologías y con ello obtener recomendaciones para su

vigilancia.

OBJETIVOS ESPECÍFICOS

• Determinar la naturaleza de la sismicidad y las fuentes sismogénicas

presentes desde 1994 hasta 1999 en el mencionado volcán, definiendo

diferentes patrones sísmicos espaciales y/o temporales tales como

localización hipocentral, energía liberada y contenido espectral.

• Determinar algunas características del tremor volcánico tales como su

variación espectral, desplazamiento reducido, energía liberada y su relación

con otras clases de actividad.

• Calcular y determinar un nuevo modelo de velocidades adecuado para la

estructura volcánica con el fin de mejorar el proceso de localización de los

eventos sísmicos aislados.

• Realizar un análisis de error del modelo de velocidades y de la red

sismológica y estudiar algunos casos que modifiquen un poco la

configuración de dicha red con el fin de estimar la confiabilidad y el posible

mejoramiento de las localizaciones.

• Analizar el valor de b para los sismos volcano-tectónicos.

• Realizar un esquema evolutivo del volcán mediante la interpretación de los

datos obtenidos.

Capítulo I Generalidades

3

1. GENERALIDADES

1.1 MARCO TECTÓNICO REGIONAL

El ambiente tectónico ecuatoriano y de los Andes del Norte en general se

encuentra influenciado por la interacción de 3 placas tectónicas: la Placa

Nazca, la Placa Sudamericana (S.A) y la Placa Caribe (Ego, 1995) (fig.1-a). El

Balance de fuerzas entre estas placas da como resultado un estado de

esfuerzos homogéneo en la mayor parte de los Andes del Norte (σ1 con

tendencia E-W) (Ego et al., 1997). Algunos autores (Pennington, 1981; Kellog

y Bonini, 1982) señalan que el extremo noroccidental de Sudamérica se

encuentra separándose del continente, constituyendo el denominado Bloque

Andino, aunque para otros autores v.g. DeMets, et al. (1990), el Bloque Andino

no es una placa independiente sino que es parte de la Placa Sudamericana.

Frente a las costas ecuatoriano-colombianas la Placa oceánica de Nazca

subduce bajo la Placa continental Sudamericana generando el volcanismo de

los Andes Septentrionales. El patrón regional de la sismicidad y volcanismo

muestra un alto grado de segmentación a lo largo de dicho margen

convergente. Esta segmentación está relacionada a la heterogeneidad de la

Placa Nazca, que en el caso del área ecuatoriana se encuentra influenciada

por la colisión de la cordillera montañosa submarina de Carnegie (Gutscher et

al., 1999).

Para el caso del Ecuador Kellog y Bonini (1985) señalan los siguientes vectores

de convergencia: Nazca - Bloque Andino: 6.4 cm/año, N 87°; Nazca –

Sudamérica 7.3 cm/año, N 85°; Bloque Andino – Sudamérica 1.0 ±0.2 cm/año,

N 235° ± 5°. Por otra parte, Stauder (1975) reconoció un comportamiento

diferente de la subducción al Norte y Sur del Ecuador que posteriormente

Pennington (1981) lo detalló como: (1) El segmento de subducción Ecuador

que se caracteriza por poseer una sismicidad de profundidad intermedia con


4

una inclinación de 35°, orientada en forma anómala en la dirección N 35° a N

30° (Stauder, 1975). (2) Al sur del segmento anterior se ha identificado el

segmento Perú-Sur del Ecuador de 2° a 8° Sur, que según Barazangi e Isacks

(1976,1979) presenta una subducción somera con inclinación general 10° hacia

el ENE. La zona que separa los dos segmentos corresponde

aproximadamente con la subducción de la Cordillera de Carnegie.

De tal ambiente en el Ecuador se han generado 55 centros volcánicos

distribuidos en cuatro filas o zonas semi-paralelas de oeste a este: Cordillera

Occidental, el Valle Interandino, la Cordillera Real y el Oriente. De dichos

centros volcánicos 7 han presentado actividad histórica durante los últimos 450

años: Cotopaxi, Tungurahua, Guagua Pichincha, Antisana, Cayambe, Sangay y

Reventador. Aparentemente el control de la ubicación de muchos de estos

volcanes se debe a la existencia de fallas que definen el lado oriental del Valle

Interandino por lo que la ubicación del Volcán Tungurahua al igual que otros

volcanes como Cotopaxi, Quilindaña y Antisana han sido controlados por fallas

con orientación NE-SW y NW-SE (Hall y Beate, 1991) (fig.1-b).

Figura 1. Localización de la zona de estudio: (a) Contexto geodinámico de la margen andina, (b) Principales unidades morfo-estructurales y mapa de fallas geológicas del Ecuador. (Modificado de Ego, 1995 y Hall,1991)

��

��

��

��

��

AMBATO

QUITO

-83.0 -82.0 -81.0 -80.0 -79.0 -78.0 -77.0 -76.0 -75.0 -74.0 -73.0 -72.0-7.0

-6.0

-5.0

-4.0

-3.0

-2.0

-1.0

0.0

1.0

2.0

Tungurahua

Cotopaxi

PichinchaAntisana

Cayambe

Sangay

Reventador

Ecuador

Colombia

Perú

(b)

Cordillera de Carnegie

(a)

PLACA NAZCA

PLACA PACIFICA

PLACA COCOS

PLACA CARIBE

PLACA S.A

NORTE AMERICA

B.A.

��

��

��Cordillera Occidental Cordillera RealValle Interandino

Fosa Volcán con actividad históricaFalla geológica Ciudad


5

1.2 MARCO TECTÓNICO LOCAL

El Volcán Tungurahua se encuentra inmediatamente circundado por dos

estructuras tectónicas: al este por la falla dextrolateral de Baños con aparente

ausencia de movimiento neotectónico (Litherland et al., 1994) y al oeste por la

Falla Peltetec (fig. 2-a), que representa una zona de paleo-subducción (Aspden

y Litherland, 1997) y que a su vez es considerada como un lineamiento

neotectónico, particularmente a lo largo del Río Chambo (Litherland et al.,

1994). Un poco más hacia el este del Volcán Tungurahua se encuentran las

fallas inversas de Llanganates y las Subandinas (Litherland et al., 1994), y

hacia al oeste la Falla Pallatanga considerada como una estructura

dextrolateral, sin una componente vertical notable, pero que puede adquirir una

componente normal más al norte en la zona de los Llanganates (Yepes, 1992).

Aproximadamente entre las latitudes 1.2 y 2° S Monzier et al. (1999)

mencionan las fallas activas del Río Chambo y Pallatanga, como los límites en

sentido N 22° E de la cuenca de depresión tectónica extensional (pull-apart) en

cuyo extremo oriental se encuentra el Volcán Tungurahua (com. pers. Monzier,

M.). La Falla del Río Chambo aunque no se encuentra oficialmente

mencionada por otros autores, estaría alineada con un tramo del Río Chambo y

cerca de la parte SW del Volcán Tungurahua con uno los afluentes del mismo

río que va en sentido NE-SW. La parte septentrional de la Falla del Río

Chambo se encontraría bisectada por una falla en sentido NW-SE, que

correspondería con el valle del Río Patate (fig. 2-b). Woodward-Clyde e

Higgeco (1981) mencionan un lineamiento a lo largo del valle del Río Patate, el

cual sería el límite NW-SE de la cuenca de pull-apart que mencionan Monzier

et al. (1999). Aunque no hay evidencia directa de fallamiento cuaternario, a lo

largo del Río Patate, parece ser como una zona compleja de fallas

relativamente cortas (Woodward-Clyde e Higgeco, 1981).

De esta manera, las estructuras tectónicas más cercanas al Volcán

Tungurahua serían la Falla del Río Chambo (con un rumbo NW) y la Falla

Patate (con un rumbo SW).


Figura 2. (a) Conjunto geológico del Volcán Tungurahua.El Altar y El Sangay. (Tomado de Litherland et al., 1994). Paleozoico-Triásico: 1=Terreno de Loja. Jurásico-Cretác3=Terreno Salado; 4=Terreno Alao. Cretácico: 6=Formacide Granodiorita-Diorita y Máficos a Ultramáficos; 8=continentales; 10=Volcánicos continentales; 11= Sedimeinverso con movimiento cenozoico; 13= Fallamiento inverFalla con movimiento horizontal. R: Riobamba; Pt: PatateGn: Guano; Ch: Chambo; Pn: Punin; C: Cebadas; Gm: GShell; P: Puyo. LL FLT: Falla Llanganates. (b) EsquemRíobamba (Modificado de Monzier et al., 1999). La líneTungurahua representa la cicatriz de la avalancha de la cald 1.3 GENERALIDADES Y LOCALIZACION DE L El Volcán Tungurahua (Lat. 1º 28’ S; Long. 78º 2

Cordillera Real (oriental), 120 km al sur de Q

Ambato, capital de la provincia del Tungurahua (

un cono casi simétrico con una altura de 5

inclinadas (30 a 35º) y diámetro basal de 14 km

parte superior del flanco occidental (4880 m.s.n.m

6

También se muestran los volcanes

ico inferior: 2=Terreno Amazónico; ones Tena-Napo-Hollin; 7=Complejo Granodiorita-Diorita; 9=Sedimentos ntos continentales; 12=Fallamiento so con movimiento Mesozoico; 14= ; Pl: Pelileo; B: Baños; Pn: Penipe; uamote; Pm: Palmira; Mr: Mera; S: a de la Cuenca de pull-apart de

a continua alrededor del cráter del era (Hall et al, 1999).

A ZONA DE ESTUDIO

7’ W) está localizado sobre la

uito y 33 km al Sur-este de

fig.1-b). Morfológicamente es

023 m, pendientes bastante

. Su cráter localizado en la

) en el año de 1873 tenía un


7

diámetro aproximado de 500 m y una profundidad de 80 m (Stübel, 1873).

Glaciares pequeños se esparcen unos pocos cientos de metros en los otros

flancos, llegando a cubrir un área asimétrica de 7 km2 (Hastenrath, 1981).

El complejo volcánico del Tungurahua se encuentra sobre un basamento

metamórfico (esquistos de bajo grado, esquistos verdes, pelíticos y

metavolcánicos) paleozoico-cretácico que subyace al Este de la cordillera

(Litherland y Eguez, 1993). Hall et al. (1999) describen al Volcán Tungurahua

como un complejo que consiste de tres edificios sucesivos, de los cuales los

dos primeros que se formaron fueron parcialmente destruidos por colapsos. El

TUNGURAHUA I fue un estratovolcán andesítico que experimentó al menos

un colapso sectorial seguido por la extrusión de una serie de lavas dacíticas.

TUNGURAHUA II estuvo formado principalmente por flujos de lava de

composición andesítica ácida y después de su colapso quedó un gran

anfiteatro y se produjo un depósito de aproximadamente 8 km3. La avalancha

colisionó con los relieves ubicados al Oeste del cono y se dirigió hacia el NW y

SW recorriendo por lo menos 15 km. Después de este evento ocurrió una

extrusión de dacitas. TUNGURAHUA III es el edificio actual cuyo cono se ha

reconstruido en alrededor del 50% de su talla anterior al colapso, mediante la

extrusión de 3 km3 de productos volcánicos. Su actividad histórica y geológica

sugiere que ha seguido un patrón cíclico, alternando entre episodios explosivos

y efusivos. El carácter freatomagmático de los depósitos piroclásticos sugiere

la intervención de variaciones en la relación agua/magma, lo cual explicaría de

buena manera los cambios en el estilo eruptivo.

1.4 HISTORIA ERUPTIVA Hall et al. (1999) describen que durante los últimos 3000 años el Volcán

Tungurahua ha tenido por lo menos 70 erupciones importantes, mientras 25

períodos eruptivos han sido registrados desde la conquista española en 1534.

Las principales erupciones históricas ocurrieron cuando ya existían algunos

centros poblados en sus faldas, siendo protagonistas de los episodios eruptivos

presentados en 1641-1646(?), 1773-1782, 1886-1888 y 1916-1918. En el

siguiente resumen se compilan todas las fechas encontradas en los


8

documentos de los archivos históricos y en las publicaciones de los principales

historiadores (Modificado de Egred A., 2000):

• 1640 (1641). Se conocen varias versiones, entre ellas la del geodésico

Carlos María de la Condamine y algunos historiadores quienes hacen

alusión a una erupción del Tungurahua. Posteriormente para los años de

1645, 1646 y 1698 algunos historiadores mencionan posibles erupciones

del Tungurahua, aunque esto parece muy incierto debido a las

ambigüedades crónicas y que justo para 1645 y 1698 se produjeron

terremotos en una zona epicentral ubicada a menos de 33 km del volcán, lo

cual pudo haberse confundido con actividad volcánica.

• 1773. Este año se observaron 2 períodos de actividad correspondientes a

los meses de Febrero y Abril. En el primero se escucharon ruidos

subterráneos y aparentemente hubo una pequeña emanación de materiales

piroclásticos. El segundo período se caracterizó por la formación de nubes

ardientes, lahares y flujos de lava descendiendo por el río Vazcún. Los

flujos de lava salían por dos cráteres. Uno cerca de la cumbre y otro un

poco más abajo y hacia el sur. Se estima que durante esta erupción

ocurrieron lahares por todas las quebradas del volcán, grandes nubes

ardientes se derramaron por los flancos, se formó la corriente de lava

llamada Juivi Grande y además los fuertes sonidos producidos por las

explosiones fueron escuchados en Guayaquil, Quito, Popayán y Panamá.

Entre las localidades más afectadas por dicha erupción fueron Huambaló,

Cotaló y Baños, entre otras. Se relata que algunas fuentes termales de la

ciudad de Baños dejaron de brotar temporalmente e igualmente dicha

ciudad fue inundada por “lodos calientes” (lahares).

• 1776. Se referencian columnas de vapor y ceniza.

• 1777. La erupción ocurrida durante este año fue importante debido a la

emisión de ceniza y lapilli y los sismos ocurridos. Aunque debido a la

ambigüedad de las crónicas no se sabe a ciencia cierta si fue en éste año o

en 1776 la fecha en que se desarrolló una erupción.

• 1781. Varias crónicas mencionan una erupción este año, sin embargo

parece que se trata de una confusión con fenómenos tectónicos.


9

• 1782. Se apreciaron columnas de gases que ocasionalmente se

presentaron desde años atrás y que fueron desapareciendo paulatinamente.

Durante 1797(?) y 1857-1883 se reportaron períodos de actividad fumarólica

moderada, que se incrementaron notablemente a fines de 1883. Posteriormente en 1885 se observó “una gran columna de humo negro” y una

“creciente actividad fumarólica” tres (?) meses antes de la erupción de 1886.

• 1886. En una crónica se da a conocer que horas antes de que iniciara la

erupción se observó que “el cráter del volcán se inflamaba y se cubría de

densas columnas de humo”. Posteriormente, cuando ocurre la erupción

principal “el volcán emite un gran ruido subterráneo” y luego se produce una

enorme columna de humo de 16.000 m de altura con copos de ceniza,

arena, escorias y un flujo de lava que se derramó sólo por el flanco NO del

cono. Los ruidos subterráneos fueron ganando intensidad con la

particularidad de que se escuchaban con mayor claridad a distancias más

largas que en las cercanías del volcán. Por otra parte, la emisión de lava se

produjo en tres períodos distintos desde Enero a Marzo, siendo en el primer

período de una manera intermitente e incrementando su continuidad en los

períodos siguientes. En el primer período el flujo de lava se derramó solo

por el flanco NO, para luego dividirse en dos ramales: uno de ellos

descendió por Chontapamba y llegó al Río Chambo y otro bajó por la

quebrada Alisal y llegó hasta Juivi Chico encerrando al antiguo flujo de lava

de Juivi Grande. En los siguientes períodos las emanaciones de lava

fundida rellenaron de material volcánico un antiguo cauce, lo cual dio lugar

a la formación de la corriente que se conoce con el nombre de Reventazón

de Cusúa. Durante los tres períodos la caída de ceniza, arena y lapilli tuvo

lugar en casi todo el país. Luego el volcán permaneció activo durante

varios años, arrojando esporádicas columnas de gas más o menos altas

que poco a poco fueron disminuyendo en altura, densidad y frecuencia,

hasta que en 1911 el volcán expulsó una columna de ceniza que persistió

por varios días y a finales de 1915 se constató una creciente actividad

fumarólica y la disminución del tamaño del pequeño glaciar.


10

• 1916. Un mes antes de la erupción se observó un incremento en la emisión

de gases, ruidos subterráneos y temblores percibidos únicamente en las

poblaciones aledañas al volcán. Luego, la parte más intensa de la erupción

tuvo lugar durante siete días. El primer día se observó una gran columna

de humo, mientras se sentían movimientos del suelo de regular intensidad y

se escuchaban intensos “bramidos”, inmediatamente después comenzó una

abundante lluvia de ceniza. En los días siguientes se incrementó la

intensidad de la erupción, los gases se mostraban más densos, los ruidos

subterráneos más fuertes (como “bramidos espantosos”), hubo temblores

previos a las erupciones, eyección de piedras incandescentes, caudalosos

lahares y lava bajando por todas las quebradas y ríos especialmente por el

lado SO. Es importante mencionar que los versados en el tema afirmaban

que la lava quedó a nivel del cráter y que nunca descendió. También se

menciona la formación de nubes ardientes y cambios en el diámetro del

cráter.

La anterior actividad persistió durante dos años variando en intensidad y

disminuyendo considerablemente en 1917. En 1918 un importante bramido y

ruidos subterráneos con intervalos de cinco a ocho minutos coincidieron o tal

vez precedieron el descenso de una nube ardiente bajando por las quebradas

de Cusúa y Chontapamba. Después de cuatro meses de baja actividad, el

volcán produjo otra erupción fuerte que generó lluvia de piroclásticos, nubes

ardientes y lahares. Así sucesivamente, en los días y meses siguientes se

produjeron otras tres erupciones caracterizadas por estar precedidas del

“consabido cañonazo”, eyección de piroclastos, nubes ardientes, columnas de

ceniza, emisión de lava, obstrucción y ensanchamiento del cráter, finalizando

con una gran emisión de ceniza que cayó en casi todo el país. Durante 1919-

1925 la actividad fumarólica fue decreciente.

1.5 ACTIVIDAD ERUPTIVA RECIENTE Y RED SISMICA DE MONITOREO El monitoreo instrumental del Volcán Tungurahua se inició en 1981, cuando

Inecel (Instituto Ecuatoriano de Electrificación) operó una red sísmica alrededor

del volcán durante tres meses, período en el cual no se detectó actividad


11

sísmica. Luego, a mediados de 1989 el Instituto Geofísico (IG) instala una

estación sísmica ubicada a 8.5 km del cráter en el flanco Norte del volcán,

mediante la cual para 1990 fue posible establecer un nivel de actividad sísmica

con un promedio mensual de 8 sismos volcano-tectónicos y 4 sismos de largo

período (Instituto Geofísico, 1991). En 1992 ya se contaba con 3 estaciones

sísmicas (Runt, Mson y Aray) y posteriormente en 1993 dicha red sísmica fue

reforzada con la instalación de 2 estaciones más de monitoreo (Juive y Retu).

Entre 1989 y 1992 no se registraron señales de tremor volcánico (Instituto

Geofísico, 1994). Ya para 1994 la red se encontraba conformada por 5

estaciones permanentes, de las cuales 3 (Aray, Runt y Juive) fueron

necesariamente reinstaladas en sitios muy cercanos a los originales debido a

problemas de tipo geológico (inestabilidad del terreno) y a altos niveles de ruido

ambiental. Entre 1993 y 1994 se presentaron varios episodios tremóricos que

poco a poco se incrementaron notablemente desde Abril de 1994 (Instituto

Geofísico, 1994). Debido a las anomalías que el volcán comenzó a presentar

en 1999, se instalaron otras 4 estaciones sísmicas (Ulba, Suiza, Igua y Pata).

Además del monitoreo sísmico se realizan medidas de deformación, química

de aguas, vapor y gases y seguimiento visual. Gracias al monitoreo

establecido y a la ayuda de instituciones como el USGS y Washington VAAC

(Volcanic Ash Advisory Center) se han podido detectar cambios en el volcán,

los cuales se resumen a continuación:

• Enero de 1993. Se comienza a registrar tremor volcánico.

• Mayo de 1993. Una explosión freática registrada fue escuchada en varias

poblaciones aledañas al volcán, como Baños, Patate, Ambato y Cevallos.

• Abril y Mayo de 1994. En Abril se detectó un incremento de la actividad

tremórica del volcán y en Mayo el tremor se vuelve casi continuo.

• Octubre de 1994. Se registraron decenas de microsismos locales de

pequeña magnitud, únicamente registrados en la estación de Mson.

• Septiembre y Diciembre de 1998. Ocurrencia de dos enjambres volcano-

tectónicos detectados únicamente en las estaciones de Retu y Mson.

• Abril de 1999. Crecimiento de la amplitud del tremor hidrotermal.


12

• Mayo de 1999. Pequeño enjambre de sismos volcano-tectónicos de origen

superficial, detectados únicamente en las estaciones de Retu y Mson.

• Julio de 1999. Eventos de largo período de carácter profundo (6 a 7 km de

profundidad) asociados con la fase de alimentación magmática fueron

observables en estaciones lejanas del volcán (v.g. el Chimborazo). En este

mismo mes se detectaron columnas fumarólicas saliendo del cráter y un

fuerte olor a azufre.

• Agosto de 1999. Eventos de largo período de carácter profundo (7 a 9 km

de profundidad) asociados con la fase de alimentación magmática

presentaron una firma y contenido espectral bastante similar a los

observados durante los períodos eruptivos de otros volcanes como el

Pinatubo, Shishaldin, Spurr y Katmai (com. pers. White. R, y Power, J.).

Por otra parte se registraron los primeros valores de SO2.

• Septiembre de 1999. En este mes se presentaron varios períodos de

actividad: del 8 al 12, ocurrieron eventos de largo período con alta

frecuencia los primeros 3 segundos. Dichos eventos fueron asociados a

“limpieza” del conducto y eran similares a los ocurridos una vez presentada

la fase de alimentación en el Volcán Popocatépetl (com. pers. White, R.).

Del 14 al 16, ocurre un período de alta actividad tremórica, algunas veces

de carácter armónico (armónicos de 1.7 Hz), el cual fue asociado

visualmente con emisiones energéticas de gas. Simultáneamente también

fue posible observar un tremor cuya frecuencia dominante fue mucho más

baja que el mencionado anteriormente. Del 16 al 30, la actividad tremórica

se vuelve pulsátil, es decir, que el tremor se presentaba en bandas cuya

duración promedio era de 10 minutos y una separación entre cada episodio

tremórico de 20 minutos a 10 horas, permitiendo la ocurrencia de eventos

sísmicos aislados y de tremor hidrotermal. Lo anterior estaría reflejando la

inestabilidad del magma debido a la presencia o ausencia de volátiles. En

este mes se recomendó a la Dirección Nacional de Defensa Civil la

declaratoria de alerta amarilla.

• Octubre de 1999. Entre el 1 y 19 de este mes el tremor se vuelve continuo,

presentándose un aumento en su amplitud espectral después del 5 de

Octubre, cuando ocurrió la primera explosión. El SO2 alcanzó las 10.280


13

ton/día el día 9 de Octubre y además se reciben los primeros reportes sobre

cambios morfológicos en el cráter (fig. 3-e-f-g-h). A partir del 19 de Octubre

al parecer se formaron varios “foams” o reservorios importantes de gases

que colapsan parcialmente (Jaupart y Vergniolle, 1989). Dichos “foams” se

vuelven más prolongados (las frecuencias más bajas disminuyen en

importancia) iniciando un período eruptivo con una salida intermitente de

material juvenil a través de explosiones freatomagmáticas observables

(Molina et al., 2000). En este momento se recomendó declarar la alerta naranja en la zona de alto peligro del Volcán Tungurahua.

Figura 3. Cambios geomorfológicos del cráter: (a) Cráter antes de 1916, (b) Cráter después de la erupción de 1916, (c) Cráter antes de 1918, (d) Cráter después de la erupción de 1918 (Tomado de Martínez y Mena, 1931), (e) Cráter el 7 de Octubre de 1999, (f) Cráter el 11 de Octubre de 1999, (g) Cráter el 15,16 y 19 de Octubre de 1999, (h) Cráter el 24 de Octubre de 1999 (Modificado de Instituto Geofísico,1999).

En la figura 4 se resumen los principales estados de actividad del volcán. Ello

es apoyado mediante algunas observaciones escritas anteriormente además

del estudio de la actividad tremórica que se explicará en el capítulo 2. Vale la

pena recalcar, que la actividad eruptiva del Tungurahua siempre ha estado

precedida de períodos de actividad moderada a alta y excepcionalmente baja a

una pequeña escala de tiempo como lo fue la segunda erupción presentada en

1918. Esta variabilidad podría catalogarse como una actividad eruptiva

intermitente y de esta forma podría decirse que el volcán viene presentando

indicios visuales y sísmicos desde 1994, aproximadamente cinco años antes de

que se inicie la actividad magmática de 1999. Igualmente, los primeros indicios

visuales observados en 1911 cuando el “Tungurahua expulsó una columna

muy grande de humo, ceniza y gases, la cual persistió por varios días...” de

��

��

(a) (b) (c) (d)��

��

��

��

��

��

��

��

��

��

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��

Vento interno del cráter

(e) (f) (g) (h)

��Anillo interno y externodel cráter

��Protuberancias

��

��

��

��

��

��

��

��

��

��

��

��Piso del cráter Superficie hummocky

0 250 500 0 250 500 0 250 500 0 250 500

Límite indefinido

0 250 500 0 250 500 0 250 500 0 250 500��

��

��


14

alguna manera estaba antecediendo la actividad eruptiva que se presentaría

cinco años más tarde en 1916. Adicionalmente, las características más

similares (ensanchamiento del cráter, emisión de gases y ceniza y ruidos

subterráneos) a las condiciones eruptivas actuales del volcán son aquellas

ocurridas durante la erupción de 1916 a 1918.

Figura 4. Número de sismos volcánicos (volcano-tectónicos, largo período e híbridos) registrados en la estación de Mson (1993-1994) en la que se muestran los distintos períodos de actividad.

La red actual de monitoreo sísmico consta de 11 estaciones sísmicas

telemétricas de período corto (1 Hz) (tabla 1).

Tabla 1. Ubicación de las estaciones sismológicas (con asterisco (*) se denotan las estaciones que funcionaron antiguamente).

Estación Latitud longitud Elevación (m.s.n.m)

Distancia (km)

Azimut (grados)

Instalación

RETU 1º27.08S 78º26.76W 4050 2.11 353 18/Jun/93 MSON 1º29.08S 78º28.07W 3380 3.18 235 10/Dic/92 RUN3 1º26.80S 78º25.62W 3290 3.48 38 19/May/99 PATA 1º30.20S 78º26.01W 3725 3.88 163 18/Ago/99 ULBA 1º26.96S 78º24.46W 2960 4.27 62.5 21/Sep/99 ARA2 1º30.38S 78º27.31W 2900 4.99 196 29/Oct/94 CUSU 1º26.57S 78º28.86W 2700 5.07 304 18/May/99 RUN2 1º25.31S 78º24.79W 2430 6.54 33.5 12/Mar/93 SUIZA 1º20.00S 78º26.75W 3350 15.35 359 12/Oct/99 IGUA 1º29.40S 78º38.32W 4430 21.77 259 22/Sep/99 CHI1 1º25.12S 78º48.89W 4442 41.57 277 25/Ago/89

JUIVE* 1º25.43S 78º48.89W 2380 5.41 334.8 4/Feb/93 JUI4* 1º25.99S 78º28.71W 2600 5.45 315 29/Ene/99 JUI3* 1º25.31S 78º28.60W 2425 6.28 324.5 29/Abr/97

RUNT* 1º25.26S 78º24.70W 2700 6.34 35 28/Dic/92 JUI2* 1º24.92S 78º28.11W 2123 6.45 335 28/Nov/96

ARAY* 1º31.54S 78º26.68W 3430 6.53 191.5 11/Dic/92

2136

2378

1172

1175

0

100

200

300

400

500

600

700

800

900

1000

Ene-93 Ene-94 Ene-95 Ene-96 Ene-97 Ene-98 Ene-99

Fecha

Núm

ero

de s

ism

os d

ddd

Actividad freática normal (1)Actividad freática intensa (2)Actividad magmática (3)

(2)

(3)

(1)

(2) (2) (2) (2) (2) (2)

(2)

(2)

(1) (1) (1) (1) (1) (1) (1) (1)


15

Su distribución (respecto al cráter) está entre 2 y 42 km y angular entre 34º y

354º (fig. 5).

Figura 5. (a) Red de monitoreo sísmico actual (Septiembre de 1999) respecto al cráter y la ciudad de Baños (no constan Suiza, Igua y Chi1 que están fuera del mapa), (b) Distribución de las distancias que hay entre las estaciones respecto al cráter, (c) Distribución angular de las estaciones respecto al cráter (azimutal). La red sísmica dejó de funcionar del 9 al 23 de Julio de 1999 debido a fallos

técnicos en las estaciones.

1.6 ESTUDIOS ANTERIORES

Entre los estudios realizados anteriormente constan 4 estudios de interés

científico general y de gran ayuda para el presente trabajo:

• Instituto Geofísico (1991-1999): Boletines diarios, 23 informes técnicos y

2 informes técnicos especiales acerca de la actividad del volcán, basados

en conteo y clasificación de sismos, localizaciones, parámetro b y energía

sísmica. En los informes se resalta que la actividad sísmica del Volcán

Tungurahua se caracteriza por la presencia de sismos de fractura y

esporádicos eventos de largo período y tremor volcánico. Asimismo, se

��

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3ULBA

-78.52 -78.48 -78.44 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

Convención 1.RUN2 2.RUN3 3.ULBA 4.PATA 5.ARA2 6.MSON 7.IGUA 8.CHI1 9.CUSU 10.RETU11.SUIZA

(a) (b) (c)

1800230028003300380043004800

��

��

��

��

��

��

��

��

��

��

��0

5

10

15

20

25

30

35

40

Dis

tanc

ia a

l crá

ter (

km)

CU

SU

SUIZ

A

RU

N3

PATA

MSO

NR

ETU

RU

N2

ULB

AA

RA

2

CH

I1IG

UA

12

3

45

6

78

9

1011

Baños


16

destaca que entre Enero de 1989 y Mayo de 1994 no se presentaron

sismos volcánicos bajo el cono del Tungurahua y entre 1989 y 1992 no se

registraron episodios tremóricos. Luego, entre Enero de 1993 y Abril de

1994 se registraron 35 episodios tremóricos y en Junio de 1994 el tremor

alcanza un máximo pico de actividad. Igualmente, desde Enero de 1994

se registraron eventos volcano-tectónicos y en Octubre del mismo año se

registraron decenas de microsismos locales. Debido a estas anomalías el

IG planteó posibles escenarios eruptivos con el fin de prepararse para

cualquier eventualidad. En el último informe técnico especial se concluye

que desde Septiembre de 1998 ocurrió un importante incremento en el

número de sismos volcánicos y también se resalta que en 1999 se ha

detectado el aparecimiento de sismos híbridos y un aumento en el número

de eventos volcano-tectónicos y de largo período lo que implicaría que

existe una mayor migración y movimiento de fluidos y gases dentro del

edificio volcánico. En cuanto al tremor volcánico, se notó que entre Abril y

Mayo de 1999, éste presentó los niveles más altos de amplitud. Con estas

características el IG concluyó que el volcán presentaba un incremento de

su actividad por lo que debería intensificarse su monitoreo.

• Ruiz et al. (1994,1997,1999): Presentan una muy buena correlación

temporal de la amplitud del tremor volcánico con las precipitaciones,

llegando a la conclusión de que este tremor es de tipo hidrotermal.

Además localiza la fuente del tremor entre 1.2 y 2 km de profundidad

usando el decaimiento de la amplitud de la señal a lo largo de un perfil

radial.

• Hall et al. (1999): Estudio de la estructura, historia eruptiva y amenazas

naturales en el Volcán Tungurahua. Todo ello basado en observaciones

geológicas, estructurales y estudios químicos de las rocas que remotan la

historia del volcán desde hace un poco menos de 14.000 años AP. En

este estudio se halló que el Tungurahua está conformado por 3 edificios

volcánicos, de los cuales los dos primeros (compuestos por lavas

andesíticas) fueron parcialmente destruidos. El actual edificio ha tenido

dos períodos de construcción, el primero de ellos caracterizado por la

generación de andesitas básicas y el segundo por andesitas a dacitas y al

final por una lava andesítica básica. Este patrón es observado en las tres


17

erupciones históricas de 1773, 1886 y 1916-1918. El estilo eruptivo que

caracteriza al Tungurahua es vulcaniano, estromboliano y ocasionalmente

pliniano (con extrusión de dacitas).

• Egred (2000): Recopilación de múltiples documentos acerca de las

erupciones del Volcán Tungurahua, entre ellos crónicas de la colonia,

periódicos locales y manuscritos de los historiadores de la época. En sus

recopilaciones se concluye sobre la ambigüedad de las fechas e incluso la

confusión de los fenómenos eruptivos y tectónicos que según las crónicas

ocurrieron en 1640, 1776, 1781 y 1797. Además aclara los hechos

ocurridos en la erupción de 1916.

Además de los anteriores estudios se encuentran los informes técnicos

realizados por el Inecel (1988) como parte del monitoreo volcánico, los

estudios vulcanológicos del Tungurahua que incluyen el mapeo de la

estratigrafía volcánica realizados por Hall y Vera (1980), los estudios

tectónicos cerca del área volcánica del Tungurahua realizados por Woodward-Clyde e Higgeco (1981), Litherland et al. (1994), Aspden y Litherland (1997)

y Monzier et al. (1999).

Capítulo II Caracterización de los eventos volcánicos

18

2. CARACTERIZACION DE LOS EVENTOS VOLCÁNICOS 2.1 TIPO DE EVENTOS VOLCÁNICOS

Los volcanes activos son fuentes de una gran variedad de señales sísmicas,

las cuales se han clasificado de acuerdo con su forma de onda, contenido

espectral y/o localización. Sin embargo la tendencia actual, es mejorar el

entendimiento de los efectos de la fuente y de propagación, ya que con ello

se da un criterio mucho más completo para la clasificación de una señal, tal

como lo sugiere Ibáñez (1997), al afirmar que tales variaciones en la

clasificación dependen en buena medida del tipo de instrumento, condiciones

geológicas y del tipo de volcán. Un ejemplo concreto puede observarse en

trabajos como el desarrollado por Hidayat et al. (2000) en el Volcán Merapi

(Indonesia) en donde encuentran que eventos que tienen bajas frecuencias en

estaciones a 3 y 5 km del cráter, aparecen con altas frecuencias en estaciones

ubicadas a 200 y 300 m del mismo (obsérvese aquí un fuerte efecto de

propagación).

Por esta razón diversas clasificaciones han sido propuestas por autores, como

por ejemplo, Okada et al. (1981) quienes encontraron al menos ocho tipos de

eventos en el Volcán Usu (Japón). Además, observaron que para fuentes

separadas unos 200 m entre sí aparecían señales diferentes con lo que se

sugerían variaciones en la fuente más que un efecto de propagación. Otro

ejemplo de varias señales lo dan Malone et al. (1981) y Malone et al. (1983)

quienes describieron seis tipos de señales en el Volcán St. Helens (EEUU). El

contenido en frecuencias de algunas de éstas señales variaban de unas

estaciones a otras, sugiriendo efectos de propagación, aunque también para

una misma posición de la fuente se observaron diferencias en el contenido

espectral, indicando diferente comportamiento de la fuente. Por otro lado es

posible que la carencia de una terminología global dificulte críticamente la

asignación de un nombre específico a un tipo de sismo dado (tabla 2).


19

Tabla 2. Comparación entre las clasificaciones de sismos volcánicos: del Volcán Tungurahua y otros volcanes. (Modificado de McNutt,1996).

Molina (1999) Volcán

Tungurahua (Adopta la de Power)

Minakami (1960, 1974)

Volcanes Asama Y

Sakurajima Dibble (1974)

Ruapehu (a)

Latter(b) (1979,1981) Volcanes

Ruapehu y Ngauruhoe

Ntepe y Dorel (1990) V. Stromboli

Power et al (1994) Volcán

Redoubt

McNutt et al (1996)

Mammoth Mountain

Otros Tipos

Mount St Helens, V.N. del Ruiz, Soufriere Hills

Volcano-tectónico

(VT)

Tipo A

Volcano-tectónico

Volcano-tectónico

VT

Alta

frecuencia HF

Alta frecuencia (Endo et al.,1981; Nieto et al., 1990), Tipo h (Malone et

al., (1983)

Largo período

(LP)

Tipo B

Volcánico

Largo período

Baja frecuencia LF

Baja frecuencia (Endo et al., 1981),

Tipo M y Tipo L (Malone et al., 1983), Largo

período (Nieto et al., 1990)

Híbrido (HB)

- - Híbrido

Frecuencia

mixta

Híbrido (White,R., 1998), Media

frecuencia

Tremor Volcánico

Tremor

volcánico

Tremor volcánico

(baja, media y alta

frecuencia)

Tremor

volcánico

Tremor

volcánico

Tremor armónico, tremor

espasmódico

(a) El Volcán Ruapehu fue el lugar donde Dibble (1974) reconoció las mismas señales que

Minakami en el Volcán Asama. (b) Latter (1979, 1981) engloba el tremor volcánico, los sismos tipo B y las explosiones de

Minakami (1969) dentro de los tipo “volcánico”, dentro de esta misma clase los sismos son definidos de acuerdo a sus frecuencias dominantes y de alguna manera asocia a cada señal el mecanismo que la genera.

2.2 METODOLOGÍA Y TÉCNICAS EMPLEADAS EN LA CLASIFICACIÓN DE SEÑALES SÍSMICAS

Para identificar las señales sísmicas del Volcán Tungurahua, se llevó a cabo un

proceso clasificatorio en el que se tomaba en cuenta la forma de la envolvente de la señal en el dominio del tiempo y el contenido espectral.

2.2.1 Formas de onda y espectros

Para el ploteo de espectros y visualización de la forma de onda, se emplearon

los programas SISMALP (Ver. 97) y MATLAB (Ver. 5.0), en los cuales los


20

espectros son calculados mediante la transformada de Fourier y posteriormente

normalizados.

Del contenido espectral se extrajeron la frecuencia principal o dominante (f1),

secundaria (f2), frecuencia inferior (finf) y frecuencia superior (fsup). La finf y

fsup fueron tomadas al 10% de la máxima amplitud (ver fig 6). En cuanto a las

formas de las envolventes encontradas en los distintos eventos fueron

clasificadas teniendo en cuenta los siguientes criterios:

(a) Envolvente asimétrica, arribo impulsivo, fases p y s muy claras.

(b) Envolvente simétrica, arribo emergente.

(c) Envolvente sui generis (forma típica).

(d) Envolvente alargada, arribo emergente.

Figura 6. Espectro indicando los valores (f1, f2, finf y fsup) tomados en cuenta para la caracterización espectral de eventos. f1: frecuencia dominante, f2: frecuencia secundaria, finf y fsup: frecuencia mínima y máxima tomada al 10% de la máxima amplitud. 2.2.2 Filtraje de eventos

Una vez calculados los espectros de cada tipo de evento se pueden observar

las zonas en las bandas de frecuencia en las que se concentra la mayor

energía. Debido a que la mayoría de sismos estaban afectados por factores

externos como ruido electrónico o tremor volcánico fue necesario filtrar las

señales y así obtener una mayor definición espectral de las mismas.

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

FRECUENCIA (Hz)

0.0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1.0

1.1

1.2

AM

PLIT

UD

NO

RM

ALI

ZAD

A

f1

f2

finf fsup


21

El filtro aplicado en el programa SISMALP es elaborado en el dominio de la

frecuencia sobre una ventana rectangular (pasabandas) (Com. escr. Fréchet,

J.). Dicho filtro, denominado Butterworth, proporciona el mayor aplanamiento

posible en la frecuencia de corte (Max,1985). Para eventos volcano-tectónicos, las frecuencias de corte establecidas en los filtros fueron entre 2.5

y 50 Hz y en el caso del tremor, entre 0.5 y 5 Hz.

2.2.3 Stacks (apilamientos), sobrelapes y espectrogramas En el caso del estudio del tremor, mediante el programa Sismalp se

seleccionaron 4810 trazas en total a partir de 1220 eventos. Dichos eventos

corresponden al 80% de los datos de tremor grabados al inicio, durante y al

final de los períodos en que se registraron las mayores precipitaciones. Las

trazas fueron convertidas a formato ascii y posteriormente ingresadas a un

programa realizado en Matlab con el fin de realizar el filtrado y los espectros

respectivos a ventanas de 5.12 segundos con sobrelapes de 2.56 segundos,

que finalmente fueron utilizadas para hacer stacks a partir de todos los

espectros resultantes sobre ventanas sucesivas para un evento de disparo

cuyo máximo registro de duración según el sistema de adquisición ACQ es de

120 segundos y como ventana mínima se tomó 30 segundos. Posteriormente

se realizó un espectrograma para cada tipo de evento con el programa Matlab

y su ploteo correspondiente mediante el programa de Surfer (Ver. 6.0) con el

cual se aplicó el método de interpolación de Mínima Curvatura. Para realizar el

espectrograma del tremor en la estación Mson se tomaron 3270 trazas

grabadas en el sistema, esto con el fin de obtener un registro aproximadamente

continuo de dicho evento. Es importante mencionar que fue necesario realizar

una corrección a las amplitudes espectrales del tremor, debido al cambio de

sistema de adquisición en el año de 1997 (ver Anexo A). Este proceso fue

realizado para visualizar temporalmente las variaciones espectrales del tremor

volcánico del Tungurahua.

Finalmente, con el fin de enfatizar las características espectrales dominantes

de la fuente, se usó el método promediado de Yuen (1978). Este método

reduce la filtración y variación de componentes espectrales sin pérdida de


22

resolución, y permite la comparación de características espectrales que quedan

relativamente libres de ruido.

2.2.4 Correlación de eventos tremóricos

Se emplearon los programas Cohere (Krauss, T., 1993) y Xcorr (Shure, L. y

McClellan, J., 1988) existentes en las librerías de procesamiento de señales del

Matlab, para determinar la correlación entre espectros y trazas

respectivamente. El primer programa estima la coherencia de 2 espectros

usando el método periodograma promediado de Welch (Welch, 1967), este

método suele ser llamado como la función de autocovarianza estimada de la

Transformada de Fourier (Bendat y Piersol, 1971). La coherencia es una

función de frecuencia con valores entre 0 (ninguna correlación) y 1 (máxima

correlación) que indican qué tan bien corresponden 2 espectros en cada

frecuencia. Por otra parte, para determinar la relación entre dos procesos

randómicos que ocurren en tiempos diferentes se puede usar la función de

correlación cruzada (Buttkus, 1991), la cual es empleada por el programa Xcorr

para determinar qué tan bien corresponden dos señales sísmicas, donde el

valor de la correlación cruzada varía entre 0 (mínima correlación) y 1 (máxima

correlación).

Con estas aclaraciones los eventos fueron clasificados así:

2.3 TIPOS DE EVENTOS VOLCÁNICOS REGISTRADOS EN EL VOLCÁN TUNGURAHUA

2.3.1 Eventos Volcano-tectónicos (VT)

Los sismos volcano-tectónicos son eventos de alta frecuencia, con un espectro

amplio entre 1 y 10 Hz (Power et al.,1994). Dichos eventos ocurren dentro o

bajo el edificio volcánico, y son interpretados como la representación de la

fractura de una roca en respuesta a los esfuerzos asociados con el

movimientos de fluidos dentro del volcán (Latter,1979; Lahr et al.,1994), sin

embargo los fluidos del volcán no son involucrados activamente en la dinámica


23

de dicha fuente (Chouet, 1994). Igualmente, los eventos volcano-tectónicos

pueden ser originados por contracción termal debido al enfriamiento en la

vecindad de un cuerpo magmático o en todo el edificio volcánico (Peck y

Minakami, 1968; Chouet, 1979).

En cuanto a los eventos clasificados como VT para el Tungurahua, se

encontraron que estos presentaban claros arribos de las fases P y S, y solo el

5% de los eventos presentaban los arribos un poco emergentes, pero que sin

embargo no caben dentro de la clasificación que proponen Minakami

(1960,1974) e Ibáñez (1997) quienes distinguen los eventos tipo B de los A

por su localización y forma de onda de tal manera que los Tipo B tienen forma

de onda emergente y una baja frecuencia (menores de 3 Hz). Las altas

frecuencias en los Tipo B se han perdido por una fuerte atenuación, pues su

localización sería más superficial que 1 km. Por otra parte, los Tipo A

presentan claros arribos de las fases P y S, y una localización que va más allá

de 1 km bajo el cráter activo, pero dentro de una distancia relacionada a la

estructura volcánica. La separación de eventos VT dentro de Tipo A y Tipo B

conforme a su localización (distancia desde el cráter activo) es insostenible

debido a las siguientes consideraciones: (a) Los efectos de propagación y sitio

pueden oscurecer el hecho de que algunos eventos puedan aparecer de baja

frecuencia en unas estaciones y en otras con una frecuencia mayor, o

igualmente en unas estaciones presentar una forma de onda emergente y en

otras impulsiva (fig. 9), (b) La respuesta instrumental puede alterar las

características distintivas de los sismogramas. Los “Tipo A” en un instrumento

podrían aparecer como “Tipo B” en otro instrumento. Esto causa particular

confusión cuando los eventos son comparados de un país a otro, puesto que

no existe una uniformización generalizada de los parámetros físicos de las

estaciones sísmicas de período corto (amortiguamiento, ganancia, filtros, etc).

De acuerdo con lo anterior, en el Volcán Tungurahua, se encontraron dos polos

o familias de eventos VT los cuales fueron diferenciados de acuerdo a su

región de localización y contenido espectral. Dichas familias VT exhibieron un

patrón en el que los eventos VT con mayor frecuencia (VTH) presentaron una

f1 entre 6 y 18 Hz (fig. 7) y se localizaron entre 1 y 12 km, mientras que los


24

eventos VT de menor frecuencia (VTL) presentaron una f1 entre 3 y 10 Hz (fig.

8) y se localizaron entre 1.5 y 6 km bajo la cumbre. Igualmente, estas dos

familias aunque presentaban una envolvente similar, diferían en el rango de

valores mínimo y máximo de S-P, magnitud (tabla 3), f1, f2, finf y fsup

observados en la estación de Mson para los 439 eventos clasificados. Por otra

parte, aunque la estación de referencia fue Mson, también se observaron

diferencias en sus formas de onda y espectros en 3 estaciones con azimuts

distintos para un mismo evento (fig. 9 y 10)

Figura 7. (a) Sismo volcano-tectónico (VTH) observado en la estación de Mson el 5/Jul/99 12h02 GMT, 8 km de profundidad, (b) Espectro de los primeros 20.48 s de señal, y (c) espectrograma usando ventanas de 1 s.

Figura 8. (a) Sismo volcano-tectónico (VTL) observado en la estación de Mson el 9/Dic/98 07h58 Gmt, 2 km de profundidad, (b) Espectro de los primeros 20.48 s de señal, y (c) espectrograma usando ventanas de 1 s. Nótese la variación en la frecuencia dominante con el tiempo: entre 5 y 10 Hz para el arribo de la fase P, entre 5 y 15 Hz para al arribo de la fase S, y 3 segundos más tarde (luego del arribo de la fase P) las frecuencias son alrededor de 10 Hz.

0 5 10 15 20 25

FRECUENCIA (Hz)

0

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA

25 30 35 40 45 50

-1000

-500

0

500

1000

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S) (a) (b)

25 30 35 40 45 50

TIEMPO (SEG)

5

10

15

20

25

FREC

UEN

CIA

(Hz)

12.23

13.01

(c)

0 5 10 15 20 25

FRECUENCIA (Hz)

0

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA

25 30 35 40 45 50

-600

-300

0

300

600

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S) 5.18

9.47

25 30 35 40 45 50

TIEMPO (SEG)

5

10

15

20

25

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

(a) (b)

(c)


25

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 240.0

0.5

1.0

POW

ER S

PEC

TRA

NO

RM

ALI

ZAD

O

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 240.0

0.5

1.0

POW

ER S

PEC

TRA

NO

RM

ALI

ZAD

O

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 240.0

0.5

1.0

POW

ER S

PEC

TRA

NO

RM

ALI

ZAD

O

Ara2

Mson

Retu

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20 22 24

FRECUENCIA (Hz)

0.0

0.5

1.0

STA

CK

ED P

OW

ER

SPEC

TRA

NO

RM

ALI

ZAD

O

(a)

(b)

(c)

(d)

16.7710.25

12.23

13.01

7.937.13

12.9910.94

4.18

2.9

5.18

9.45

3.71

6.76

4.223.69

Figura 9. La línea azul corresponde a un típico sismo VTH observado el 5/Jul/99 12h02 GMT a 8 km bajo la cumbre. La líneanegra corresponde a un típico sismo VTL observado el 9/Dic/987h58 Gmt, 2 km de profundidad bajo la cumbre. (a) y (b) Formas de onda de un evento VTH y VTL en la estaciónAra2, (c) y (d) Formas de onda de un evento tipo A de mayor ymenor frecuencia en la estación Mson, (e) y (f) Formas de onda deun evento tipo A de mayor y menor frecuencia en la estación Retu.

Figura 10. Comparación entre los espectros de los eventos VTH (conlínea azul) y VTL (con línea negra) para una misma estación: (a) Powerspectra de los primeros 20.48 s suavizado con una ventana hanningpara la estación Ara2, (b) Power spectra de los primeros 20.48 ssuavizado con una ventana hanning para la estación Mson (c) Powerspectra de los primeros 20.48 s suavizado con una ventana hanning para la estación Retu, (d) Stacked power spectra promediados ysuavizados con una ventana hanning para las estaciones de Ara2, Msony Retu. En azul y negro se muestran los valores de las frecuenciasprincipal y secundaria.

5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60

TIEMPO (SEG)

-1100

0

1100

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60-1100

0

1100

AM

PLIT

UD

(C

UEN

TAS)

5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60-600

0

600

AM

PLIT

UD

(C

UEN

TAS)

5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60-850

0

850

AM

PLIT

UD

(C

UEN

TAS)

5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60-120

0

120

AM

PLIT

UD

(C

UEN

TAS)

5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60-64

0

64 A

MPL

ITU

D

(CU

ENTA

S) Ara2

Mson

Retu

(a)

(b)

(c)

(d)

(e)

(f)


26

Tabla 3. Características de cada familia de eventos VT. Se muestran los valores mínimos (1) y máximos (2) encontrados para cada categoría.

Evento VT S-P (1) S-P (2) Magnitud (1) Magnitud (2) Envolvente/arribo VTH 0.3 4.6 0.1 2.7 Asimétrica/impulsivo VTL 0.2 4.9 0.3 2.5 Asimétrica/impulsivo

2.3.1.1 Número de eventos VT

En cuanto, al número promedio mensual de eventos VT registrados durante los

últimos 5 años (tabla 4), se puede notar que 1995 marca un cambio importante,

el cual es principalmente debido al número de eventos ocurridos en el mes de

Abril.

Tabla 4. Promedio mensual de eventos VT registrados anualmente en el sistema analógico. Año 1994 1995 1996 1997 1998 1999

Promedio 8.3 21.5 17.3 13.7 18.0 134.2

Asimismo, otros picos importantes de actividad o número de eventos se dan en

Noviembre de 1996, Febrero de 1998, Enero, Mayo y Agosto de 1999 (fig. 11).

Figura 11. Distribución temporal y energía acumulada liberada de los eventos VTH y VTL que dispararon el sistema automático de detección. Las flechas indican los cambios más bruscos en la pendiente de energía acumulativa.

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

1994 1995 1996 1997 1998 1999Fecha

Núm

ero

men

sual

de

even

tos

0.0E+00

1.0E+16

2.0E+16

3.0E+16

4.0E+16

5.0E+16

6.0E+16

7.0E+16

Ener

gía

Acu

mul

ada

(erg

ios)

VTLVTHE.Acumulada VTLE. Acumulada VTH


27

Como se puede apreciar en la figura 11, el espaciamiento temporal entre los

picos del número de sismos es relativamente largo entre 1995 y 1998, a

diferencia de los picos rápidamente sucesivos de 1999. La ocurrencia de

eventos VTH es representativa en todos los meses de los últimos 5 años,

mientras que la de los VTL se vuelve muy importante en Febrero de 1998 ya

que llega a superar el número de eventos VTH, análogamente a lo que ocurre

en Agosto y Septiembre de 1999.

En cuanto a la energía sísmica liberada por los eventos VTH sobresalen cuatro

períodos importantes (Noviembre de 1994, Mayo de 1995, Octubre de 1996 y

Marzo de 1999) en los que se marca el inicio de un crecimiento acelerado en

la curva de energía acumulativa que supera los 1.69*1014 ergios y cuyo máximo

valor ocurre entre Marzo y Mayo de 1999 alcanzando 1.49*1016 ergios. Para

los eventos VTL los períodos de sismicidad más importantes ocurren en Mayo

de 1997, Octubre de 1998 y Marzo de 1999.

2.3.1.2 Mecanismo de generación de los eventos VTH y VTL

Existen varias teorías para explicar la ocurrencia de los eventos según su

región de ocurrencia, entre ellas se encuentran:

Fournier (1999) encontró que existe una transición frágil-plástica cerca de la

isoterma de 400°C. Dicha transición circunda un cuerpo magmático y forma

dos sellos: el primero justo en la parte superior donde ocurre el movimiento

fluidos magmáticos y el segundo en un límite en la zona de transición de

presión hidrostática (arriba) a presión litostática (abajo). Cuando el movimiento

del magma causa la ruptura del primer sello sucede: (a) una descompresión

principal en la región justo debajo del sello (la presión cae de litostática a

hidrostática), (b) los fluidos magmáticos que se acumularon justo debajo del

sello inmediatamente cambian de fase (a vapor), (c) ocurre la fractura frágil

(alta frecuencia) y finalmente, (d) ocurre nuevamente un sellamiento en la zona.

Dicho sellamiento podría ser en cuestión de minutos (Com. escr. White, R.). El

vapor que se formó comienza a fluir dentro de la roca fracturada suprayacente

y cuando la presión del vapor que se ha acumulado es lo suficientemente


28

grande se produce la ruptura del sello superior (hidrotermal) lo que estaría

propiciando las frecuencias más bajas.

Iguchi (1994) en el Volcán Sakurajima encuentra sismos tipo BH y BL (con

picos dominantes en 5~8 Hz y 1~3 Hz respectivamente) cuyos rangos de

localización son diferentes. Los sismos tipo BL se originan a profundidades

menores que 3 km bajo el cráter, mientras que la zona hipocentral de los BH es

un poco más profunda (2 a 3.5 km) que la de los BL. La posible interpretación

de estos tipos de sismos es basada en que los procesos de la fuente son

diferentes dependiendo del estado del conducto magmático. Es decir, los

sismos tipo BH son originados cuando la intrusión del magma se inicia después

de un período inactivo de varios meses. En aquel tiempo, el conducto es

considerado ocupado por lava parcialmente solidificada debido al enfriamiento.

Mientras que los sismos tipo BL están relacionados a eyección intermitente de

bombas volcánicas, gases y ceniza desde el cráter. Esto sugiere que el

conducto está lleno con fluidos magmáticos. Mientras los sismos tipo BH

ocurren, la viscosidad y el campo de esfuerzo que el magma ejerce en el

conducto probablemente sean más altos que durante la ocurrencia del tipo BL.

Lahr et al. (1994) encuentran en el Volcán Redoubt sismos volcano-tectónicos

profundos (entre 5 y 10 km bajo la cumbre) y superficiales (entre 0 y 3 km bajo

la cumbre), diferenciados entre sí por su contenido espectral, de tal manera

que los eventos más profundos poseen un pico dominante entre 6 y 8 Hz y una

coda cuyo ancho de banda se extiende hasta los 15 Hz, mientras que los

eventos más superficiales presentaban picos dominantes arriba de los 5 Hz.

Notaron además que la variación en la frecuencia dominante de la coda con el

tiempo en el sismograma y espectrograma de un típico evento VT superficial va

de 1.5 Hz tres segundos después de la fase S a 3 Hz cinco segundos más

tarde, lo cual es característico de un tren de ondas dispersivo (característica

similar en los VTL del Tungurahua ver figs. 8-a y 8-c). A lo anterior vale la pena

añadir que también los eventos más superficiales generaron un tren de ondas

superficiales mucho más fuerte (lo mismo observado en los VTL del

Tungurahua, comparar figs. 7-a y 8-a). En cuanto a los procesos de la fuente

que involucran estos dos tipos de sismos volcano-tectónicos simplemente


29

mencionan que los eventos más profundos reflejan perturbaciones de

esfuerzos asociadas con la evacuación de magma, mientras que los más

superficiales definen una estructura de conducto y reflejan cambios del

esfuerzo asociado con la inyección y transporte de magma y volátiles hacia la

superficie.

Las teorías expuestas anteriormente muestran que eventos que poseen

frecuencias dominantes sobre varios Hz se localizan en regiones más

profundas que aquellos que presentan frecuencias más bajas. El mecanismo

que se propone para la generación los eventos VT del Tungurahua se apoya

básicamente en los detalles expuestos por Fournier (1999), que a su vez

pueden ser complementados por los aportes de las teorías de Iguchi (1994) y

Lahr et al. (1994). Conforme a la teoría de Fournier, para el Tungurahua se

propone una estrecha zona que se sella a sí misma (auto-sello) la cual se

encuentra rodeando una posible cámara magmática a 6 km bajo la cumbre.

Esta zona, de un material relativamente impermeable, separa la región de

presión litostática de una región donde los fluidos hidrotermales circulan a

través de una roca frágil en la zona de presión hidrostática. Ocasionalmente,

ocurre una ruptura del auto-sello y diferentes mecanismos podrían jugar un

papel en el disparo de tal ruptura. Un mecanismo particularmente probable es

una agitación del magma hacia arriba que temporalmente incrementa el

esfuerzo local a tal grado que el material previamente plástico experimenta una

cizalla en respuesta a un diferencial de fuerza muy pequeña (es aquí donde se

generarían las mayores frecuencias para eventos volcano-tectónicos VTH que

rodean una posible cámara magmática en el Volcán Tungurahua). Esto

permitiría que la solución hipersalina y el gas sean expelidos rápidamente de la

región normalmente plástica hacia una región frágil, en el dominio de una

presión y temperatura muy baja, donde las venas epitermales son depositadas

como resultado de descompresión y enfriamiento del fluido magmático. El

resultante incremento en la presión del fluido y temperatura dentro del dominio

frágil conduce al fallamiento y rompimiento que incrementa la permeabilidad y

permite un incremento en la rata de descarga del fluido hidrotermal. Ciclos

repetidos de rompimiento de la zona de auto-sello, unidos al proceso de

deposición mineral generan venas epitermales bandeadas extendiéndose


30

largas distancias dentro de la roca frágil. Eventualmente, la actividad intrusiva

para o declina y la isoterma de 400 ºC se mueve hacia abajo, acompañada por

una actividad hidrotermal presurizada hidrostáticamente y dominada por la

circulación de agua meteórica (ver fig.12).

Es de añadir que existe una relación entre los contenidos frecuenciales de los

eventos VTH y de las localizaciones de eventos individuales, ya que un grupo

de eventos VTH con frecuencias entre 10 y 18 Hz se localiza en su mayor parte

entre 6 y 12 km bajo la cumbre, mientras que otra parte con frecuencias entre 6

y 10 Hz tienden a ser más superficiales (menores de 6 km bajo la cumbre).

Esta división en los eventos VTH apoya la idea del auto-sello, en el sentido de

que los eventos de mayor frecuencia continúan siendo los más profundos, tal

como lo interpreta Fournier (1999). Los VTL definen un conducto que va desde

6 km hasta 1 km bajo la cumbre, mientras que los VTH localizados bajo esta

profundidad posiblemente definen lo que sería una cámara magmática. Si los

efectos de la fuente son dominantes, una posible explicación es que las

frecuencias bajas en los eventos VTL estarían asociadas con ruptura de

material “pobremente competente” (tales como piroclásticos o productos

volcánicos muy alterados). Por otra parte, de acuerdo con lo que explican Lahr

et al. (1994) los VT más profundos estarían directamente relacionados con la

evacuación del magma, mientras que los más superficiales reflejarían el

camino del magma hacia la superficie. De Iguchi (1994) se toma en cuenta la

variación temporal entre eventos VT de mayor y menor frecuencia. Dicha

variación consiste en que eventos VT de mayor frecuencia son originados

cuando la intrusión del magma inicia, como se ha observado en el Volcán

Tungurahua donde la ocurrencia de eventos VTH anteceden a los VTL en el

momento en que se inicia la etapa de domino magmático. Asímismo, los

eventos VTL podrían estar reflejando el inicio de una etapa de eyección de

materiales desde el vento del cráter como fue observado a fines de Julio

cuando se reportó un fuerte olor a azufre en las cercanías del cráter y a

mediados de Septiembre momento en el que se observó una columna de vapor

de 2 km de altura.


31

Figura 12. Modelo esquemático de transición de condiciones magmáticas a epitermales en un ambiente subvolcánico donde los techos de los plutones están a profundidades entre 1 y 3 km. (a) La transición frágil a plástica ocurre cerca de los 370 ºC a 400 ºC. Las dominantes aguas meteóricas circulan en la presión hidrostática de la roca frágil mientras que fluidos magmáticos altamente salinos en la presión litostática se acumulan en la roca plástica, (b) Una apertura episódica y temporal de una zona normalmente sellada permite que los fluidos magmáticos escapen hacia el sistema hidrotermal suprayecente. (Tomado de Fournier, 1999). 2.3.2 Eventos de Largo período (LP)

Los eventos de largo período son atribuidos a la resonancia de grietas o

conductos rellenos de fluidos, inducida por presiones transientes en el fluido

(Aki et al., 1977; Chouet, 1985, 1988, 1992). Gil (1991) describe estos eventos

con las siguientes características: (a) los arribos de sus ondas P son algunas

veces emergentes y los arribos de las ondas S no son claros, (b) espectro

marcado por frecuencias dominantes en una estrecha banda entre 1 y 5 Hz, (c)

generalmente presentan duraciones más grandes que los VT con magnitudes

similares. Así, con base en su contenido espectral (figs. 13, 14, 16, y 17),

magnitud, envolvente, tipo de arribo (tabla 5) y localización se observaron

cuatro familias de LP para los 250 eventos observados en la estación de Mson.

Tabla 5. Características de cada familia de eventos LP. Se muestran los valores mínimos (1) y máximos (2) encontrados.

Evento LP Magnitud (1) Magnitud (2) Envolvente/arribo Familia 1 -0.06 3.02 Simétrica/emergente Familia 2 -0.4 2.52 Simétrica/emergente Familia 3 1.15 3.12 Asimétrica (*)/impulsivo Familia 4 1.49 2.61 Simétrica/emergente

(*) Con modulaciones de amplitud a lo largo de su coda

��

��

��

��

��

Vap. dom

Alteración sulfato-ácida

Salinidad moderada a diluidaPf hidrostática

Salmue

ra

Pf hisdrostática

diluida

Transición Frágil-Plástica

400 C400 CFrágilMagma

cristalizando

Pf Lito

státic

a

Intru

sión

vieja

Pf Litostática

Salmuera +/- "vapor"

Tabla de agua

(a)

��

��

��

��

��

Alteración sulfato-ácida

Tabla de agua

Pf hidrostática

Transició

n Frágil-

Plástica

Salmuera+"vapor"

Fluido

s mag

mático

s

400 C Salmue

ra

Intru

sión

vieja

Magmacristalizando

Magmaenfriado

VaporOleaje de presión

400 C

Salinidad moderada a diluida

Salmuera

Pf Litostática

"Vapor" + sal

Salmuera+vapor

Alteración

acida

Pf hidrostática

Condensación

del vapor

(b)


32

Las dos primeras familias (figs. 13 y 14) comparten características similares

tanto en su contenido espectral y localización (2.5 a 6 Km bajo la cumbre) pero

se diferencian en que los eventos de la familia 2 presentan un claro arribo de

alta frecuencia, el cual suele estar en el intervalo de 2 y 7 segundos antes de

unas oscilaciones de baja frecuencia (figs. 14 y 15).

Figura 13. (a) Sismo de largo período (familia 1) observado en la estación de Mson el 5/Feb/99 11h47 Gmt, 3.8 km de profundidad, (b) Espectro de los primeros 20.48 s de señal, (c) espectrograma usando ventanas de 1s.

Figura 14. (a) Sismo de Largo período (familia 2) observado en la estación de Mson el 9/Sep/99 05h00 Gmt, 5 km de profundidad, (b) Espectro de los primeros 10.24 s de señal, (c) Espectrograma usando ventanas de 1 s. Observe un débil arribo de alta frecuencia cerca de los 10 Hz, seguido 4.5 s más tarde por unas oscilaciones bien marcadas y cuasi-monocromáticas con un pico de frecuencia alrededor de 2 Hz y que dura 20 s o más.

0 5 10 15 20 25

FRECUENCIA (Hz)

0

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA

25 30 35 40 45 50 55

-200

0

200

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

25 30 35 40 45 50 55

TIEMPO (SEG)

5

10

15

20

25

FREC

UEN

CIA

(Hz)

2.52 Hz1.99(a) (b)

(c)

0 5 10 15 20 25

FRECUENCIA (Hz)

0

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA

25 30 35 40 45 50

TIEMPO (SEG)

5

10

15

20

25

FREC

UEN

CIA

(Hz)

25 30 35 40 45 50

-500

0

500

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S) 1.88(a) (b)

(c)

1.90


Feedti3e L

lo

e

A

d

F2e

(-)12.087/Sep/99 15:31 Gmt 500

P (c)(b)(a)

33

igura 15. Enjambre de eventos de la familia 2 ocurrido en Septiembre de 1999, observado n la estación de Mson. Se incluyen los 8 mejores eventos localizados. (a) Forma de onda, (b) spectro respectivo (de los primeros 10.24 s de la señal) indicando el valor de su frecuencia ominante. En la parte izquierda se muestra la escala de amplitud en cuentas, la fecha y el empo de cada evento en la parte derecha. La línea vertical indica el arribo de la fase P (a los 2.29 s). (c) Las flechas muestran el detalle dilatacional del arribo de los LP en todos los casos n que fue posible observarlo (Mson presenta polaridad inversa).

as familias 3 y 4 muestran pocas diferencias en su localización (la 3 se

caliza entre 6 y 7 km y la 4 entre 7 y 9 km bajo la cumbre). El contenido

spectral y forma de la envolvente (figs. 16 y 17) muestran claras diferencias.

simismo, existe un alto grado de similitud en la forma de la envolvente dentro

e cada familia (figs. 18 y 19).

igura 16. (a) Sismo de largo período (familia 3) observado en la estación de Mson el 6/Jul/99 13h14 Gmt, 7 km de profundidad, (b) Espectro de los primeros 40.96 s de señal, (c) spectrograma usando ventanas de 1 s.

30 40 50 60 70 80 90

-1000

-500

0

500

1000

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

0 5 10 15 20 25

FRECUENCIA (Hz)

0

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA

30 40 50 60 70 80 90

TIEMPO (SEG)

5

10

15

20

25

FREC

UEN

CIA

(Hz)

1.47 Hz1.38 Hz

(a) (b)

(c)

(+)

(-)

?

(-)

(-)

(-)

(-)

(-)?

(+)

0 2 4 6 80

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA

AMPL

ITU

D (C

UEN

TAS)

0 2 4 6 8

FRECUENCIA (Hz)

0

10 2 4 6 8

0

10 2 4 6 80

10 2 4 6 80

1

0 2 4 6 80

10 2 4 6 80

10 2 4 6 80

10 2 4 6 80

1.90

3.10

1.44

1.48

1.47

1.88

2.00

1.76

28 33 38 43 48 53 58 63

TIEMPO (SEG)

9/Sep/99 03:16 Gmt

8/Sep/99 10:36 Gmt

8/Sep/99 11:13 Gmt

8/Sep/99 11:14 Gmt

9/Sep/99 04:47 Gmt

9/Sep/99 05:00 Gmt

9/Sep/99 16:57 Gmt

9/Sep/99 07:11 Gmt

1300 0-1300

350 0-350

500 0-500

1100 0-1100

1000 0-1000

1050 0-1050

450 0-450

700 0-700

0 -500

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

2 S

?


34

Figura 17. (a) Sismo de largo período (famila 4) observado en la estación de Run3 el 6/Ago/99 14h14 Gmt, 7 km de profundidad, (b) Espectro de los primeros 10.24 s de señal, (c) espectrograma usando ventanas de 1 s.

Figura 18. Enjambre de eventos de la familia 3 ocurrido en Julio de 1999, observado en la estación de Mson. Se incluyen los 8 mejores eventos localizados. (a) Forma de onda, (b) Espectro respectivo (de los primeros 10.24 s de la señal), indicando el valor de su frecuencia dominante. En la parte izquierda se muestra la escala de amplitud en cuentas, la fecha y el tiempo de cada evento en la parte derecha. La línea vertical indica el arribo de la fase P (a los 30.02 s y 29.91 s para la primera traza), (c) Las flechas muestran el detalle dilatacional del arribo de los LP (Mson presenta polaridad inversa)

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

P

30 35 40 45 50 55 60

TIEMPO (SEG)

26/Jul/99 13:14 Gmt

4/Jul/99 09:18 Gmt

8/Jul/99 01:09 Gmt

8/Jul/99 01:44 Gmt

8/Jul/99 13:52 Gmt

26/Jul/99 17:53 Gmt

27/Jul/99 13:35 Gmt

-700 0 700

-550 0 550

-700 0 700

-900 0 900

-1200 0 1200

-1200 0 1200

-1200 0 1200

27/Jul/99 02:43 Gmt

-1200 0 1200

0

1

0

1

0

1

0

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA0

1

0

1

0

1

0 2 4 6 8

FRECUENCIA (Hz)

0

1

2.1

2.3

2.3

2.3

1.5

1.7

1.4

1.5

2 S

(a) (b) (c)

?

(-)

(-)

(-)

?(-)

?

(-)?

(-)?

(-)

(-)

25 30 35 40 45

-200

0

200

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

0 5 10 15 20 25

FRECUENCIA (Hz)

0

1A

MPLITU

D N

OR

MA

LIZAD

A

4.0 4.1

25 30 35 40 45

TIEMPO (SEG)

5

10

15

20

25

FREC

UEN

CIA

(Hz)

(a) (b)

(c)


35

Figura 19. Enjambre de eventos de la familia 4 ocurrido en Agosto de 1999, observado en la estación de Run3. Se incluyen 6 de los 8 mejores eventos localizados. (a) Forma de onda, (b) Espectro respectivo (de los primeros 10.24 s de la señal), indicando el valor de su frecuencia dominante. Se muestra la suma de las formas de onda (stackwave) y de los espectros respectivos (stack) de tal forma que se realcen estas características. La línea vertical indica el arribo de la fase P a los 27.37 s (eventos del 8 al 11) y de 28.36 s (eventos del 29 al 31), (c) Las flechas muestran el detalle dilatacional(-) / compresional(+) del arribo de los LP (Run3 presenta polaridad normal).

2.3.2.1 Número de eventos LP

Conforme al número promedio mensual de eventos LP registrados en cada año

(tabla 6), se puede notar que para 1995 hay un fuerte incremento, lo cual se

vuelve muy leve hasta 1996. En 1998 el número de eventos aumenta

significativamente en los meses de Abril a Junio y finalmente en 1999 se

detectó un incremento acelerado en el número mensual de eventos desde

Enero disminuyendo en Marzo y Abril. Posteriormente se tuvo un aumento

desde Mayo hasta el mes de Agosto de 1999 cuando se observa un pico

importante de actividad.

Tabla 6. Promedio mensual de eventos LP registrados anualmente en el sistema analógico. Año 1994 1995 1996 1997 1998 1999

Promedio 1.25 13.92 0.83 0.17 3.27 69.33

Respecto a la ocurrencia de las diferentes familias LP se puede extraer que un

aumento considerable en el número de eventos de la familia 1 registrado en

200 0-200

-4000

400

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

0

10

1

-3000

300

-2500

250

-3000

300

-2500

250-200

0200

-1500

150

8/Ago/99 16:23 Gmt

31/Ago/99 05:15 Gmt

30/Ago/99 05:34 Gmt

29/Ago/99 10:03 Gmt

11/Ago/99 02:20 Gmt

29/Ago/99 02:39 Gmt

6/Ago/99 14:14 Gmt

7/Ago/99 09:01 Gmt0

14.05

0

14.05

0

13.87

0

14.08

0

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA

3.66

0

13.66

4.05

0

13.71

0

14.05

0 2 4 6 8

FRECUENCIA (Hz)

0

14.00

30/Ago/99 01:46 Gmt

Stackwave

20 22 24 26 28 30 32 34 36 38 40 42 44

TIEMPO (SEG)

-4000

400 Stackwave

3.86

200 0-200

-

-

-

-

-

-

P

P

?

?

?

(a) (b) (c)2000

-200

(+)

(+)

(-)

(+)

(+)

(+)

(-)

(-)

(-)

2 S


36

Junio de 1999 precede al primer enjambre de eventos de la familia 3 registrado

en Julio del mismo año y a su vez algunos eventos esporádicos de la familia 2.

Del mismo modo un enjambre de eventos de la familia 2 y/o 4 en Agosto de

1999 antecede el mayor pico de eventos registrados para la familia 1 en

Septiembre del mismo año. Simultáneamente en Septiembre de 1999 vuelven

a suceder eventos de la familia 3 e igualmente acontece el mayor pico de

actividad para eventos de la familia 2.

2.3.2.2 Mecanismo de generación de eventos LP Latter (1979, 1981) interpreta los LP como el efecto de una ruptura en un medio

débilmente calentado bajo el esfuerzo inducido por el empuje del magma. En

volcanes tipo explosivo, los LP han sido relacionados con actividad magmática

e hidrotermal (Gil et al., 1987; Leet, 1988; Martinelli, 1990, Chouet, 1992).

Chouet (1988), Ferrazzini et al., (1990) y Chouet (1992) presentan el modelo de

“la grieta llena de fluido” para explicar aquellos eventos que presentan

sismogramas y espectros similares con picos de frecuencias irregularmente

espaciados. Dichas características se originan en una sola grieta-fuente

excitada por transientes de presión en un proceso que se mantiene estable por

determinado tiempo.

Las anteriores teorías podrían explicar en gran parte la generación de las

familias de LP observadas en el Tungurahua. Es decir, para eventos

pertenecientes a la familia 1 podría darse el caso de una interacción

magmática e hidrotermal en el que los fluidos (H2O y vapor) actúan en 2 puntos

concretos dentro del conducto magmático. El primer punto de localización

entre 3 y 5 km bajo la cumbre puede estar reflejando un punto de interacción

termal entre el calor magmático y el acuífero superficial o sistema hidrotermal

del volcán, mientras que aquellos entre 6 y 7 km podrían estar íntimamente

ligados a los eventos de la familia 4 debido a su cercano rango de frecuencias

con dicha familia (ver capítulo 4). Los eventos de la familia 2, por el hecho de

estar dominados por una componente de largo período sobre la cual se

superpone una señal de alta frecuencia (sobretodo al inicio del evento), hace

pensar en la posibilidad de un evento doble, lo cual hubiese sido importante


37

corroborar haciendo movimiento de partículas con el propósito de identificar si

realmente hay dos fases P o una P y otra S. Considerando que sea un evento

doble, el primero de ellos representaría el elevamiento del gas desde la

columna magmática a través de una grieta o abertura muy pequeña

(probablemente entre 2 y 6 km bajo la cumbre) y el segundo evento

representaría el escape explosivo del gas dentro de la atmósfera, esto último

sin embargo no fue posible observarlo debido a las malas condiciones

climáticas en aquel entonces. Estas últimas señales son básicamente idénticas

a las registradas en el volcán Popocatépetl varias semanas antes de que el

magma alcanzara la superficie y comenzara a formar un lago de lava en el

cráter (com. pers. White, R.). Aquí vale la pena mencionar que estos eventos

en el Volcán Tungurahua también se presentaron 3 semanas antes de la

primera explosión registrada y 5 semanas antes de la salida de material juvenil.

Según White (com. pers.) la forma de estas señales, indican que el magma

posee una baja viscosidad y no se encuentra bajo mucha presión. Un magma

más viscoso produciría una señal mucho más limpia con un aspecto más

clásico. La muy baja frecuencia del segundo evento indica la presencia de una

grieta grande o un gran volumen justo debajo del cráter (Gil y Chouet, 1991).

Si el magma no está bajo mucha presión, el volumen podría mantener bastante

capacidad de gas, capaz de arrojar material a varios kilómetros de altura si el

cráter está cerrado por varios días, esto último puede verse una vez inicia la

actividad eruptiva del Tungurahua, como un patrón bastante característico en la

actividad del volcán (Molina I., 2000, en preparación). La similitud de las

formas de onda para eventos pertenecientes a las familias 3 y 4 (comparar

figs. 18 y 19) sugiere que las fuentes que originan a cada familia son

geométricas y dinámicamente similares. Ahora bien, para evaluar

cualitativamente la posible geometría en la que se generó cada familia de

eventos se empleó el método promediado de Yuen (1978). Las figuras 20 y 21

muestran el power spectrum obtenido en 4 estaciones por este método para

eventos correspondientes a las familias 3 y 4 respectivamente. Los espectros

fueron calculados por la suma (stacking) y promedio de espectros de 16

eventos seleccionados de los primeros enjambres que se registraron de las

familias 3 y 4 (en Julio y Agosto de 1999 respectivamente). Los resultados del

Power Spectrum se suavizaron con una ventana Hanning. Los espectros en


38

estas cuatro estaciones son todos marcados por picos dominantes y

subdominantes, y a primera vista parecen ser distintos de estación a estación,

sin embargo haciendo un examen más detallado de ello, se nota que la

mayoría de picos para la familia 3 se encuentran en la banda de 0-3 Hz y para

la familia 4 de 0-5 Hz, donde la mayoría de la energía es radiada, y comparten

frecuencias comunes en todas las estaciones. Estos picos son identificados

por números en las figuras 20 y 21, y las frecuencias correspondientes a cada

familia son listadas en las tablas 7 y 8 para cada estación. Los picos

identificados fueron comunes en por lo menos dos estaciones, con las

frecuencias compartidas coincidiendo dentro del rango de ±0.07 Hz. La

estabilidad de los picos espectrales comunes vista en estaciones ampliamente

separadas (fig. 20), es una clara indicación de que estas características no

pueden ser interpretadas como un efecto de camino y debe ser el reflejo de un

efecto de la fuente. En las tablas 7 y 8 los picos espectrales dominantes en

cada espectro son mostrados en negrilla y subrayado, y los picos que exceden

el 10% de la máxima amplitud espectral se presentan en letra cursiva. Estos

picos espectrales dan un “límite” de precisión en el momento de modelar el

espectro y probar si dichas frecuencias son compatibles con las curvas de

dispersión (Chouet 1986, 1988, 1992), lo que a su vez permitirá conocer las

dimensiones de la grieta en futuros trabajos.

Figura 20. Power Spectra obtenido en las estaciones de Mson, Ara2, Cusu y Chi1 para 16 eventos de largo-período pertenecientes al enjambre-LP del 23 al 27 de Julio de 1999. Cada evento fue muestreado con una ventana de 20-s extendida sobre el registro total de cada evento. Los picos espectrales comunes a dos o más estaciones son indicadas por números.

1

2 36

8

0

1 ARA2

1

23

5 7 8

0

1CUSU

2

34

6

0

1 MSON

3

45 6 8

0 1 2 3 4 5FRECUENCIA (Hz)

0

1 CHI1POW

ER S

PEC

TRU

M N

OR

MA

LIZA

DO


39

Tabla 7. Frecuencias de picos espectrales comunes (dentro de ±0.07 Hz) en por lo menos dos estaciones para eventos de largo-período del enjambre del 23 al 27 de Julio de 1999.

Pico Frecuencias observadas No Mson Ara2 Cusu Chi1 1 0.85 0.78 2 1.05 1.12 1.07 3 1.32 1.27 1.25 4 1.42 1.46 5 1.64 1.71 1.71 6 1.95 1.98 7 2.08 2.03 8 2.22 2.22 2.22

Figura 21. Power Spectra obtenido en las estaciones de Mson, Retu, Run3 y Ara2 para 16 eventos de largo-período pertenecientes a los enjambres-LP del 6 al 12 y del 29 al 31 de Agosto de 1999. Cada evento fue muestreado con una ventana de 15-s extendida sobre el registro total de cada evento. Los picos espectrales comunes a dos o más estaciones son indicadas por números.

Tabla 8. Frecuencias de picos espectrales comunes (dentro de ±0.07 Hz) en por lo menos dos estaciones para eventos de largo-período de los enjambres del 6 al 12 y del 29 al 31 de Agosto de 1999.

Pico Frecuencias Observadas No Mson Retu Run3 Ara2 1 1.66 1.66 1.68 2 2.00 2.00 3 2.22 2.20 4 2.54 2.59 5 2.91 2.88 6 3.47 3.42 7 3.66 3.61 8 3.86 3.86 3.83 9 4.42 4.44 4.39 10 4.88 4.88 4.83

1 3

7

10

0 1 2 3 4 5 6 7FRECUENCIA (Hz)

0

1

4 5

8

9 100

1

1 2

6 89

0

1

1 2 3 4 5

67 8

9

10

0

1

RETU

RUN3

MSON

ARA2

POW

ER S

PEC

TRU

M N

OR

MA

LIZA

DO


40

Una vez eliminados los efectos de sitio y de camino como posibles

explicaciones para los espectros de las figuras 20 y 21, es posible identificar

con qué modo de resonancia de cavidad rellena de fluido bajo el cráter están

de acuerdo estas dos familias. Existen tres tipos de modelos tridimensionales

propuestos en estudios teóricos de resonancia y radiación elástica de un

cuerpo lleno de fluido en un volcán. Estos son la esfera llena de fluido

(Crosson y Bame, 1985), el tubo lleno de fluido (Chouet, 1985) y la grieta llena

de fluido (Aki et al., 1977; Chouet, 1986, 1988, 1992; Ferrazzini et al., 1990).

Cada modelo posee sus propias características de resonancia que pueden ser

usadas en la selección de una geometría apropiada. De acuerdo con las

geometrías mencionadas anteriormente, la más apropiada para las fuentes en

donde se generan las familias 3 y 4 es la correspondiente con una grieta llena de fluido, debido a que los picos de frecuencias comunes listados en las tablas

7 y 8 no son espaciados en una secuencia regular. Por ejemplo, se observa

que para la familia 3, en la estación de Chi1 hay un espaciamiento de 0.21 Hz

entre los picos 5 y 6, de 0.25 Hz entre los picos 6 y 7, y de 0.27 entre los picos

7 y 8. Igualmente para la familia 4 hay un espaciamiento de 0.34 Hz entre los

picos 1 y 2, de 0.56 Hz entre los picos 7 y 8, de 0.19 Hz entre los picos 8 y 9, y

así sucesivamente. Tales datos sugieren que existe más de una sola longitud

característica envuelta en la resonancia (Chouet, 1986, 1988, 1992).

Debido a que los eventos LP correspondientes a las familias 3 y 4 presentan

envolventes y formas espectrales similares, se sugiere que el proceso que

produce a cada una es repetitivo y que representan la manifestación del paso

de un fluido por una grieta que posiblemente esté entre los 6 y 7 Km de

profundidad para la generación de eventos de la familia 3 y entre 7 y 9 Km de

profundidad para eventos de la familia 4. Vale la pena mencionar que dicha(s)

grieta(s) estaría(n) muy cercana(s) a la unión entre el conducto y la posible

cámara magmática.

Del análisis expuesto anteriormente, se deriva que la(s) grieta(s) fue (fueron)

excitada(s) por transientes de presión: en Julio de 1999 (posiblemente un solo

pulso) y en Agosto de 1999 (en 2 pulsos), durante 6 al 12 y 29 al 31 de Agosto,

en procesos que se mantuvieron estables por lo menos en varios días.


41

Desafortunadamente, nuestro sistema de adquisición de datos ha funcionado

solamente en un pequeño tiempo de la existencia del volcán para responder la

pregunta si es que tal vez esta(s) grieta(s) fue (fueron) creada(s) con los

enjambres o tal vez fue (fueron) el resultado de la lubricación y presurización

de una(s) grieta(s) preexistente(s) que se volvió (volvieron) vía(s) para el paso

de los fluidos una vez que las condiciones pre-eruptivas fueron encontradas.

Presumiblemente, los fluidos involucrados para la generación de estas dos

últimas familias de LP resulten del ascenso de un magma vesiculado con alto

contenido de H2O y/o CO2 pasando a través de la(s) ya mencionada(s)

grieta(s). Según Mangan (com.escr., White, R. 2000), el H2O podría salir del

magma a una profundidad tan grande como 10 km, solo sí el magma: (1) se

encuentra altamente saturado de gas, (2) asciende lentamente y (3) el magma

contiene varios cristales sobre los cuales las burbujas se pueden formar.

Conforme a lo anterior el alto nivel de saturación de H2O estaría de acuerdo

con los altos valores de SO2 registrados por las medidas de COSPEC y la tasa

lenta de ascenso sería reflejada por la ausencia de la emisión de una fuente de

lava continua. La implicación de la alta densidad de cristales encontrados en

las muestras de campo parece ser lo único que difiere de este modelo, sin

embargo la baja presión dada por un conducto posiblemente abierto desde

Julio de 1999 y la tasa lenta de ascenso podrían facilitar la cristalización.

2.3.3 Eventos Híbridos (HB)

Varios autores entre ellos Shaw (1980), Lahr et al. (1994), Power et al. (1994),

Chouet et al. (1994), Cramer y McNutt (1997) describen a estos eventos como

la combinación de los procesos que generan los eventos VT y LP. Power et al.

(1994) describen a estos eventos con las siguientes características: (a)

generalmente presentan un arribo de alta frecuencia, (b) en dicho arribo se

puede distinguir las fases P y S, (c) coda larga y de baja frecuencia (fig. 22).

Estas características fueron observadas para los 256 eventos registrados en la

estación de Mson, diferenciados de otros tipos de eventos por su contenido

espectral, magnitud, S-P, envolvente, tipo de arribo (tabla 9) y localización.


42

A la anterior descripción se agrega que la técnica de filtrado (v.g. fig 23)

empleada por Cramer y McNutt (1997) fue útil para diferenciar los eventos

híbridos del Volcán Tungurahua (o de frecuencia mixta como les denominaron

a dichos eventos en el Monte Mammoth). Guillier et al. (1999), emplearon la

técnica de filtrado propuesta por Cramer y McNutt (1997) para identificar los

eventos híbridos o de frecuencia mixta como les denominaron a dichos eventos

en el Volcán Cayambe (com.pers. Guillier, B.).

Tabla 9. Características de la familia de eventos HB. Se muestran los valores mínimos (1) y máximos (2) encontrados en la estación de Mson.

Evento S-P (1) S-P (2) Magnitud (1) Magnitud (2) Envolvente/ arribo

Híbrido (HB) 0.1 4.1 0.2 3.1 Sui generis/ impulsivo

Figura 22. (a) Sismo híbrido observado en la estación de Mson el 9/Ago/99 12h28 Gmt, 6 km de profundidad, (b) Espectro de los primeros 20.48 s de señal, (c) espectrograma usando ventanas de 1 seg. Observe el arribo de alta (3 s) y baja frecuencia alrededor de los 15 Hz y 3 Hz respectivamente. La técnica consiste en la aplicación de un filtro Butterworth pasa-alto y pasa-

bajo a una señal en una estación determinada, de tal manera que los arribos de

P resultantes de las señales filtradas se observen al mismo tiempo (fig 23-1).

Ello sugiere que la alta y baja frecuencia del evento presentan la misma fuente

de localización y tiempo origen. A lo anterior vale la pena añadir que al aplicar

esta técnica a todos los eventos que preliminarmente se consideraban híbridos

debido a las características mencionadas por Power et al. (1994) se notó que

las amplitudes resultantes del evento filtrado con un pasa-alto y un pasa-bajo

25 30 35 40 45 50-1000

-500

0

500

1000

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

0 5 10 15 20 25

FRECUENCIA (HZ)

0

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA

(a) (b)2.87 Hz

25 30 35 40 45 50

TIEMPO (SEG)

5

10

15

20

25

FREC

UEN

CIA

(HZ)

(c)

4.19 Hz


eran similares, a diferencia de las amplitudes resultantes cuando se aplicaba

dicho filtro a cualquier evento LP o VT (v.g. fig 23-2 y 23-3). Esto último

también podría revelar la usual naturaleza de un evento híbrido.

F6pfrebaofig 2

C

a

n

s

S

Ta

D

e

m

1000

) (a)P

200) (a)1000) (a)

(1) (2) (3)

43

iguras: 23-1. (a) Sismo híbrido observado en la estación de Mson el 9/Ago/99 12h28 Gmt, km de profundidad, (b) Señal filtrada con un Pasa-bajo de 3.5 Hz, (c) Señal filtrada con un asa-alto de 3.5 Hz. Obsérvese los arribos de P marcados, aparentemente la baja y la alta ecuencia inician al mismo tiempo. 23-2. (a) Sismo de Largo período observado en la stación de Mson el 5/Feb/99 11h47 Gmt, 4 km de profundidad, (b) señal filtrada con un pasa-ajo de 3.5 Hz, (c) señal filtrada con un pasa-alto de 3.5 Hz. Observe la gran diferencia en mplitudes resultantes con un filtro pasa-alto y un pasa-bajo.23-3. (a) Sismo volcano-tectónico bservado en la estación de Masón el 6/May/99 22h57 Gmt, 8 km de profundidad, (b) Señal ltrada con un pasa-bajo de 3.5 Hz, (c) Señal filtrada con un pasa-alto de 3.5 Hz. Obsérvese la ran diferencia en las amplitudes resultantes al efectuar un filtro pasa-alto y pasa-bajo.

.3.3.1 Número de eventos HB

onforme al número promedio mensual de eventos HB registrados en cada

ño (tabla 10), se puede apreciar que para 1995 hay un ligero incremento en el

úmero de eventos. En Septiembre de 1998 el número de eventos aumenta

ignificativamente al igual que en los períodos de Enero a Marzo y de Julio a

eptiembre de1999.

abla 10. Promedio mensual de eventos HB registrados anualmente en el sistema nalógico.

Año 1994 1995 1996 1997 1998 1999 Promedio 0 0.3 0 0 2.8 70.7

esde Diciembre de 1998 es posible notar que los “saltos” en la curva de

nergía acumulada se van haciendo cada vez más grandes. Los saltos

ayores o iguales a 1.21*1016 ergios ocurren entre los meses de Diciembre a

-1000

-500

0

500

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S

-500

0

500

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

25 30 35 40 45 50

TIEMPO (SEG)

-1000

-500

0

500

1000

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

(b)

(c)

P

P

-200

0

AM

PLIT

UD(C

UEN

TAS

-200

0

200

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

20 25 30 35 40 45 50 55 60

TIEMPO (SEG)

-200

0

200A

MPL

ITU

D(C

UEN

TAS)

(b)

(c)

20 25 30 35 40 45 50

TIEMPO (SEG)

-1000

-500

0

500

1000

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

-1000

-500

0

500

1000

AM

PLIT

UD(C

UEN

TAS)

-1000

-500

0

500

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S

(b)

(c)


44

Enero, Abril a Mayo, Junio a Julio y Agosto a Septiembre de 1999, este último

período en el cual alcanzó su máximo valor con 8.42*1016 ergios.

2.3.3.2 Mecanismo de generación Según las localizaciones dadas por los sismos híbridos, se puede notar que

existe un rango de intersección entre éstas y las dadas por los VTL y los LP de

las familias 1 y 2, lo cual sugiere una relación bastante estrecha entre la

generación de dichos eventos. Sin embargo, vale la pena recalcar que entre

los eventos LP y HB los más superficiales son estos últimos (de 1 a 7 km bajo

la cumbre).

Lahr et al. (1994) sugieren que los eventos híbridos podrían ser el resultado de

la fractura frágil en zonas de debilidad interceptadas por una grieta llena de

fluido, lo cual podría ser el mecanismo que está generando los eventos HB en

el Tungurahua, debido a que éstos se encuentran muy cercanos a la fuente de

generación de los sismos VT y LP (familias 1 y 2). En el Volcán Redoubt, los

eventos HB se localizaron entre 1 y 2 Km bajo el cráter, en una zona en cuya

región de ocurrencia tuvo lugar la sismicidad LP y además los VT más someros

se encontraban ligeramente interceptados con dichas fuentes (Lahr et al.,

1994). Lo anterior vuelve a corroborar la relación bastante estrecha en la

generación de los eventos LP, HB y VT del Volcán Tungurahua.

Los híbridos tienen un inicio de alta frecuencia más pronunciado que el de los

eventos LP (comparar figs. 14-a y 22-a). Dicho arribo es muy similar a los

primeros segundos de un evento tipo VT, lo que implícitamente podría sugerir

la generación inicial de un evento que fractura la roca produciendo una grieta

por la que circula un fluido, cuya resonancia genera un tren de ondas no-

dispersivo que es característico de un evento LP, de aquí que los

espectrogramas de las codas de un híbrido y un evento LP sean similares

(comparar figs. 14-c y 22-c).


45

2.3.4 Otras señales

Entre otras señales que ha registrado el Volcán Tungurahua se encuentran el

tremor volcánico, las explosiones y los lahares. Las dos últimas señales serán

analizadas brevemente debido a que su estudio no fue contemplado en este

trabajo.

2.3.4.1 Tremor volcánico Entre 1989 y 1992 no se registraron señales de tremor volcánico en el

Tungurahua, sin embargo entre Enero de 1993 y Abril de 1994 se registraron

35 episodios tremóricos con una duración promedio de 2 días. Desde fines de

Abril de 1994 el incremento en la amplitud de esta señal fue notable y en Mayo

del mismo año esta señal llegó a su máxima amplitud, volviéndose continua las

24 horas (Ruiz et al., 1994).

Gil (1987) describe al tremor volcánico como una señal propia de los volcanes

activos, caracterizada por poseer un espectro con una frecuencia dominante, a

diferencia del espectro de los sismos, que poseen una gama más amplia en

sus frecuencias; así mismo se caracteriza por su gran continuidad en el tiempo,

pudiendo durar desde minutos hasta meses. Lo anteriormente expuesto está

de acuerdo con algunas características observadas para los dos tipos de

tremores identificados en el Volcán Tungurahua: tremor hidrotermal y tremor de

emisión.

2.3.4.2 Tremor hidrotermal

Se le denominó tremor hidrotermal a una señal detectada frecuentemente en el

Volcán Tungurahua, cuya correlación temporal entre su energía liberada y la

tasa de precipitación sugerían su carácter hidrotermal (Ruiz et al., 1994,1997 y

1999). Es característico de este tremor una modulación de su amplitud y una

frecuencia dominante (f1) aproximadamente constante en intervalos de

segundos (fig. 24), días y hasta meses. Para estudiar su evolución espectral


46

con el tiempo fue necesario hacer sobrelapes de la señal, tal como se expuso

en una análisis anterior.

Figura 24. (a) Tremor hidrotermal observado en la estación de Mson el 30/Abr/99 23h13 Gmt. (b) Espectro de los primeros 5.12seg de señal, (c) espectrograma usando ventanas de 1 seg.

Mediante el método de Yuen (1978) se destacaron picos dominantes y

subdominantes del tremor hidrotermal registrado en cuatro estaciones. Los

espectros fueron calculados por la suma (stacking) y promedio de espectros de

20 eventos seleccionados. Los resultados del Power Spectrum se suavizaron

con una ventana Hanning. A primera vista, dichos picos parecen ser distintos

de estación a estación, sin embargo haciendo un examen más detallado de

ello, se nota que la mayoría de picos se encuentran en la banda de 0-3.5 Hz,

donde la mayoría de la energía es radiada y comparten frecuencias comunes

en todas las estaciones. Estos picos son identificados por números en la figura

25, y las frecuencias correspondientes para cada estación son listadas en la

tabla 11. Los picos identificados fueron comunes en por lo menos dos

estaciones, con las frecuencias compartidas coincidiendo dentro del rango de

±0.06 Hz. En la tabla 11 los picos espectrales dominantes en cada espectro

son mostrados en negrilla y subrayado, y los picos que exceden el 10% de la

máxima amplitud espectral se presentan en letra cursiva. Nótese que los picos

de frecuencias comunes listados en la tabla 11 no son espaciados en una

secuencia regular.

0 2 4 6 8 10

FRECUENCIA (Hz)

0

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA

1.66

0

100

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

0

100

-100

(a)

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20

TIEMPO (SEG)

2

4

6

8

10

FREC

UEN

CIA

(Hz)

(c)

(b)2.22


47

Figura 25. Power Spectra obtenido en las estaciones de Retu, Mson, Juiv y Run2 para 20 eventos tremóricos asociados con actividad hidrotermal durante los meses de Noviembre de 1995 y Marzo, Abril y Junio de 1996. Cada evento fue muestreado con una ventana de 20-s extendida sobre el registro total de cada evento. Los picos espectrales comunes a dos o más estaciones son indicados por números (ver tabla 11). Nótese que la energía sísmica es concentrada bajo los 5 Hz e igualmente se resaltan las marcadas diferencias en la excitación de picos espectrales comunes en las cuatro estaciones. Tabla 11. Frecuencias de picos espectrales comunes (dentro de ±0.06 Hz) en por lo menos dos estaciones para el tremor hidrotermal de Noviembre del 95 y Marzo, Abril y Junio de 1996.

Pico Frecuencias observadas No Retu Mson Juive Run2 1 0.56 2 1.2 1.15 1.2 0.56 3 1.39 1.44 4 1.54 1.49 5 1.73 1.73 6 1.83 1.83 1.88 7 2.03 2.08 2.03 8 2.22 2.17 2.22 9 2.37 2.32 10 2.51 2.47 11 2.86 2.91 2.86 12 3 3.05 13 3.30 3.25 3.3 14 3.54 3.54 3.49 15 3.88 3.93 16 4.42 4.42 17 4.66 4.61 18 5 4.96

0

1

1 2 3 4 5 6FRECUENCIA (Hz)

0

1 RUN2

1 4 78

9 1112 13 14 15 1617 18

POW

ER S

PEC

TRU

M N

OR

MA

LIZA

DO

5

0

1RETU

2

4 5 6

79

11 13 1415

0

1MSON

21

36

78 10

12

JUIVE

2

36

8 10

11

13 14 15 16 17 18


48

2.3.4.3 Tremor de emisión

Existen dos tipos de tremores de emisión: uno disarmónico y otro armónico

(figs. 26 y 27).

A partir del 14 de Septiembre de 1999 ambas señales sísmicas (tremóricas)

fueron correlacionadas con pulsos energéticos de gas y/o ceniza saliendo del

cráter segundos antes de producirse la emisión como tal. Algunas veces, fue

posible observar de manera aislada la ocurrencia esporádica de tremor

armónico intercalado con el tremor disarmónico de tal manera que ambos tipos

de tremor fueron asociados con desgasificación. La diferencia fundamental

entre estos dos tipos de tremores radica en sus espectros y formas de onda:

mientras el tremor disarmónico exhibe una amplitud muy variable y picos

espectrales espaciados irregularmente (fig. 26-a, 26-b) el tremor armónico

muestra modulaciones en su amplitud y picos armónicos (fig. 27-a, 27-b).

Igualmente, la frecuencia principal del tremor disarmónico no es tan estable en

el tiempo (fig. 26-c) como la es la del tremor armónico (fig. 27-c)

Figura 26. (a) Tremor de emisión disarmónico observado en la estación de Mson el 16/Sep/9915h07 Gmt, (b) Espectro de los primeros 20.48 segundos de la señal (c) Espectrogama usando ventanas de 1-s.

(a) (b)

-1000

-500

0

500

1000

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

0 2 4 6 8 10

FRECUENCIA (Hz)

0

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA

15 20 25 30 35 40 45 50

TIEMPO (SEG)

0

5

10

15

20

25

FREC

UEN

CIA

(Hz)

(c)

1.44

1.66


49

Figura 27. (a) Tremor de emisión armónico observado en la estación de Mson el 14/Sep/99 05h36 Gmt, (b) Espectro de los primeros 10.24 segundos de la señal, (c) Espectrogama usando ventanas de 1-s. . Mediante el método de Yuen (1978) se destacaron picos dominantes y

subdominantes del tremor de emisión disarmónico registrado en siete

estaciones. Los espectros en las 7 estaciones son todos marcados por picos

dominantes y subdominantes, y a primera vista parecen ser distintos de una

estación a otra, sin embargo, se nota que la mayoría de picos se encuentran en

la banda de 0-4.5 Hz, donde la mayoría de la energía es radiada, y comparten

frecuencias comunes en todas las estaciones. Estos picos son identificados

por números en la figura 28, y las frecuencias correspondientes para cada

estación son listadas en la tabla 12. Los picos identificados fueron comunes en

por lo menos dos estaciones, con las frecuencias compartidas coincidiendo

dentro del rango de ±0.06 Hz. La estabilidad de los picos espectrales comunes

vista en estaciones ampliamente separadas (fig. 28) (para las cuales las ondas

de campo son sin duda no correlacionadas) es un claro indicio de que éstas

características espectrales no pueden ser interpretadas como un efecto de

camino y deben ser reflejos de un efecto de la fuente. En la tabla 12 los picos

espectrales dominantes en cada espectro son mostrados en negrilla y

subrayado, y los picos que exceden el 10% de la máxima amplitud espectral se

presentan en letra cursiva. Nótese que los picos de frecuencias comunes

listados en la tabla 12 no son espaciados en una secuencia regular.

-400

-200

0

200

400

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

0 2 4 6 8 10

FRECUENCIA (Hz)

0

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA

10 12 14 16 18 20 22 24 26 28 30

TIEMPO (SEG)

2

4

6

8

10

FREC

UEN

CIA

(Hz)

(a) (b)

(c)

3.39

1.70

5.34


50

Figura 28. Power Spectrum normalizado a partir de señales de sensores verticales de velocidad obtenidos en las estaciones de Retu, Mson, Run3 , Pata, Cusu, Ara2 y Chi1 para eventos tremóricos asociados con degasificación del 16 al 22 de Septiembre de 1999. Los espectros son obtenidos por el stacking de 20 espectros de eventos tremóricos, promediando y suavizando los resultados con una ventana Hanning. Cada evento fue muestreado con una ventana de 50 segundos extendida sobre el registro entero. Los picos espectrales a dos o más estaciones comunes son identificados por números (ver tabla 12). El espectro desplega una estrecha banda de frecuencias entre 0 y 7 Hz con diferentes excitaciones de picos espectrales comunes en cada estación. Tabla. 12. Frecuencias de picos espectrales comunes (dentro de ±0.06 Hz) en por lo menos dos estaciones para el tremor disarmónico relacionado a emisión del 16 al 22 de Septiembre de 1999.

Pico Frecuencia Observada No Retu Mson Run3 Pata Cusu Ara2 Chi1 1 0.52 0.50 0.48 0.48 2 0.70 0.68 0.70 0.74 0.72 0.72 3 0.86 0.90 0.86 0.90 0.84 4 0.94 0.98 0.94 5 1.08 1.14 1.08 1.10 6 1.36 1.36 1.36 1.32 1.36 7 1.46 1.48 1.44 1.48 1.44 8 1.62 1.66 1.64 1.62 1.62 1.60 9 1.78 1.74 1.80 1.80 1.78 1.82 10 1.98 1.98 2.02 1.96 1.98 1.96 11 2.18 2.16 2.12 2.14 2.18 2.20 12 2.52 2.56 2.48 2.54 2.54 2.48 13 3.02 3.02 2.96 3.02 3.02 14 3.42 3.46 3.44 3.46 3.46 15 3.68 3.68 3.66 16 4.28 4.32 4.28 4.28 4.32 17 4.50 4.50 4.50 18 4.70 4.72 19 5.20 5.22 5.18 20 5.48 5.48 21 5.72 5.70 5.70 22 6.44 6.48

POW

ER S

PECT

RUM

NO

RMAL

IZAD

O

9

0

1 RETU

1

2

3

678 10

1112 13

1415

16 18 21

0

1 MSON

12

3 5

67

9 1012 13 1415 16 19 2021 22

0

1 RUN3

23

56

8910

11

12

1415 1617 19

0

1 PATA2 3

5

678 9

1213 14 16

17

18 19 2021 2211

0

1 CUSU

234 5 6

78910

11 1213

0

1 ARA2

12

4

8 1011

12

1314 16 17

7

1 2 3 4 5 6 7

FRECUENCIA (Hz)

0

1 CHI11

4

8 91011


51

En cuanto al tremor de emisión armónico, se observaron cambios en la

composición espectral de las frecuencias para eventos individuales, en especial

la frecuencia principal y la distancia entre picos armónicos (fig. 29), por lo que

no fue posible aplicar el método de Yuen (1978), ya que para poder aplicarlo

adecuadamente se requiere seleccionar eventos que presenten una marcada

similitud entre sí. Debido a ello, en la tabla 13 se muestran los picos

dominantes y subdominantes (espaciados en una secuencia aproximadamente

regular) observados en las diferentes estaciones, para dos de los eventos

tremóricos que muestran notables diferencias en la figura 29 (v.g. comparar

figs. 29-c y 29-d). En la tabla 13 los picos espectrales dominantes en cada

espectro son mostrados en negrilla y subrayado, y los picos que exceden el

10% de la máxima amplitud espectral se presentan en letra cursiva.

Figura 29. Muestras de trazas de tremor armónico y su correspondiente power spectrum de los primeros 20.48-s observados en la estación de Mson: (a) 22 de Septiembre a las 22h07 GMT, (b) 22 de Septiembre a las 13h49 GMT, (c) 25 de Septiembre a las 5h44 GMT, (d) 25 de Septiembre a las 6h40 GMT. Cada espectro fue suavizado con una ventana Hanning. Tabla 13. Frecuencias de picos espectrales comunes (dentro de ±0.08 Hz) observados en las estaciones de Mson, Ara2 y Retu para el tremor armónico relacionado a emisión. Sin asterisco se señalan los picos de frecuencias observadas para el evento 25 de Septiembre a las 5h44 GMT y con asterisco se indican los picos de frecuencias observadas para el evento ocurrido el 25 de Septiembre a las 6h40 GMT

Pico Frecuencia Observada No Mson Ara2 Retu 1 0.98 0.98 0.97 2 1.96 1.96 1.95 3 2.93 2.94 2.93 1* 1.72 - 1.70 2* 3.44 - 3.36 3* 5.16 - 5.18

-1000

0

1000

0

1

-1000

0

1000

0

1

0

0 1 2 3 4 5 6

FRECUENCIA (Hz)

0

1

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

40 45 50 55 60

TIEMPO (SEG)

-1200

0

1200

(a)

(b)

(c)

(d)

POW

ER SPEC

TRU

M N

OR

MA

LIZAD

O

0

1


52

Atendiendo la definición de Chouet (1996) según la cual el tremor es

cercanamente relacionado a una secuencia de eventos LP y reflejan la

respuesta ante fluctuaciones de presión prolongadas en conductos llenos de

fluido, se puede extraer que el hecho de definir una geometría generadora de

una fuente tremórica implícitamente se puede definir de igual manera como se

haría para un enjambre de eventos LP. La distribución de los picos de

frecuencias listados en las tablas 11 y 12 no son espaciados en una secuencia

regular, por lo cual se selecciona una geometría correspondiente a una grieta

(Aki et al., 1977; Chouet 1986, 1988, 1992), la cual sería de diferentes

dimensiones para cada tipo de tremor (tremor hidrotermal y tremor de emisión

de carácter disarmónico) según los modos de vibración de cada fuente. En el

caso del tremor hidrotermal, la grieta probablemente este ubicada entre 1.2 y

2.2 km bajo la cumbre del volcán, justo sobre el basamento metamórfico del

mismo (Ruiz et al., 1994). Por otra parte, el tremor de emisión armónico

presenta un espaciamiento regular de los picos espectrales lo que es

consistente con la excitación resonante de un conducto estrecho (Crosson y

Bame, 1985; Chouet, 1985), pero que sin embargo debido a que hay

diferencias espectrales de un evento tremórico a otro podría tratarse de fuentes

con diferentes dimensiones, lo que debe ser investigado en futuros trabajos. A

continuación se presenta un resumen de los picos espectrales comunes

observados en la estación de Mson para los 3 tipos de tremor mencionados

anteriormente (fig. 30).

Figura 30. Comparación entre picos espectrales comunes observados para cada tipo de tremor en la estación de Mson. También se indican los valores de las frecuencias dominantes para cada tipo de tremor. Nótese que no se indica la frecuencia dominante para el tremor hidrotermal, ya que este pico no era común.

0.9

0.98

1.72

0

1

2

3

4

5

6

7

0 5 10 15 20 25Número del pico común

Frec

uenc

ia (H

z) a

aaaa

aaaa

Tr. Hidrotermal

Tr. Emisión(disarmónico)

Tr. Emisiónarmónico(25/Sep/995h44 Gmt)Tr. Emisiónarmónico(25/Sep/996h40 Gmt)


53

2.3.4.1.1 Evolución espectral del tremor volcánico

Análisis espectrales del tremor volcánico en volcanes como el Etna (Gresta et

al., 1991) y Alaska (McNutt, 1992) han arrojado pistas importantes en la

evolución de la actividad eruptiva. En el volcán Tungurahua, la evolución

espectral de todo el tremor volcánico registrado entre 1994 y 1999 ha marcado

las pautas de las diferentes etapas de predominio magmático e hidrotermal, de

tal manera que su frecuencia principal ha arrojado cambios notables

anualmente (fig. 31) y mensualmente, congruentes para todas las estaciones

de registro sísmico.

En la figura 31 se puede notar que de 1995 a 1996 y de 1997 a 1999, se

observa un descenso de la frecuencia principal (f1) en todas las estaciones, lo

cual podría indicar cambios en la fuente del tremor hidrotermal(?) o

posiblemente el aparecimiento de otro tremor como dominante. Por otra parte

es posible observar que los cambios en la frecuencia principal (f1) obedecen a

un efecto de origen del tremor, debido a que f1 se encuentra entre 1 y 3 Hz.

Figura 31. Frecuencia principal (f1) del Stacked Spectra de los primeros 5.12 s de la señal, con overlaps de 2.56 s a lo largo de un ventana de 120 s y/o 30 s promediadas anualmente para las diferentes estaciones de registro. Nótese que para la estación de Aray únicamente se han dejado los puntos sin unirlos con una línea de tendencia lineal.

Las diferencias de f1 en cada estación para un mismo evento tremórico

parecen obedecer a un efecto del sitio geológico en el que fueron instaladas las

1.9

2.1

2.3

2.5

2.7

2.9

3.1

3.3

1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000Fecha

Frec

uenc

ia (H

z)

St.Aray St.Mson St.Run St.Retu St.Juiv


54

estaciones (tabla 14), pudiendo reconocer que las estaciones ubicadas sobre

basamentos muy consolidados presentan valores menores de sus frecuencias

principales (f1).

Tabla 14. Litología de los sitios donde se encuentran instaladas las diferentes estaciones sísmicas (com. pers. Hall, M.)

ESTACIÓN LITOLOGIA Mson Flujo de lava Retu Lava escoriácea

Juive (1994-1996) / Juive (1997-1999) Lava masiva / Roca + suelo Run(1994-May/1999) / Run May/1999) Suelo + tefra/ Roca dura

Aray(Oct/1994) / Aray(Oct/94-1999) Lava + tefra / Metamórfica

Un mayor detalle de la evolución espectral del tremor es mostrado en la figura

32. En dicha figura se notan, tres grupos predominantes de frecuencias: (a)

alrededor de 0.5 Hz, (b) alrededor de 2 Hz y (c) alrededor de 5 Hz. La

frecuencia alrededor de 2 Hz es más común a lo largo del tiempo, mientras que

los otros dos grupos de frecuencias fueron registrados ocasionalmente. La

aparición notable de las frecuencias de los grupos (a) y (c) no es simultánea de

tal manera que en Julio de 1997 el grupo (a) se vuelve importante,

presentando un crecimiento en su amplitud (entre 10 y 35 cuentas) en los

períodos de Abril a Agosto de 1998 y Abril a Septiembre de 1999. Es

importante recalcar que entre Agosto de 1998 y Marzo de 1999 estas

frecuencias presentan amplitudes muy pequeñas (menores de 10 cuentas).

Las frecuencias del grupo (c) aparecen en Diciembre de 1997 y continúan

presentándose de manera intermitente hasta fines de Octubre de 1998 cuando

sus amplitudes decrecen (menor a 5 cuentas). En cuanto a las frecuencias del

grupo (b) se puede indicar que cobija las frecuencias principales del tremor

volcánico, las cuales aparecen dentro del rango de 1.41 a 2.5 Hz durante la

mayor parte del tiempo (fig. 32-b), presentando cuatro cambios principales

(mayores de 0.5 Hz) entre Julio y Septiembre de 1995, Marzo y Mayo de 1997,

Agosto y Octubre de 1997, Diciembre de 1997 y Enero de 1998. Por otra parte,

la amplitud espectral del tremor varía de acuerdo a la precipitación pluvial (Pf).

Como se observa en la figura 32-a, la mayoría de veces los valores máximos

de amplitud espectral diaria están rodeando los picos de Pf indicando una

buena correlación entre estos dos fenómenos, tal como lo demuestra Ruiz et al.

(1999) al exponer un coeficiente de correlación lineal entre energía tremórica y


55

tasa de precipitación que varía entre 0.3 y 0.9, siendo la mayor parte del tiempo

alrededor de 0.8 y en casos excepcionales menores de 0.6 (en los períodos de

Octubre de 1993 a Mayo de 1994, Octubre de 1995 a Octubre de 1996 y

Noviembre de 1997 a Junio de 1998). Es notable el incremento de la amplitud

espectral desde Diciembre de 1998, lo cual es correlacionable con un aumento

en Pf, sin embargo, aunque en Mayo de 1999 la Pf disminuye, la amplitud

espectral continúa aumentando hasta Septiembre de 1999 cubriendo un rango

de frecuencias que va desde 1.26 a 3.55 Hz, lo cual se presenta por primera

vez desde 1994. A lo anterior vale la pena añadir que durante 1994 y 1999 se

presentaron incrementos de las amplitudes espectrales (mayor a 60 cuentas)

de gran duración en el tiempo (fig. 32-c). La permanencia de dichas amplitudes

durante 1994 ocurrió desde principios de Marzo hasta fines de Septiembre y en

1999 desde principios de Abril hasta Septiembre, mostrando una marcada

periodicidad que comparada con el resto de años se vuelve muy significativa.

Figura 32. (a) Variación y relación temporal entre la tasa de precipitación pluvial (línea continua) y la máxima amplitud espectral (triángulos) diaria registrada, (b) Variación mensual de la frecuencia principal (dominante) del tremor. La línea continua muestra el promedio mensual de eventos y las flechas señalan los picos de los mayores cambios de frecuencia (mayor a 0.5 Hz), (c) Espectrograma de Stacked Spectra de los primeros 5.12 s de la señal, con overlaps de 2.56 s a lo largo de un ventana de 120 s y/o 30 s.

Fecha (mes)

-0.5

0.0

0.5

1.0

Log

(Fre

cuen

cia)

0

2

4

6

8

10

12

Desplazam

iento Reducido

Ondas de superficie (cm

2)

1994 1995 1996 1997 1998 1999

050

100150200250300350400450

A

mpl

itud

espe

ctra

l (cu

enta

s)y

prec

ipita

ción

(mm

) máx

ima

diar

ia

0204060

Escala de amplitudes (Cuentas)

(a)

(b)

(c)

0

1

2

3

4

5

6

Frec

uenc

ia p

rinci

pal

men

sual

(Hz)

Amplitud espectral

Precipitación

10

3.2

1.0

0.3

Frec

uenc

ia (H

z)


56

Además del análisis efectuado anteriormente, se ha realizado el cálculo de los

desplazamientos reducidos (DR). Para ello es necesario tener en cuenta la

localización de la fuente tremórica con el fin de determinar la expresión

adecuada para calcular el DR. Debido a que la localización de la fuente del

tremor volcánico determinada por Ruiz et al. (1994) es superficial, se asume

que el tremor volcánico del Tungurahua genera en su mayor parte Ondas

Rayleigh y por lo tanto su DR se puede calcular según la expresión dada por

Chouet, Koyanagi y Aki en 1987:

(2.1) π

λ2

...22

TM

rADR =

Donde, r es distancia epicentral (cm), λλλλ es longitud de Onda (cm), A es

amplitud máxima de desplazamiento del terreno (cm), T es período medido en

la amplitud máxima (seg) y M es magnificación instrumental (cm/cm/seg).

Se puede notar que el mayor pico de DR (cerca de los 2 cm2) entre Enero de

1994 y Diciembre de 1997 se presenta en Julio de 1997, el cual claramente

antecede la marcada acentuación de las frecuencias correspondientes al grupo

(a) (alrededor de 0.5 Hz), lo mismo que ocurre en Mayo de 1999. A partir de

Mayo de 1999 se presentan los mayores DR promedio (sobre 0.5 cm2)

registrados desde 1994 y aunque hay una pequeña disminución de este valor

en Julio de 1999, este cambia drásticamente desde Agosto aumentando hasta

Septiembre, fecha en la cual alcanza un valor de 4.7 cm2. Según McNutt

(1992) dichos valores de DR pueden ser considerados típicos de una actividad

tipo hidrotermal y/o stromboliana (tabla 15).

Tabla 15. Amplitudes representativas del tremor volcánico para diferentes tipos de actividad (McNutt, 1992).

TIPO DE ACTIVIDAD AMPLITUD (Cm2) Hidrotermal 0.05-5

Stromboliana 2-30 Vulcaniana/Peleana 20-150

Pliniana >100 Ultra-pliniana >1000

T/2π es un factor de integración aproximada ya que, dada la naturaleza de los instrumentos, es necesario llevar el valor de A de unidades de velocidad a unidades de desplazamiento.


57

De acuerdo con McNutt (1992), se puede considerar que el DR calculado por el

tremor volcánico del Tungurahua es de tipo hidrotermal en la mayor parte del

tiempo (entre 1994 y 1999), ya que se encuentra principalmente entre 0.05 y 1

cm2. Por otra parte, entre Julio y Agosto de 1997, Mayo de 1999 y entre

Agosto y Septiembre de 1999 (figura 32-c) la actividad puede ser considerada

de tipo hidrotermal y/o stromboliana, ya que es un límite que se sobrelapa entre

los 2 y 5 cm2 según lo definido por McNutt (1992). Los valores de DR

presentados a fines de Septiembre de 1999 se acercan más a una actividad de

tipo stromboliano, ya que entre el 24 y 30 de Septiembre los valores de DR

llegan a superar los 5 cm2, alcanzando un pico máximo de 9.5 cm2 el 26 de

Septiembre del mismo año.

2.3.4.1.2 Mecanismos de generación del tremor

Banks et al. (1990) afirman que existe un suficiente número de correlaciones

entre precipitación, erupción, deformación y períodos de actividad sísmica que

sugieren que la Pf debería ser considerada como un elemento disparador de la

actividad de los volcanes, por lo que estados de alta actividad deberían ser

influenciados por una alta tasa de carga o un pico umbral de carga de Pf. De

acuerdo con ello, se puede deducir que la mayor parte del mecanismo

generador más probable del tremor en el Volcán Tungurahua es debido a una

alta carga o tal vez un pico umbral de carga Pf actuando en un reservorio

superficial, probablemente localizado entre 1.2 y 2 km bajo la cumbre (Ruiz et

al., 1994). La constancia de las frecuencias dominantes y amplitudes máximas

desde Enero de 1994 hasta Abril de 1999, hacen suponer una masa

generadora del tremor de volumen constante y de una fuerza excitadora

bastante regular. Se puede ver aquí que probablemente no se trata de un

tremor generado por realimentación magmática sino que debe ser generado

por un sistema freático excitado por el calor proveniente de la cercanía de una

masa magmática (probablemente ubicada a 6 Km de profundidad). La

mayoría de gases provenientes del magma pueden ser simplemente disueltos

en un acuífero (sistema freático) de dimensiones considerables y el resto

puede escapar fácilmente a través de conductos abiertos como es posible

corroborarlo mediante observación directa en la cumbre del Volcán Tungurahua


58

(Viracucha et al., 1999). Al parecer dicha fuente tremórica es la misma

actuando desde 1994, lo que se puede observar comparando las formas de

onda y los tremores registrados entre 1994 y 1999 (fig. 33).

Figura 33. (a) Correlación cruzada de la forma de onda para una ventana de 20 s de señal de tremor hidrotermal. Las señales seleccionadas para hacer esta correlación corresponden a los días de máxima amplitud tremórica anual y la traza tomada como referencia es la correspondiente a 1994. Los valores de correlación de la forma de onda se muestran en la parte superior derecha de cada traza, (b) Espectro para una ventana de 10.24 segundos de señal tremórica, (c) Densidad de correlación espectral para los primeros 4 Hz del espectro. Obsérvese la buena correlación de los primeros 2 Hz que contiene las frecuencia principal (f1) y secundaria (f2) del espectro.

Desde Mayo de 1999, la disminución de la Pf no corresponde con la variación

de la amplitud espectral, por lo cual desde esta época es posible la influencia

directa de un componente magmático como se podrá observar con el estudio

del valor de b. De esta manera, los tremores claramente notables desde el 14

de Septiembre de 1999 podrían de alguna manera estar relacionados en mayor

proporción a un componente principalmente magmático, lo cual es soportado

por el flujo de SO2 emitido por el volcán en dicha época (alrededor de 6000

ton/dia) y por un bandeamiento irregular del tremor a partir del 16 de

Septiembre de 1999. Las bandas de tremor que se registraron desde el 16 de

Septiembre hasta fines de Octubre de 1999 presentaban períodos de duración

muy irregulares, es decir algunos de ellos duraban desde 840 segundos (14

minutos) como mínimo hasta 14171 segundos (10 días) como máximo (fig. 34),

con una separación entre cada episodio tremórico de 20 minutos como mínimo

y 10 horas como máximo. La duración de cada episodio tremórico no fue

regular posiblemente por razones de estabilización en las condiciones iniciales

-400

0

40030/Mar/94 08:35 Gmt

-600

0

60017/Jul/96 10:47 Gmt

-1000

0

100008/Jul/97 03:24 Gmt

-300

0

30022/Jun/98 09:04 Gmt

0 2 4 6 8 10 12 14 16 18 20

TIEMPO (SEG)

-400

0

40020/Abr/99 23:23 Gmt

0.9975

0.9942

0.8342

0.9145

0

1

0

1

0

1

0 1 2 3 4 5 6

FRECUENCIA (HZ)

0

1

(a) (b)

-400

0

40013/Nov/95 19:27 Gmt 0.9976

0

1

1.171.86

1.61

1.9

1.61

1.66

1.611.66

1.71

1.66

1.91.71

0.0

0.5

1.0

0.0

0.5

1.0

0.0

0.5

1.0

0.0

0.5

1.0

0 1 2 3 4

FRECUENCIA (HZ)

0.0

0.5

1.0

0.0

0.5

1.0(c)1.0000

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

POW

ER SPEC

TRU

M N

ORM

ALIZA

DO

CR

OSS ESPEC

TRA

L DEN

SITY


59

de generación del tremor relacionado directamente con emisiones de vapor y

ceniza (fig. 34). Por las anteriores razones, esta etapa puede ser considerada

una transición entre la etapa freática y magmática (condición meta-estable)

que posteriormente cambia buscando un nuevo equilibrio (condición estable)

después del 5 de Octubre de 1999 cuando ocurre la primera explosión

considerada freatomagmática. Dicha explosión se considera freato-magmática

por el hecho de que ésta expulsó fragmentos líticos de gran tamaño, ceniza y

gran cantidad de vapor en las cercanías del cráter (com. pers. Hall, M.).

Después de ocurrida la explosión del 5 de Octubre, la amplitud y duración del

tremor aumentan notablemente y las frecuencias alrededor de 0.5 Hz

disminuyen principalmente después del 19 de Octubre (observado con el

programa DR-SSAM, García, 1999). Aquí es posible establecer dos

consideraciones: en primer lugar, al producirse la primera explosión

freatomagmática el sistema de conducción se destapó, hecho que se corrobora

por la salida más prolongada e intermitente de fragmentos líticos (cenizas,

pumita y bloques) a través de una intensa actividad tremórica y explosiones

magmáticas intermitentes; de esto se presume que la presión litostática sobre

la masa magmática disminuye, induciendo a esta masa a ascender buscando

el equilibrio, además la explosión debió producir una excitación sísmica de

energía nada despreciable que también pudo inducir un ascenso magmático

directamente evidenciado a partir del 8 de Octubre, cuando se observaron por

primera vez rocas incandescentes expulsadas directamente desde el cráter.

Figura 34. Representación temporal de la duración total del ciclo del tremor correlacionado con emisiones de gas y ceniza en septiembre de 1999. Aquí también se señala la primera explosión freatomagmática ocurrida al final del ciclo.

0

2000

4000

6000

8000

10000

12000

14000

16000

14-S

ep-9

924

-Sep

-99

27-S

ep-9

92-

Oct

-99

3-O

ct-9

94-

Oct

-99

6-O

ct-9

97-

Oct

-99

9-O

ct-9

911

-Oct

-99

13-O

ct-9

915

-Oct

-99

18-O

ct-9

919

-Oct

-99

20-O

ct-9

921

-Oct

-99

22-O

ct-9

923

-Oct

-99

24-O

ct-9

925

-Oct

-99

26-O

ct-9

928

-Oct

-99

30-O

ct-9

9

Tiempo(Días)

Dur

ació

n de

l eve

nto

trem

óric

o (S

eg)a

aaaa

0.0E+00

5.0E+15

1.0E+16

1.5E+16

2.0E+16

2.5E+16

Ener

gía

trem

óric

a ac

umul

ada

(Erg

ios)

aaa

aa

Expl

osió

n fr

eato

mag

mát

ica

aa

aaaa


60

2.3.4.4 Explosiones

En volcanes activos, la actividad explosiva puede ser seguida de forma visual y

sonora. Por regla general, esta señal tiene al menos dos llegadas diferentes y

claras, una, asociada con la propagación de las ondas internas o superficiales

de la explosión, y la segunda es la llegada de lo que se conoce como ondas de

aire, ondas de choque u ondas acústicas. En el Volcán Tungurahua las

explosiones presentan un arribo impulsivo o emergente, un espectro complejo

cuya f1 está alrededor de 1.6 Hz y fsup puede llegar hasta cerca de los 10 Hz.

El 5 de Octubre de 1999 ocurrió la primera explosión freatomagmática (fig. 35-

1) y el 8 de Octubre aunque se observaron rocas incandescentes saliendo del

cráter, la señal sísmica asociada a ello fue un tremor (armónico y/o

disarmónico). En Noviembre se registran las primeras explosiones magmáticas

en las que se puede notar una clara señal acústica (v.g. fig. 35-2).

Figura 35. 1. (a) Explosión freatomagmática observada en la estación de Pata ocurrida el 5/Oct/99 12h38 GMT (DR=5.1 cm2), (b) Espectro de los primeros 40.96 s de señal 2. (a) Explosión magmática observada en la estación de Pata ocurrida el 25/Nov/99 a las 18h50 Gmt (DR=6.3 cm2), (b) Espectro de los primeros 20.48 s de la señal sísmica (línea negra) y de los 10.24 s de la señal acústica (línea azul).

Las explosiones ocurridas en el Volcán Tungurahua entre Noviembre y

Diciembre de 1999 fueron consideradas Vulcanianas de acuerdo a los

argumentos dados por Morrisey y Mastin (2000) para definir este tipo de

explosiones. Estas explosiones se caracterizan por la generación de ondas

acústicas, eyección balística de bloques y bombas (que alcanzaban una altura

máxima de 0.5 km y luego rodaban 1 a 2 km sobre los flancos norte y occidente

del volcán), formación de columnas de vapor y ceniza que se elevaban entre

0.5 y 13 km sobre el cráter, emisión de tefra y depósitos que varían

20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120

TIEMPO (SEG)

-500

0

500

AMPL

ITUD

(CU

ENTA

S)

0 5 10 15 20 25

FRECUENCIA (Hz)

0

1

AMPLITU

D NO

RMALIZAD

A

1.651.58

(a) (b)

0 5 10 15 20 25

FRECUENCIA (Hz)

0

1

AMPLITU

D NO

RM

ALIZADA

(1)

(2)1.711.61

6.25

25 30 35 40 45 50 55 60 65

TIEMPO (SEG)

-1500

0

1500

AMPL

ITU

D (C

UEN

TAS)

(a) (b)


61

ampliamente de componentes juveniles y no juveniles. Varias de estas

explosiones presentaron desplazamientos reducidos que variaron entre 0.01 y

6 cm2, con menor frecuencia entre 6 y 16 cm2 y excepcionalmente una mayor

de 18 cm2 (el 12 de Diciembre a las 17h10 GMT). El intervalo promedio en

tiempo entre una explosión y otra era de 1.5 horas y en casos excepcionales se

presentaban después de 12 o 36 horas. Entre Noviembre y Diciembre de 1999

se registraron 594 explosiones con una onda acústica claramente notable en

los registros sísmicos.

2.3.4.5 Lahares

Son eventos de larga duración (desde decenas de minutos hasta horas), con

arribos emergentes y variaciones en su amplitud. Debido a que son eventos

muy superficiales, la atenuación de su amplitud con la distancia es muy fuerte,

por lo cual se observan en una o dos estaciones (Ulba, Run2, Ara2, Pata, Juiv

o Cusu) ubicadas cerca a las quebradas por las que suelen bajar dichos flujos.

La característica espectral más importante de este tipo de señales es la

distribución aleatoria de amplitudes entre 0 y 20 Hz (fig. 36).

Figura 36. (a) Señal de lahar observada en la estación Ara2 el 26/Oct/99 21h43 Gmt, generada en el flanco W del Volcán, (b) Espectro de los primeros 10.24 s. Los primeros lahares ocurrieron entre el 12 y 13 de Octubre de 1999, éstos

descendieron por las quebradas de Achupashal, Choglontos, Confesionario,

Rea, Chontapamba y Romero. Otros lahares más pequeños ocurrieron del 24

al 26 de Octubre en las quebradas de Achuspashal y Chontapamba, del 4 al 8

de Noviembre en las quebradas de Chontapamba, Romero y Pingullo, el 4 de

Diciembre en las quebradas de La Hacienda, Juivi y Vascún y del 7 al 8 de

Diciembre en las quebradas de Juivi, Vascún, Mandur y Romero (com. pers.

Hall, M.). Todas las quebradas mencionadas anteriormente se encuentran en

los flancos NW, SW, NNE y W del volcán.

0 10 20 30 40 50 60 70 80

TIEMPO (SEG)

-100

0

100

200

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)

0 5 10 15 20 25

FRECUENCIA (HZ)

0

1

AM

PLITUD

NO

RM

ALIZA

DA

4.003.61(a) (b)

Capítulo III Relocalización de eventos y análisis de error

62

3. RELOCALIZACIÓN DE EVENTOS Y ANÁLISIS DE ERROR

La localización de los eventos volcánicos del Tungurahua es un proceso

incorporado dentro de la rutina de vigilancia y monitoreo sísmico que

diariamente se realiza en el Instituto Geofísico. Para dicho proceso se emplean

programas de lectura y procesamiento de los tiempos de arribo de las fases

sísmicas P y S.

3.1 TEORÍA DE LA LOCALIZACIÓN DE SISMOS

La localización de un evento sísmico consiste en determinar sus coordenadas

(x, y, z, t), tres espaciales y una temporal. Inicialmente, es necesario leer a

partir de un sismograma los arribos de las fases P y S, lo cual es denominado

tiempo observado (Tobs) y luego ingresar dichos datos a un programa de

localización (Hypo71, Hypoinverse, Hypoellipse, etc). Los programas de

localización utilizan un método para encontrar el hipocentro y el tiempo origen

del sismo, que requiere un modelo de velocidades predeterminado mediante el

cual se calcula un tiempo estimativo de arribo de las ondas P y S desde un foco

preliminarmente dado (x0, y0, z0, t0), este tiempo se nota como Tcal. Una vez

conocido el Tcal el proceso consiste en minimizar el residuo ∆T entre el tiempo

observado y el calculado o estimativo para cada una de las estaciones en las

que se realizaron lecturas de fase (Tobs). Dicha minimización conduce a un

sistema lineal en el que se calculan unos incrementos al foco sísmico

preliminar (x0, y0, z0, t0), lo cual se vuelve un proceso repetitivo, es decir cada

vez obteniendo una nueva solución (xj, yj, zj, tj) que será el nuevo foco sísmico

preliminar hasta que los incrementos ∆Ti hipocentrales se vuelvan pequeños

para todas las ecuaciones del sistema. El anterior proceso es comúnmente

evaluado por el RMS (error medio cuadrático) que se define como la raíz

cuadrada de la diferencia cuadrática entre el valor ith observado y el ith

calculado, es decir:


63

(3.1) 1

1

2

−

∆=

∑=

N

TRMS

N

ii

El método de mínimos cuadrados busca que este RMS sea mínimo, es decir,

que la solución se ajuste lo mejor posible a todas las ecuaciones de

observación. Como es posible deducir, el proceso de localización, depende del

modelo de velocidades, la configuración de la red sísmica y la calidad de las

lecturas de las fases sísmicas.

3.2 MODELO DE VELOCIDADES

Para el cálculo del modelo de velocidades del Volcán Tungurahua, se tomaron

615 sismos (entre Octubre de 1994 y Mayo de 1999) que fueron detectados por

la red sísmica existente, con epicentros localizados a un radio máximo de 10

Km alrededor del cráter del volcán. Se trabajó con 4 a 5 estaciones sísmicas

alrededor del volcán y tres adicionales en los flancos de los volcanes Cotopaxi

y Chimborazo. Inicialmente estos eventos fueron procesados con el modelo de

velocidades regional ASW (modelo original) obtenido por el Proyecto Nariño

(EMAP-Q, 1988; modificado internamente por el Instituto Geofísico).

3.2.1 Determinación de la relación de velocidades de las ondas P y S

(Vp/Vs) Existen varias maneras de obtener el Vp/Vs en una región, entre ellas:

a) El método de Wadati (1933) explica que para una determinada estructura

de velocidades en la que la que la relación Vp/Vs es constante se cumple la

relación:

(3.2) Ts – Tp = (Vp/Vs – 1) (Tp- To)

Donde, To es tiempo de origen y Vp y Vs son las velocidades de las ondas P y

S respectivamente. La ecuación (1) puede ser hallada ploteando (Ts-Tp) Vs.


64

Tp de un evento para cada estación, lo cual nos dará una nube de puntos que

pueden ser ajustados a una línea recta mediante mínimos cuadrados. La

intersección de dicha recta con el eje Tp dará el To y la pendiente función de la

relación Vp/Vs. Kisslinger y Engdahl (1973) mostraron que sólo si la relación

de Vp/Vs es constante a lo largo de todos los rayos sísmicos la relación (Ts-Tp)

Vs. Tp será una línea recta.

b) La técnica de Chatelain (1978) consiste en plotear el Tp2-Tp1 Vs. Ts2-Ts1

de un evento respecto a otro para una misma estación, y con ello, en un

diagrama no solo se tiene un evento para cada estación como se expone en el

método de Wadati sino que se tienen varios eventos comparados entre sí para

las diferentes estaciones. La relación Tp2-Tp1 Vs. Ts2-Ts1 es lineal y se puede

ajustar mediante mínimos cuadrados a una recta de la forma Y=mx donde m es

la relación Vp/Vs.

c) La técnica de Riznichenko (1958) basada en una relación lineal (directa)

entre el tiempo de viaje T y la distancia epicentral X, permite determinar la

profundidad focal (Z) y la velocidad de la onda P (Vp) mediante la siguiente

relación:

(3.3) (Tp – To)2 = Z2/Vp2 + X2/Vp2

Para cada estación del mismo evento se plotea (Tp – To)2 Vs X2, y como dicha

relación es lineal puede ajustarse a una línea recta por mínimos cuadrados. La

pendiente de esta recta es función de la velocidad media y el intercepto con el

eje de las ordenadas da un estimado de Z. Esta misma relación es empleada

para determinar Vs y en este caso se plotearía (Ts – To)2 Vs X2. El valor de To

es tomado del diagrama de Wadati.

La primera selección de datos para hallar la relación Vp/Vs se hizo para sismos

que presentaran al menos 7 fases (P y S) leídas, quedando 134 eventos con

los cuales se podría trabajar. La segunda selección tuvo en cuenta a los

eventos con buenas lecturas de P y S, lo cual puede verificarse mediante un

factor de correlación lineal (r2) aceptable obtenido a partir de la regresión lineal


65

aplicada a la nube de puntos en el diagrama de Wadati. La última selección

realizada probablemente introduce una ligera dependencia del modelo original

(ASW), es decir, no se tuvieron en cuenta aquellos sismos cuyo tiempo de

origen (To) calculado con el diagrama de Wadati, no concordara con el tiempo

de origen calculado por el programa Hypo71 (Lee y Lahr, 1975; modificado por

J.Frechet y J.P.Glot, 1984), para esto se consideró aceptable una diferencia de

dos segundos como máximo, debido a que si la diferencia es grande, el sismo

probablemente no se encuentre bien localizado, su distancia epicentral a las

estaciones tendría errores y por lo tanto no sería aplicable el método de

Riznichenko. Las diferencias sistemáticas entre el tiempo de origen calculado

con el Wadati y el calculado por el programa Hypo71 se deberían a

inexactitudes en el modelo de velocidades original. Con esta última selección,

quedaron 58 sismos, con datos confiables para el cálculo del modelo de

velocidades.

Una vez obtenida una población de datos bastante restringida se procedió a

calcular la relación Vp/Vs mediante cada uno de los métodos expuestos

anteriormente. Con el primer y tercer método no había una tendencia única u

homogénea de los valores de Vp/Vs para cada evento, por lo que se

organizaron dichos valores en un polígono de frecuencias (histograma) según

los valores Vp/Vs encontrados (tablas 16 y 17).

Tabla 16. Número de eventos que presentaron un determinado valor de Vp/Vs calculados según el método de Wadati (valores del polígono de frecuencias). En negrilla se resaltan los picos máximos.

Valores de Vp/Vs

1.3

1.4

1.5

1.6

1.7

1.8

1.9

2.0

2.1

2.2

2.3

2.4

2.5

2.6

Número de

eventos

3

4

10

6

7

7

7

6

1

0

2

3

1

1

Tabla 17. Número de eventos que presentaron un determinado valor de Vp/Vs calculados según el método de Riznichenko (valores del polígono de frecuencias). En negrilla se resaltan los picos máximos.

Valores deVp/Vs

1.3

1.4

1.5

1.6

1.7

1.8

1.9

2.0

2.1

2.2

2.3

2.4

2.5

2.7

3.3

4.1

Número de

eventos

2

7

3

10

3

13

4

1

4

2

3

1

1

1

2

1


66

Como puede observarse en la tabla 16, hay una distribución de carácter

bimodal, presentando dos picos máximos uno alrededor de un Vp/Vs de 1.5, y

otro de 2.4. Debido a que el número de eventos alrededor del segundo

máximo es menor a 3, dichos datos se descartan para hallar la media

aritmética correspondiente a los valores comprendidos entre los Vp/Vs de 1.3 a

2.2, la cual es de 1.65. En la tabla 17 se puede observar una distribución de

carácter multimodal con máximos alrededor de un Vp/Vs de 1.4, 1.6, 1.8, 2.1,

2.3 y 3.3, pero debido a que la distribución hasta el tercer pico y el valle antes

del cuarto pico presenta una tendencia sesgada hacia la izquierda con los

mayores valores, hasta este punto se toma el rango para hallar la media

aritmética, la cual es de 1.65. Por último, mediante la técnica de Chatelain se encuentra un Vp/Vs de 1.6

(fig.37). Finalmente se descarta dicho dato debido a que un Vp/Vs de 1.65 es

el valor que satisface los métodos de Wadati y Riznichenko.

Figura 37. Diagrama de Chatelain (Chatelain, 1978) Tp-Tp vs Ts-Ts. La pendiente de la recta de regresión lineal es igual a Vp/Vs=1.6. El factor de correlación lineal (r2) de la recta es de 0.9. 3.2.2 Determinación de la velocidad de ondas P (Vp) Para hallar el Vp de una región, se puede utilizar el método de Riznichenko

(1958), mediante el cual podemos obtener una profundidad focal Z para cada

sismo conociendo previamente el Tz (tiempo de viaje vertical de la onda

sísmica desde el hipocentro al epicentro) y el Vp. Una variante a este método

es usando el Ts -Tp con la cual se puede calcular otra Z, en la cual no se usa

0

2

4

6

8

10

12

14

0 1 2 3 4 5 6 7 8

Tp-p (seg)

Ts-s

(seg

)

Vp/Vs = 1.6r = 0.92


67

To, para ello se plotea (Ts-Tp)2 Vs X2, dando como resultado una nube de

puntos que pueden ser aproximados a una línea recta mediante mínimos

cuadrados. Dicha relación lineal es:

(3.4) (Ts – Tp)2 = Z2 (1/Vs – 1/Vp) + X2 (1/Vs – 1/Vp)

De esta manera, para los 58 eventos se calcularon dos Z y un Vp de acuerdo al

método de Riznichenko y luego se procedió a plotear el Vp. Vs cada Z con el

fin de encontrar alguna relación de Vp en función de Z, pero

desafortunadamente se notó una fuerte dispersión de puntos entre 0 y 10 Km

de profundidad sin ninguna tendencia o aglomeración preferencial respecto a

los Vp resultantes. La dispersión de puntos puede ser debida a dos razones

importantes: (a) arribos de P y S pocos claros debido a la presencia constante

de tremor de fondo, por lo cual a pesar de la buena selección hecha

previamente, no se tienen Tp y Ts claros para un buen control en la

profundidad (Z), (b) la introducción del valor X, ya que este valor depende

directamente de lo arrojado por el modelo de velocidades original, lo cual

estaría arrojando inexactitudes en la Z encontrada. Para evitar esto, lo óptimo

sería tomar este valor directamente de explosiones controladas.

Por las anteriores razones, se procedió a buscar un modelo de velocidades que

satisficiera los datos, independientemente de cualquier variable que tenga

relación con el modelo original. Para ello se usó el programa Hypo71 en el cual

se introdujo un modelo de una sola capa (entre 0 y 50 km de profundidad) cuyo

nivel de referencia fue tomado a los 4050 msnm (altura de la estación más alta

del Volcán Tungurahua). Establecida esta primera parte, los datos de entrada

al programa Hypo71 correspondieron a los 134 eventos que poseían un

número de fases mayor o igual a 7, los cuales posteriormente fueron

localizados con un modelo de una sola capa cuyo Vp/Vs es de 1.65 y un Vp

variando entre 0.1 y 5 Km/s con intervalos de 0.1 km/s. Debido a que los

resultados por cada Vp establecido en cada uno de los 50 modelos de prueba

arrojaron localizaciones, ERH (error horizontal), ERZ (error vertical) y RMS

(error medio cuadrático) diferentes, se realizó una nueva selección de los datos

de entrada, que consistía en eliminar aquellos eventos que arrojaron valores


68

extremos (muy altos) de ERH, ERZ y RMS de manera simultánea en todos los

modelos de prueba con el fin tener una muestra homogénea sobre la cual

realizar las comparaciones posteriores. Finalmente, quedaron 78 eventos

(Anexo B) para cada modelo prueba con los cuales se realizaron promedios de

ERH, ERZ y RMS respectivamente a partir de todos los eventos en cada uno

de los modelos de ensayo (fig 38).

Figura 38. Valores promedio de ERH, ERZ y RMS obtenidos a partir de los 78 mejores eventos reprocesados con un modelo de velocidades de una sola capa cuya Vp varía entre 0.1 y 5 km/s con un intervalo de 0.1 km/s: (a) Variación del error horizontal (ERH) respecto a cada Vp prueba, (b) Variación del error vertical (ERZ) respecto a cada Vp prueba, (c) Variación del error medio cuadrático (RMS) respecto a cada Vp prueba, (d) Variación de la suma del ERH, ERZ y RMS respecto a cada Vp prueba. Las flechas indican los valores más pequeños en la curva correspondientes a los Vp de 2.3 y 2.9 km/s. Nótese que se muestran los puntos de cada prueba de ensayo y error.

Como resultado por cada Vp prueba se tenía un valor de ERH, ERZ y RMS

promedios (Tabla 1.0 en Anexo B). El punto mínimo en cada curva resultante

debería indicar el valor de Vp más conveniente para seleccionar, sin embargo

por cada curva había un valor mínimo que correspondía a un valor de Vp

diferente de una curva respecto a otra, por lo cual se sumaron los tres

parámetros (ERH, ERZ y RMS) en una sola curva obteniendo dos picos

mínimos uno en un Vp de 2.3 km/s y otro en 2.9 km/s (fig. 38).

Debido a los anteriores resultados existían dos alternativas para identificar cuál

era el mejor Vp, una era tomar una población de datos más pequeña y con

mejores errores estadísticos (ERH, ERZ y RMS) en donde la suma de cada

error estadístico estuviera de acuerdo a un peso según el resultado de la

2.3 2.9

0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0

Vp de prueba (km/s)

0.0

1.0

2.0

3.0

Sum

a de

ER

H E

RZ

y R

MS

0.0

0.5

1.0

ER

Hno

rmal

izad

o

(a)

(b)

(c)

(d)

0.0

0.5

1.0

ER

Zno

rmal

izad

o

0.0

0.5

1.0

RM

Sno

rmal

izad

o


69

localización de un sismo, es decir que a cada error estadístico se le asignó un

porcentaje dentro de la suma total que correspondía a un 80% del RMS, 10%

del ERH y 10% del ERZ, ya que la interpretación estadística de los errores

estándar (ERH y ERZ) envuelve asunciones que no pueden satisfacer la

localización de los sismos, por lo tanto no representarían los límites reales de

error (Lee y Valdes, 1985). La otra alternativa era construir el modelo de

velocidades a partir de ambos Vp. Finalmente, se procedió a realizar estas dos

alternativas, encontrándose que el mejor Vp fue de 2.3 km/s. Esto se explicará

más adelante, cuando se realice la comparación entre el modelo original (ASW)

y los modelos de capas resultantes a partir de un Vp de 2.3 km/s y un Vp de

2.9 km/s. Para la primera alternativa se realizó una nueva selección tomando

los mejores 38 eventos a partir de la población de 78 eventos mencionada

anteriormente encontrándose en la curva resultante de la suma del ERH, ERZ y

RMS que el mejor Vp era de 2.3 km/s (fig. 39 y Tabla 2 en Anexo B). Como el

dato de Vp obtenido se considera que es un Vp medio y se supone que Vp

varía con la profundidad, el Vp medio puede ser repartido en un número

determinado de capas (de acuerdo con la geología) con el fin de obtener las

velocidades correspondientes a dichas capas.

Figura 39. Valores promedio de ERH, ERZ y RMS obtenidos a partir de los 38 mejores eventos reprocesados con un modelo de velocidades de una sola capa cuyo Vp varía entre 0.1 y 5 km/s con un intervalo de 0.1 km/s: (a) Variación del error horizontal (ERH) respecto a cada Vp prueba, (b) Variación del error vertical (ERZ) respecto a cada Vp prueba, (c) Variación del error medio cuadrático (RMS) respecto a cada Vp prueba, (d) Variación de la suma del ERH, ERZ y RMS respecto a cada Vp prueba, (e) Variación de la suma del 10% del ERH, 10% de ERZ y 80% de RMS. La flecha indica el valor más pequeño en la curva correspondientes a un Vp de 2.3 km/s. Nótese que se muestran los puntos de cada prueba de ensayo y error.

0.0

0.5

1.0

ER

Hno

rmal

izad

o

0.0

0.5

1.0

ER

Zno

rmal

izad

o

(a)

(b)

(c)

(d)0.0

0.5

1.0

RM

S

norm

aliz

ado

0.0

1.0

2.0

3.0

Sum

a (E

RH

, E

RZ,

RM

S)

2.3

0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0 4.5 5.0

Vp de prueba (km/s)

0.0

0.5

1.0

Su

ma

(10%

ER

H,

10%

ER

Z, 8

0% R

MS) (e)


70

3.2.3 Determinación de los límites de capa del modelo de velocidades El Vp medio se distribuyó en dos capas y un semi-espacio. La primera capa va

desde el nivel de referencia hasta 1.5 km de profundidad, límite donde se

encuentra el basamento (comm. pers. Hall, M.) y el límite de la segunda capa

se fija en 5.5 km de profundidad, en donde se observa una fuerte dispersión en

los datos. La profundidad media (Zmed) de los datos con los que fue hallado

Vp medio es 7 km en donde la dispersión de los datos es total. De esta

manera se tiene que el tiempo medio de viaje de la onda P (Tmed) de un sismo

que se encuentra a 7 km de profundidad, será igual al tiempo de viaje T2

empleado para ir desde los 7 km de profundidad, hasta el límite de la primera

capa, más, el tiempo de viaje para ir desde allí hasta la superficie (T1). Con los

datos anteriores y sabiendo que la velocidad del basamento (V2) corresponde a

la Vp en los esquistos la cual varía entre 2.3 a 4.5 km/s (Dobrin, 1976), se

puede resolver la ecuación (3.9) para hallar los datos de entrada V1 y V2

necesarios para cada prueba de ensayo y error.

(3.8) Tmed = T1 + T2 y de (1) se puede deducir:

(3.9) Zmed / Vp medio = X1/ V1 + X2/V2

Donde: Zmed = 7, Vpmedio = 2.3, X1 = 1.5, X2 = 5.5, V2 = 2.3, 2.4, ... , 4.5 y V1

sería la variable incógnita a despejar de la ecuación (3.9).

Una vez conocidos los datos de V1 y V2, se procedió a buscar la mejor prueba

de errores medios (ERH, ERZ y RMS) para el primer modelo (modelo 1), a

partir de la misma población inicial con que se halló el Vp medio (134 datos), de

los cuales se tomaron las 54 mejores soluciones de manera simultánea para

todas las pruebas, encontrándose un V1 de 1.78 y V2 de 2.5 km/s (fig. 40 y

tabla 3 en Anexo B). Igualmente, se hizo pruebas de ensayo y error para

encontrar V1 y V2 para un segundo modelo (modelo 2) de dos capas a partir de

un Vp medio de 2.9 encontrándose que V1 y V2 presentaban el mismo Vp de

2.9 km/s. Finalmente como a partir de los 7 y 10 km de profundidad no se tiene

más datos para el primero y segundo modelo respectivamente se estableció el

modelo Apriori 1D (Bernal, 1996) que es un modelo de velocidades regional


71

para el Ecuador igualmente hallado con los errores mínimos de localización.

De esta manera se tienen dos modelos de capas y el modelo original (tabla 18):

Tabla 18. Modelos de velocidades: original y los dos obtenidos. Prof (km), Vp y Vs (Km/seg). Modelo original

Modelo 1 (definitivo)

Modelo 2

Prof Vp Vs Prof Vp Vs Prof Vp Vs 0 3.32 1.94 0 1.78 1.08 0 2.9 1.76 3 5.90 3.45 1.5 2.50 1.52 10 5.88 3.56 15 6.20 3.63 5.5 5.5 3.33 20 6.22 3.77 30 6.70 3.92 10 5.88 3.56 30 6.40 3.88 50 8.10 4.74 20 6.22 3.77 50 7.70 4.67 30 6.4 3.88 70 8.40 5.09 50 7.70 4.67 100 8.80 5.33 70 8.4 5.09 100 8.8 5.33

Figura 40. Valores promedio de ERH, ERZ y RMS obtenidos a partir de los 54 mejores eventos reprocesados con un modelo de velocidades de dos capas cuya Vp en la primera capa varía entre 0.82 a 2.3 km/s y la Vp en la segunda capa varía entre 2.3 y 4.5 km/s con un intervalo de 0.1 km/s: (a) Variación del error horizontal (ERH) respecto a cada Vp prueba, (b) Variación del error vertical (ERZ) respecto a cada Vp prueba, (c) Variación del error medio cuadrático (RMS) respecto a cada Vp prueba, (d) Variación de la suma del ERH, ERZ y RMS respecto a cada Vp prueba, (e) Variación de la suma del 10% del ERH, 10% de ERZ y 80% de RMS. La flecha indica el valor más pequeño en la curva correspondiente a un Vp de 1.78 y 2.5 km/s para las dos primeras capas.

Vp de prueba para las dos primeras capas (km/s)

0.0

0.5

1.0

Su

ma

(10%

ER

H,

10%

ER

Z,80

% R

MS)

0.82 4.50

(a)

(b)

(c)

(d)

(e)

0.0

1.0

2.0

3.0

Sum

a (E

RH

, E

RZ,

RM

S)

V1=1.78V2=2.50

1.782.50

0.85 4.30

0.88 4.10

0.923.90

0.96 3.70

1.02 3.50

1.09 3.30

1.183.10

1.312.90

1.492.70

2.302.30

0.0

0.5

1.0

ER

Hno

rmal

izad

o

0.0

0.5

1.0

ER

Zno

rmal

izad

o

0.0

0.5

1.0

RM

S

norm

aliz

ado


72

3.2.4 Comparación de los modelos de velocidades

Con el fin de comparar estos 3 modelos se realizó un histograma que muestra

las calidades de las soluciones hipocentrales para los 1075 eventos localizados

(desde Octubre de 1994 hasta Septiembre de 1999) con la subred del

Tungurahua y procesados con cada uno de los modelos de velocidades (fig

41). Las calidades mostradas aquí (tabla 19) están relacionadas con los

errores estadísticos (Qs) y a su vez con la distribución de estaciones (Qd).

Figura 41. Porcentaje de eventos con calidad A, B, C y D para el modelo original ASW y los dos modelos de capas hallados. Tabla 19. Calidad de la solución del hipocentro (Tomado de Lee y Valdes, 1985)

Qs RMS (Seg) ERH (km) ERZ (km) A <0.15 ≤ 1.0 ≤ 2.0 B <0.30 ≤ 2.5 ≤ 5.0 C <0.50 ≤ 5.0 D Otros

Qd NO GAP DMIN A ≥ 6 ≤ 90 ≤ 5 B ≥ 6 ≤ 135 ≤ 10 C ≥ 6 ≤ 180 ≤ 50 D Otros

Como puede observarse en la tabla 19, el modelo 1 presenta las mejores

calidades (Qs) respecto a los otros dos (el ASW y el modelo 2), con lo cual

queda concluida la segunda alternativa planteada en la fase inicial de la

selección del Vp. Es importante añadir, que la incertidumbre en los arribos de

las lecturas P y S, el ángulo de cobertura (Gap) y el número de fases (NO) son

parámetros que igualmente influyen en la calidad de la solución, ya que si solo

se tiene en cuenta el Qs se tienen más datos de calidad A y B (tabla 20). Un

detalle apreciable en la relocalización de eventos con el modelo 1 es que los

hipocentros se agrupan más hacia el centro de la red (menores Gaps) y las

��

��

��

��

��

��

��

��

��

��0.1

12.9

24.0

63.0

0.0

8.4

23.1

68.6

0.0

7.4

20.6

72.0

0

10

20

30

40

50

60

70

80

A B C DCalidad del sismo (Qd)

Porc

enta

je d

e ev

ento

s

��Modelo 1

��modelo 2��

modelo Asw


73

soluciones hipocentrales son menos dispersas (fig. 42), de la misma forma

como se ha observado en otros estudios al momento de ensayar diferentes

modelos de velocidades de tal forma que el mejoramiento de las localizaciones

hipocentrales es aparente cuando el modelo de velocidades usado es mucho

más constreñido (Chiu et al., 1997).

Tabla 20. Porcentaje de eventos con calidades Qs para los diferentes modelos Qs ASW Modelo 1 Modelo 2 A 23.07 36.56 32.09 B 24.37 38.14 26.23 C 23.07 18.56 23.53 D 29.49 6.74 18.14

Figura 42. Eventos localizados desde Octubre de 1994 hasta Septiembre de 1999, mediante: (a) Modelo ASW, (b) Modelo de capas 1 (Definitivo), (c) Modelo de capas 2. 3.3 ANÁLISIS DE ERROR DE LAS LOCALIZACIONES Aunque el nuevo modelo de velocidades disminuyó los errores estadísticos,

puede observarse que la mayor parte de los eventos presentan errores

horizontales y verticales alrededor de 200 m (fig 43-a) y Rms entre 0.1 y 0.2

seg (fig 43-b). Por otra parte, persiste un alto porcentaje de eventos que

presentan errores y Rms mayores o iguales a 5 km y 1 seg respectivamente.

Dicho porcentaje factiblemente se da por el difícil y escaso número de lecturas

de fases, la configuración espacial de la red y por tratarse de un medio

heterogéneo.

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4 PRO

FUN

DID

AD

(Km

)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4 PRO

FUN

DID

AD

(Km

)

(a) (b)

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4 PRO

FUN

DID

AD

(Km

)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

(c)

��

��

LATI

TUD

0%50%

100%

��LONGITUD

0%

50%

100%

��

��

��

0%50%

100%

��

��

��

��

LONGITUD

0%

50%

100%

��

��

��

LATI

TUD

0%50%

100%

��

0%50%

100%

��

LONGITUD

0%

50%

100%

��

LATI

TUD

0%50%

100%

��

0%50%

100%


74

Figura 43-a. Porcentaje de eventos de acuerdo con los errores horizontales y verticales para todos los eventos localizados. 43-b Porcentaje de eventos de acuerdo con el Rms para todos los eventos localizados. 3.3.1 Disminución de los errores estadísticos

A pesar de que el nuevo modelo de velocidades arrojó mejores errores

estadísticos, se estudió la manera de disminuirlos más y una de ellas podría

ser cambiando los pesos que asigna el lector a los tiempos de arribo (tabla 21).

Este tipo de metodología ha sido aplicada sobre datos de otros volcanes,

obteniendo buenos resultados (com. pers. Guillier, B. y Ruiz, M.). Lo que se

pretende esclarecer al desarrollar esta metodología es indagar en la

confiabilidad del método, intentando observar la “sensibildad” de la localización

ante este parámetro (el peso) que ingresa el usuario. Es importante recalcar

que, dependiendo los resultados que se obtengan, esta metodología podría ser

acogida en el presente estudio, puesto que lo que se intenta es cambiar el

criterio que tiene el usuario y no los datos en sí, pues estos son la realidad.

Los pesos juegan un papel importante en el momento de realizarse el algoritmo

de localización en el Hypo71, es decir que los pesos que introduce el usuario

0

5

10

15

20

25

0.0-

0.2

0.2-

0.4

0.4-

0.6

0.6-

0.8

0.8-

1.0

1.0-

1.2

1.2-

1.4

1.4-

1.6

1.6-

1.8

1.8-

2.0

2.0-

2.2

2.2-

2.4

2.4-

2.6

2.6-

2.8

2.8-

3.0

3.0-

3.2

3.2-

3.4

3.4-

3.6

3.6-

3.8

3.8-

4.0

4.0-

4.2

4.2-

4.4

4.4-

4.6

4.6-

4.8

4.8-

5.0

>=5

Intervalo de clase

porc

enta

je d

e nú

mer

o de

eve

ntos

Error horizontal (ERH)Error vertical (ERZ)

0

5

10

15

20

25

30

35

0.0-

0.1

0.1-

0.2

0.2-

0.3

0.3-

0.4

0.4-

0.5

0.5-

0.6

0.6-

0.7

0.7-

0.8

0.8-

0.9

0.9-

1.0

>=1

Intervalo de clase

Porc

enta

je d

e nú

mer

o de

eve

ntos

(a)

(b)


75

son empleados por el Hypo71 para determinar un peso llamémoslo real que

resulta de la combinación entre el peso del usuario (que va de 0 a 4) y otros

criterios internos del Hypo71 (la estación más cercana al epicentro por ejemplo,

tiende a tener mayor “fuerza” o en su defecto contribuir a un mayor peso real).

Vale la pena anotar que el Rms en el Hypo71 es el valor obtenido al sacar raíz

de la suma de los cuadrados de los residuos y dividirla por el número de fases,

pero esos residuos corresponden al residuo en cada estación multiplicado por

el peso real, de esta manera es posible mejorar tanto el RMS como los errores

horizontales y verticales de la solución, únicamente cambiando los pesos que

introduce el usuario.

Tabla 21. Peso asignado a una fase de lectura por parte del usuario Peso cualificación

0 Arribo de la fase excelente 1 arribo de la fase bueno 2 arribo de la fase regular 3 arribo de la fase malo 4 No se toma en cuenta la fase

Mediante el programa Pesos71 (Villagómez, 1999; modificado por Villagómez y

Molina, 1999) se efectuaron todos los cambios de pesos para cada lectura de P

y S. La metodología que utiliza el programa al interactuar con el HYPO71 es

iterar todos los pesos (de 0 a 4) posibles para una lectura de P y/o S en

determinada estación y para todas las estaciones, y con ello se tiene 4 veces el

número de estaciones más dos en número total de combinaciones posibles. La

manera de seleccionar la mejor solución resultante de todas las combinaciones

posibles es a partir de los menores errores estadísticos, de acuerdo con unas

ecuaciones creadas (Villagómez, 1999; modificado por Villagómez y Molina,

1999) en las que combinan los 3 parámetros (ERH, ERZ y RMS) así:

(3.10) Rs= [(erz-erzmin)*2 + (erh-erhmin)]/50

(3.11) Rs= Rs*0.50 + [(RMS*0.80+erh*0.10+erz*0.10)]*0.50

Donde: Rs es el valor final a partir del cual se selecciona la mejor solución, erh

y erz es el error horizontal y vertical dado por cada solución de prueba, erhmin


y erzmin son los errores horizontal y vertical mínimos encontrados del número

total de combinaciones.

La solución escogida es la que tenga el menor Rs y el mayor número de fases,

es decir si por ejemplo se tienen 2 pruebas resultantes muy similares, así:

Tabla 22. Ejemplo teórico de los resultados de las pruebas . PRUEBA ERH ERZ RMS NO RS

1 0.80 1.10 0.50 6 0.2955 2 0.75 1.10 0.50 5 0.2925

En este caso el menor Rs es para la prueba 2, pero sin embargo el número de

fases (NO) no supera el de la prueba 1 por lo cual la prueba final a escoger es

la 1. Si se hubiese dado el caso en que el Rs de la prueba 1 superara el 50%

del valor de Rs para la prueba 2, esta última hubiera sido seleccionada sin

importar el número de fases. De las 6052 lecturas de fases P leídas el 68% de

los pesos no cambiaron, es decir que conservaron el peso asignado por el

usuario, igualmente de las 2807 fases S leídas el 72% de pesos no cambiaron

(fig 44-a). En la figura 44-b se puede observar los pesos que no cambiaron

discretizados por el peso asignado inicialmente. De las fases P y S que

cambiaron su peso original, los principales cambios se dieron para aquellas

fases P y S que tenían un peso de 2 originalmente (fig. 45).

Figura 44. Porcentaje de fases P y S cuyo peso original (asignad(a) Porcentaje total de pesos asignados a las fases P y S que no clecturas que con determinado peso asignado inicialmente permanec

72

64

52

82

72

100

71 69

74 74

0

20

40

60

80

100

120

0-0 1-1 2-2 3-3 4-4Pesos

% d

e le

ctur

as q

ue n

o ca

mbi

aron

aaa

Fases PFases S

(b)

76

o por el usuario) no cambió: ambiaron, (b) Porcentaje de ieron igual.


77

Figura 45. Porcentaje de fases P y S cuyo peso original (asignado por el usuario) cambió: (a) Porcentaje total de pesos asignados a las fases P y S que cambiaron, (b) Porcentaje de lecturas que con determinado peso asignado inicialmente cambiaron.

Igualmente, en la figura 45, se pueden notar varios cambios en los que algunos

pesos son cambiados drásticamente como lo es el caso en que el 14% de las

fases P con peso 4 cambiaron a peso 0, o incluso algunos pesos fueron

reincorporados como lo es el caso del 6% de las fases P que tenía peso 4

cambiaron a peso 0. Estos dos cambios a pesar de que mejoraron los errores

estadísticos, no se pueden concebir como acertados, pues cuando un usuario

asigna un peso de 4 la fase no debe ser clara y difícilmente puede asignársele

un peso de 0, como fue el resultado en este caso. De manera similar ocurren

cambios en los pesos de las fases S. Debido a los resultados anteriores, los

cambios de pesos efectuados en el presente análisis solo son expuestos más

no aplicados en el presente trabajo.

Para visualizar la disminución en los errores estadísticos, se graficó el valor

promedio de cada error de acuerdo con intervalos de clase según las

soluciones resultantes. En todas las curvas que representan los valores

medios de los errores estadísticos sin ningún proceso de corrección se

encuentran por encima (con valores mayores) de aquellas que muestran el

proceso de corrección con el cambio de pesos (fig 46).

5 5

12

6

11

5

11

9

18

7

10

13

0

6

3

9

6

5

3

0 0 0 0 0

11

13

5

1

10

12

9

0

12

4

9

1

12

6

7

14

0

5

10

15

20

0-1

0-2

0-3

0-4

1-0

1-2

1-3

1-4

2-0

2-1

2-3

2-4

3-0

3-1

3-2

3-4

4-0

4-1

4-2

4-3

Cambio de Peso

% d

e le

ctur

as q

ue c

ambi

aron

aaaa

Fases PFases S

(b)


78

Figura 46. Valores promedios de los errores estadísticos según intervalos de clase determinados, para soluciones sin corrección de fases y con corrección de fases.

A pesar de que los errores estadísticos disminuyeron satisfactoriamente, los

hipocentros de los eventos corregidos tendieron a dispersarse (fig. 47) un poco

respecto al centro de la red con una tendencia más bien aleatoria.

Figura 47. Comparación entre los hipocentros de los 1075 eventos localizados con la red sísmica del Tungurahua: (a) Eventos sin cambio de pesos, (b) Eventos con cambios de pesos.

3.4 ANÁLISIS DE ERROR DEL MODELO DE VELOCIDADES Y DE LA RED SISMOLÓGICA

Mediante el programa Locteo (Acevedo, 1988) se realizó una inversión de los

tiempos de viaje teóricos de sismos localizados hipotéticamente en una malla

de 252 epicentros espaciados regularmente cada 0.01° entre las coordenadas

1.53°, 1.32° S y 78.51, 78.39 W (fig 48).

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

0 a 2km 2 a 4 km 4 a 6 km

Intervalo de RMS

Erro

res

med

ios(

erh,

erz)

0

2

4

6

8

100 a 2km 2 a 4 km 4 a 6 km 6 a 8 km 8 a 10 km

Intervalo de errores (ERH, ERZ)

Rm

s m

edio

rms sin correcionrms con correciónerh sin correcionerh corregidoerz sin correcciónerz corregido

0 a 0.5 seg 0.5 a 1 seg 1 a 2 seg

��LONGITUD

0%

50%

100%

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4 PROFUNDIDAD (Km

)

(a) (b)

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4 PROFUNDIDAD (Km

)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

��

��

��

LATI

TUD

0%50%

100%

��

��

0%50%

100%

��

��

��

LATI

TUD

0%50%

100%

��LONGITUD

0%

50%

100%

��

0%50%

100%


79

Figura 48. Malla de epicentro teóricos. Los diamantes más grandes son los epicentros seleccionados para estudiar la variación del ERH, ERZ y RMS respecto a la profundidad, obsérvese que cada uno tiene un color y es el mismo utilizado para las figuras 49 y 51. Los triángulos señalan la ubicación de cada estación. A su vez se evaluaron mallas sucesivas separadas entre sí cada 0.2 km entre 0

y 10 km de profundidad. Con base en la ley de Snell, el programa calcula los

arribos teóricos a cada estación y luego mediante interacción con el Hypo71, se

calcula un nuevo hipocentro que posee información útil (errores estadísticos)

para evaluar el modelo de velocidades y la configuración de la red sísmica

actual del Volcán Tungurahua (sin la estación de Chi1).

3.4.1 Variación del ERH, ERZ y RMS respecto a la profundidad La variación promedio del ERH y ERZ aumenta conforme incrementa la

profundidad, ello también fue observado para epicentros individuales (fig 49).

Figura 49. Variación del ERH y ERZ respecto a la profundidad: (a) Variación del ERH promedio de todos los eventos en cada malla de epicentros y para eventos individuales, (b) Variación del ERZ para eventos individuales; no se plotea el promedio pues no permitió observar la variación de sismos individuales.

-1.54

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.38

-1.36

-1.34

-1.32

-1.30-78.51 -78.50 -78.49 -78.48 -78.47 -78.46 -78.45 -78.44 -78.43 -78.42 -78.41 -78.40 -78.39 -78.38

LONGITUD

LATI

TUD

Ara2

Cusu

Mson

Pata

Retu

Run2

Run3

Suiza

Ulba

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0Erh

Prof

undi

dad

(km

)

-1.42/-78.42 -1.42/-78.48 -1.47/-78.39 -1.47/-78.42-1.47/-78.45 -1.52/-78.48 -1.42/-78.5 Promedio total

CAPA 1

CAPA 2

CAPA 3

(a)

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0Erz

Prof

undi

dad

(Km

)

-1.42/-78.5 -1.42/-78.42 -1.42/-78.48 -1.47/-78.39-1.47/-78.42 -1.47/-78.45 -1.52/-78.48

CAPA 1

CAPA 2

CAPA 3

(b)


80

La variación del ERH y ERZ puede ser explicada por la incertidumbre en

distancia a cada estación debida a errores de lectura (calculados en este caso

por el programa) y a inexactitudes en el modelo de

velocidades. Lo anterior es más fácilmente visualizado

con el experimento de dos cuerdas (fig 50) unidas a dos

estaciones adyacentes. Las cuerdas representan rayos

sísmicos desde el sismo a cada estación. Dichos rayos

describen arcos (la curvatura de un frente de ondas) de tal

manera que en algún punto ambos arcos se interceptan.

Si cada cuerda se alarga determinada longitud, ya las

cuerdas describirían otro arco, lo cual unido al arco

anterior delimitarían un área de incertidumbre de

localización del sismo debida a errores de lectura y al

modelo. Ahora bien, si las cuerdas se estiran mucho más,

el área de intersección que definen ambas cuerdas es mucho más grande.

Esta zona de intersección representa el área de incertidumbre en la solución

debida a los errores, en este experimento se demuestra que la incertidumbre

incrementa con la distancia desde la red sísmica.

La variación del RMS promedio (y para sismos individuales) siguió un patrón en

el que dicho valor disminuía pasando por los límites de capa (fig 51). Este

patrón de varios mínimos en la curva de RMS es explicado mediante el

problema de MULTIPLES MINIMOS que presenta el Hypo71 en el momento de

buscar un RMS mínimo. Este problema se encuentra en el algoritmo que

establece un hipocentro de prueba inicial y luego otros hipocentros a los cuales

se les computa su solución en un proceso repetitivo que para cuando los

cambios se vuelven pequeños y por lo tanto se queda con este último

hipocentro, que podría converger a un mínimo local más que a un mínimo

global (Lahr, 1992). Debido a lo anterior, es necesario tener en cuenta que si el

programa de localización inicia con una prueba de localización (profundidad de

iteración) cerca a la superficie, en este caso la solución convergerá a un

mínimo superficial aunque el mínimo global sea más profundo, de ahí la

importancia de establecer varias profundidades de iteración dentro del

programa tal como se expondrá en un análisis posterior.

Estación X Estación y

Figura 50. Experimento decuerdas.


81

Figura 51. variación del RMS respecto a la profundidad para eventos individuales y para el promedio total de eventos por malla.

3.4.2 Variación del ERH, ERZ y RMS en planta

Según la resolución de la red sísmica del Tungurahua e implícitamente del

modelo de velocidades, se encontró que el ERH y ERZ (Anexo C) disminuyó

para epicentros ubicados directamente en el centro de la red (sin contar la

estación de Suiza), mientras que el cambio del RMS es mínimo en todas las

profundidades, siendo levemente variable de acuerdo a los límites de capa

como se explicó anteriormente. Dichas distribuciones se indican en la tabla 23.

Tabla 23. Rango de distribución de errores estadísticos para las diferente mallas de epicentros calculados

Rango de profundidad teórica (km) Rango de ERH calculado 0-3 0.0-0.6 4-6 0.6-1.0

9-10 1.0-2.0 Rango de profundidad teórica(km) Rango de ERZ calculado

0-5 0.2-0.6 6-8 0.2-0.4

8-10 1.0-2.0 Rango de profundidad teórica(km) Rango de RMS calculado

0 0.32-0.50 1-3 0.00-0.50

4-10 0.32-0.50 3.4.3 Variación de los epicentros y profundidades teóricas respecto a las

calculadas

Los vectores de desplazamiento que unen el epicentro teórico con el calculado

(Anexo D) son casi nulos hasta los 3 km de profundidad para el centro de la red

sísmica (sin contar Suiza). A partir de los 3 km dichos vectores se vuelven

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

0.20 0.25 0.30 0.35 0.40 0.45 0.50Rms

Prof

undi

dad

(Km

)

-1.42/-78.5 -1.42/-78.42 -1.42/-78.48-1.47/-78.39 -1.47/-78.42 -1.47/-78.45-1.52/-78.48 Promedio total del Rms

CAPA 1

CAPA 2

CAPA 3


82

notables en el borde de la red, presentando una dirección NW-SE en la parte

SE de la red y NS a SW en la parte SW de la misma. En los alrededores de la

estación de Suiza ocurre una especie de efecto “remolino”, en donde los

vectores toman múltiples direcciones y en el camino entre la estación de Run2

y Suiza (entre las latitudes de 1.35 a 1.4°) los vectores son muy pequeños

tomando una dirección NW y NE y algunas veces NEE (estas dos últimas

direcciones se presentan hacia el este de los 78.42°). Por otra parte, respecto

a la variación hipocentral (Anexo E) hay una fuerte tendencia de los

hipocentros a quedar atrapados en los límites de capa, sobretodo a partir de los

6 km de profundidad. En general, la mayoría de eventos se profundizaron y

sólo un escaso porcentaje de eventos localizados entre 0 y 5 Km de

profundidad (teórica) no cambiaron (Fig 52).

Figura 52. Porcentaje de eventos que cambiaron su profundidad respecto a la teórica. Cada color representa una profundidad teórica y las flechas indican el porcentaje máximo de cambio para cada profundidad teórica. 3.5 ESTUDIO DE DIFERENTES CONFIGURACIONES DE REDES

SÍSMICAS PARA EL VOLCÁN TUNGURAHUA La confiabilidad de una red es crucial para cualquier estudio de sismicidad.

Peters y Crosson (1972) y posteriormente Uhrhamer (1980) analizaron el grado

de confiabilidad de una red en función de la configuración geométrica de la

misma. Novelo-Casanova et al. (1984), analizaron la resolución de la red

sísmica del Instituto Geofísico de Hawaii (IG) instalada en la zona del sismo de

Petlatan, en la cual encontraron que el ERH, debido solamente a la disposición

de la red era aproximadamente de 1.5 a 2.5 km en la zona epicentral. Con este

43.65

15.48

45.24

53.57

48.0246.03

26.98

21.0323.81

32.54

36.90

0

10

20

30

40

50

60

0.00

-0.1

00.

10-0

.20

0.20

-0.3

00.

30-0

.40

0.40

-0.5

00.

50-0

.60

0.60

-0.7

00.

70-0

.80

0.80

-0.9

00.

90-1

.00

1.00

-1.2

01.

20-2

.00

2.00

-3.0

03.

00-4

.00

4.00

-5.0

05.

00-6

.00

6.00

-7.0

07.

00-8

.00

8.00

-9.0

09.

00-1

0.0

10.0

-11.

011

.0-1

2.0

12.0

-13.

013

.0-1

4.0

14.0

-15.

0

Intervalo de profundidad calculada (km)

% d

e ev

ento

s

0 Km 1 km 2 km 3 km 4 km 5 km 6 km 7 km 8 km 9 km 10 km


83

propósito, se estudiaron únicamente 3 casos y/o modificaciones para la red

sísmica actual del Tungurahua: (1) La red sísmica actual y con una estación

teórica en la cumbre (2) La red sísmica actual sin la estación de Suiza (una de

las estaciones más lejanas), (3) La red sísmica actual sin la estación de Suiza y

con una estación teórica en la cumbre. Estos 3 casos emplearon el modelo de

capas obtenido y además tuvo en cuenta únicamente los eventos ubicados

entre las latitudes -1.53 y -1.38; longitudes -78.53 y -78.38. Adicionalmente, se

muestra el análisis para el semi-espacio (Vp=2.3 km/s) y el modelo de capas

(ambos con la red sísmica actual).

La distribución hipocentral (Anexo F) en el semi-espacio (modelo de una

sola capa que va desde 0 a 50 km de profundidad con una Vp=2.3 km/s) es

monomial en un rango muy cercano a la profundidad teórica. Para los casos 1,

2 y 3 hay una influencia en los límites de capa, sobretodo para los casos 2 y 3,

y para el caso 1 después de los 8 km de profundidad. Se nota una mejoría en

el control hipocentral con una estación en la cumbre ya sea en los casos 1 ó 3.

La ausencia de la estación Suiza genera en su mayor parte un carácter

multimodal en la distribución hipocentral.

La variación del RMS (Anexo F) para los casos 1, 2 y 3 está entre 0.2 y 0.5

segundos, pero se observa una distribución más estrecha (menor número de

rangos) para el semi-espacio y los casos que contemplan una estación en la

cumbre (1 y 3). Comparando la criticidad de la estación Suiza para la red

sísmica actual se nota que la distribución de rangos de frecuencias máximas de

RMS se vuelve mucho mayor sin dicha estación o a veces iguales pero no

involucran un porcentaje mayor.

De manera general, la distribución y valores de ERH son mucho menores y se

reducen mucho más que los de ERZ. Para el semi-espacio la distribución de

errores es aproximadamente simétrica entre 0 y 2 km de error, aunque un

escaso porcentaje de ERZ mayor de 2 km es observado a 0 km de profundidad

teórica. Los casos 1 y 3 presentan un rango de distribución aproximadamente

bimodal (un rango alrededor de la profundidad teórica y otro ubicado en el

límite de la capa adyacente) del ERH y ERZ, además de ser los casos con


84

menores errores y frecuencias máximas de distribución mucho mayores dentro

del intervalo de 0 a 2 km de error. Para el caso 2 la distribución de errores

igualmente es bimodal pero abarca un mayor número de clases respecto a los

casos 1 y 3. Determinando que tan crítica es la estación de Suiza para la red

sísmica actual, se puede ver que sin ésta hay un mayor rango de valores de

ERH y ERZ, pero ello aún no responde qué tan crítico es tenerla;

probablemente la solución puede obedecer a un número de fases mucho

mayor, lo cual es necesario profundizar en estudios posteriores.

De acuerdo con los vectores de desplazamiento de los epicentros calculados

respecto a los teóricos (Anexo D) se notó que para el semi-espacio, estos

permanecieron casi nulos en todas las profundidades teóricas comprendidas

entre las latitudes –1.38 y –1.39, pero los vectores alrededor de la estación de

Suiza y en la parte SE y SW de la red son notorios. Para el caso 1, los

vectores son nulos en un gran porcentaje en todas las profundidades teóricas

pero siguen siendo notorios alrededor de Suiza y en la parte SE y SW de la

red, algo importante de ellos es que los vectores que se encuentran en dichas

zonas tienden a dirigirse hacia el centro de la red después de los 5 km de

profundidad, dicho efecto sería directamente relacionado con la estación en la

cumbre. Para el caso 2 los vectores se vuelven importantes en todas las

profundidades y hay un efecto más notorio alrededor de la estación de Suiza

hasta los 5 km de profundidad (los sismos son sacados fuera de la red),

mientras que después de los 6 km de profundidad los sismos son dirigidos

hacia el centro de la misma. Para el caso 3 la influencia de la estación en la

cumbre es muy similar al caso 2, las únicas diferencias son la aparición de

vectores en la parte norte de la red y que algunos sismos entre las latitudes -

1.38 y -1.45 se mueven.

Del análisis anterior se resume que la configuración que presentó los mejores

errores estadísticos y localizaciones hipocentrales respecto a las teóricas fue la

1. Ello quiere decir que una estación en la cumbre sería importante para el

control de la profundidad y por ende el mejoramiento de los errores

estadísticos. Por ejemplo, considere que hay un sismo en el centro de la red

sísmica del Volcán Tungurahua, a pesar de que las estaciones de la red se


encuentran entre los 2.4 y 4.1 km de altura, una estación

en la cumbre del volcán (a los 4.88 km de altura),

permitiría observar una mayor diferencia en los arribos de

las fases P (entre estaciones adyacentes). Este ejemplo

puede ser más fácilmente visualizado considerando un

sismo en el centro de un red sísmica circular (fig 53-a).

Obsérvese que el arribo de las fases P a las diferentes

estaciones es simultáneo a cualquier profundidad que se

encuentre el hipocentro (fig 53-b) por lo cual a pesar de

conocer el epicentro del sismo, el control en su

(a)

(b)
Figura 53. Variaciónentre el To y laprofundidad
85

profundidad no se encuentra constreñido. A medida que

la profundidad del sismo se incrementa el único efecto es que el tiempo de

origen (To) debe ser más remoto. Así que no hay información acerca del

tiempo de origen, ni control sobre la profundidad. Teóricamente, una lectura de

la fase S podría dar mejor constreñimiento sobre el tiempo de origen y por ende

la localización. Para el Tungurahua, el arribo teórico de la fase S fue usado

para el cálculo de la localización en las diferentes configuraciones de las redes.

La intervención de la fase S no influyó en la variación del hipocentro calculado

frente al teórico, pero en cambio, una estación en la cumbre fue importante

para disminuir dicha variación. Por otra parte, los límites de capas afectaron

los resultados hipocentrales, por lo cual, es necesario buscar una profundidad

confiable de los eventos sísmicos y la forma de hacerlo es cambiando la

profundidad de iteración en el programa Hypo71. Por ello, las localizaciones de

los eventos sísmicos del Tungurahua serán dadas de acuerdo a ello en los

siguientes resultados.

3.6 LOCALIZACIONES DE LOS EVENTOS SÍSMICOS DEL TUNGURAHUA De los 1075 eventos localizados entre Octubre de 1994 y Septiembre de 1999

únicamente 945 eventos corresponden a los eventos VT, LP y HB utilizados en

el presente estudio. Los criterios de selección para presentar las localizaciones

de cada familia de eventos variaron de acuerdo al tipo de datos que se tenía,

pero básicamente el criterio que se tuvo en cuenta fue tomar los eventos con

menor ERH, ERZ y RMS y mayor número total de fases (NO) (tabla 24). Luego


86

de tener estos datos en algunos casos se realizaron nuevos filtrados por

magnitudes.

Tabla 24. Criterios de selección utilizados para las localizaciones de los eventos sísmicos. FAMILIA DE EVENTOS

NUMERO DE DATOS

INICIALES

NO

ERH

ERZ

RMS

NUMERO DE DATOS

FINALES VTH 258 ≥ 5 ≤ 1 ≤ 1 ≤ 0.5 62 VTL 181 ≥ 5 ≤ 1 ≤ 1 ≤ 0.5 36

LP (flia. 1) 170 ≥ 5 ≤ 1 ≤ 1 ≤ 0.25 15 LP (flia. 2) 32 ≥ 5 ≤ 2 ≤ 2 ≤ 0.2 9 LP (flia. 3) 32 ≥ 4 ≤ 2 ≤ 2 ≤ 0.2 19 LP (flia. 4) 16 ≥ 5 ≤ 2 ≤ 2 ≤ 0.2 8

HB 256 ≥ 5 ≤ 1 ≤ 1 ≤ 0.5 47

Con este primer filtrado se tenía una base más depurada para presentar las

localizaciones cuyos promedios de lecturas de P y S fueron:

Tabla 25. Promedio de lectura de las fases P y S para cada familia de eventos.

FAMILIA LECTURA DE P LECTURA DE S VTH 3.90 3.20 VTL 3.83 2.59

LP (flia. 1) 5.20 1.10 LP (flia. 2) 5.22 0.56 LP (flia. 3) 4.11 1.00 LP (flia. 4) 5.25 2.38

HB 5.00 2.23 3.6.2 Eventos Volcano-tectónicos 3.6.2.1 Eventos VTH Estos eventos se localizaron entre 1 y 12 km bajo la cumbre (fig 54 y Anexo G).

La figura 54 muestra la distribución hipocentral de eventos según las

magnitudes. Ello simplemente reafirma que las localizaciones de los eventos

se encuentran en un rango de profundidad amplio. Esta observación es

importante hacerla pues en muchas ocasiones la distribución de hipocentros es

un artefacto causado por las dificultades progresivas en la correcta asignación

de los arribos de los eventos a medida que sus magnitudes se vuelven

pequeñas (Lahr et al., 1994).


87

Figura 54. Los mapas y secciones muestran las localizaciones para los diferentes rangos de magnitud (M): (a) M 0 a ≤1, (b) M 1 a ≤2, (c) M 2.a ≤ 3, (d)distribución de las frecuencias principales de los eventos en (b). La cruz señala el mejor evento localizado en cada rango de magnitud (Octubre de 1994 a Septiembre de 1999). Por otra parte, sabiendo el problema de los múltiples mínimos en las

localizaciones, fue necesario cambiar la profundidad de iteración en el Hypo71,

lo cual se hizo de 0 a 20 km de profundidad con intervalos de 1 km para cada

familia de eventos. Es decir que por cada evento iterado se tenían 21

soluciones posibles, de las cuales se escogió la mejor según el criterio

ascendente de: (1) Menor RMS, (2) Menor ERH y ERZ, (3) Menor Gap, y (4)

Menor Dmin (distancia epicentral (km) a la estación más cercana). De acuerdo

con lo anterior, las localizaciones de los eventos VTH relocalizados (fig 55)

cambiaron muy poco respecto a los datos originales. Un factor de correlación

lineal obtenido entre los datos originales y los iterados dieron como resultado

de: 0.99 para las profundidades, 0.99 para el ERH, 0.81para el ERZ, 0.98 para

el Rms y 0.99 para el Gap.

Figura 55. Resultados de las localizaciones al cambiar la profundidad de iteración: (a) Eventos de M1 a ≤ 2, (b) M 2 a ≤ 3, (c) distribución de la frecuencia principal (f1) de los eventos de M 1 a ≤ 2, (d) Leyenda de los rangos de frecuencia principal. La cruz señala el mejor evento localizado de acuerdo con la iteración. Obsérvese la tendencia de distribución de frecuencias antes y después de 6 km de profundidad.

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(a) (b)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(c)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

��

LATI

TUD

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

��

��

0%

100%

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

PRO

FUN

DID

AD

(KM

)

(d)RANGO DE FRECUENCIA

PRINCIPAL

6 to 10

10 to 14

14 to 18

��

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

PRO

FUN

DID

AD

(KM

)

(b)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(a)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

RANGO DE FRECUENCIA PRINCIPAL

6 to 10

10 to 14

14 to 18

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

(c)

��

��

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

��

0%

100%

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

(d)


88

Como es posible ver en la figura 55-C, la distribución de las localizaciones de

los eventos según sus frecuencias principales es preferencial, de tal manera

que hay mayor número de eventos con frecuencias de 6 a 10 Hz en la parte SE

del cráter y entre 1 y 6 km bajo la cumbre. Después de 6 km de profundidad

los eventos presentan frecuencias superiores a 10 Hz, y al parecer delimitan

una posible cámara magmática. Epicentralmente estos eventos se alinean en

una dirección WNW-ESE, al E de la cumbre y NW-SE de la cumbre.

3.6.2.2 Eventos VTL Estos eventos se localizaron entre 1 y 6 km de profundidad (figs. 56, 57 y

Anexo G).

Figura 56. Los mapas y secciones muestran las localizaciones para los diferentes rangos de magnitud (M): (a) M 0 a ≤1 (b) M 1 a ≤ 2 (c) M 2 a ≤ 3. La cruz señala el mejor evento localizado en cada rango de magnitud.

Figura 57. Resultados de las localizaciones al cambiar la profundidad de iteración: (a) Eventos de M 1 a ≤ 2, (b) M 2 a ≤ 3, (c) distribución de la frecuencia principal (f1) de los eventos de M 1 a ≤2, (d) Leyenda de los rangos de frecuencia principal. La cruz señala el mejor evento localizado de acuerdo con la iteración.

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(a) (b)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(c)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40-1

.52

-1.5

0

-1.4

8

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6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

PROFU

NDIDAD

(KM

)

��

��

��

LATI

TUD

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

��

��

0%

100%

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

��

��

0%

100%

��

LONGITUD

0%

100%

��

��

0%

100%

��

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

PRO

FUN

DID

AD

(KM

)

(b)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(a)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4


3 to 6

6 to 8

8 to 10

-78.

50

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48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

(c)

��

��

��

LATI

TUD

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

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0%

100%

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

(d)


89

Los hipocentros de los eventos relocalizados (fig 57) cambiaron muy poco

respecto a los datos originales. Un factor de correlación lineal obtenido entre

los datos originales y los relocalizados dieron como resultado de: 0.85 para las

profundidades, 0.98 para el ERH, 0.40 para el ERZ, 0.91 para el Rms y 0.99

para el Gap. El bajo coeficiente de correlación para el ERZ fue debido a que

escasamente 3 eventos se salen de la nube de puntos.

Como puede observarse en la figura 57, existen dos agrupaciones importantes

de eventos VTL, una entre 1 y 2 km y otra entre 4 y 5 km bajo la cumbre. La

primera agrupación de sismos se encuentra en la parte donde está el límite

geológico entre el edificio volcánico y el basamento. La segunda agrupación se

encuentra en una zona muy cercana donde estaría la unión entre el conducto

que se encuentra delimitado por las localizaciones de los eventos VTL y VTH y

la posible cámara magmática que estaría delimitada por los eventos VTH

(mayores de 10 Hz). Epicentralmente, se localizan en la parte sur de la

cumbre, sin presentar ninguna disposición elongada.

3.6.3 Eventos de Largo período

Dentro de la rutina de procesamiento y localización que realiza el Instituto

Geofísico, estos eventos algunas veces son leídos con fase(s) S, por lo cual a

continuación se presentan las localizaciones de dos maneras: (1)

Considerando la(s) fase(s) S y (2) Sin considerar la(s) fase(s) S. Ello debido a

que los arribos de las ondas S no son claros en este tipo de eventos, tal como

lo mencionan Gil y Chouet (1997).

3.6.3.1 Eventos de la familia 1

El proceso de depuración empleado para las localizaciones de este tipo de

eventos fue por selección de errores (fig 58). La primera selección contenía 32

eventos de los cuales únicamente a 9 de ellos no se les leyó la S.

Comparando las localizaciones de esta primera selección se puede ver que la

S constriñe la profundidad (compare fig 58-1-a y 58-2-a). Al relocalizar dichos

eventos se pueden detallar que los hipocentros de los eventos que fueron


90

leídos con fase S son principalmente agrupados entre 3 y 7 km bajo la cumbre,

mientras que aquellos en los que no se consideró la fase S se dividieron en dos

grupos uno localizado alrededor de 7 km bajo la cumbre y el otro entre 2 y 5

km bajo la cumbre (compare fig 58-1-b y 58-2-b y Anexo G). La segunda

selección contenía 15 eventos de los cuales únicamente a 6 de ellos no se les

leyó la “S”. Para dicha selección, no se observaron diferencias notables entre

las localizaciones con “S” y sin “S” (compare fig 58-1-c y 58-2-c). Para eventos

relocalizados con “S” no hubo cambios, mientras que para eventos

relocalizados sin “S” cambió únicamente la localización del segundo grupo de

eventos a una profundidad entre 3 y 5 km bajo la cumbre (compare fig 58-1-d y

58-2-d y Anexo G).

En el primer caso de selección para los eventos sin considerar “S” se observó

una gran mejoría en los errores estadísticos de los datos relocalizados respecto

a los originales. El ERH en promedio mejoró en una relación 1:3.5, el ERZ 1:3,

el RMS 1:1.5 y el GAP permaneció igual. Para eventos en los que se

consideró “S”, se observó una leve mejoría en todos los parámetros, para el

ERH 1:1.3, ERZ 1:1.2, RMS y GAP permanecieron iguales. En el segundo

caso de selección para eventos sin “S” el ERH mejoró en una relación 1:2.4,

ERZ 1: 4.2, RMS 1:1.1 y el GAP permaneció igual. Para eventos en los que se

consideró “S”, se observó únicamente una leve mejoría en todos los

parámetros, para el ERH 1:1.1, ERZ 1:1.1, RMS y GAP fueron iguales.

Al igual que los eventos volcano-tectónicos, en esta familia de eventos se

observó una distribución preferencial respecto a las frecuencias principales de

cada evento. En la figura 59 se puede observar que los eventos LP cercanos a

los 6 km de profundidad presentan frecuencias entre 2 y 4 Hz, mientras que los

más superficiales presentan frecuencias de 1 a 2 Hz.


91

Figura 58. Comparación entre sismos de: (1) Largo período con lecturas de fase “S” y (2) Largo período sin lecturas de fase “S” (desde Febrero a Septiembre de 1999). Los mapas y secciones muestran las localizaciones para los diferentes rangos de clases de selección: (a) Erh y Erz<=2, nf>=5, Rms <=0.5, (b) Los mismos eventos anteriores, con la profundidad iterada, (c) Erh y Erz<=1, nf>=5, Rms <=0.25, (d) Los mismos eventos anteriores, con la profundidad iterada. Con una cruz está marcado el mejor evento localizado con o sin lecturas de S respectivamente.

Figura 59. (1) Distribución de la frecuencia principal de los sismos LP con “S”, de las dos selecciones resultantes con la profundidad iterada (a) y (b) respectivamente, (2) Distribución de la frecuencia principal de los sismos LP sin “S”, de las dos selecciones resultantes con la profundidad iterada (a) y (b) respectivamente. Obsérvese la tendencia de distribución de frecuencias antes y después de 6 km de profundidad.

-78.

50

-78.

48

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46

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LATITUD

-10

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(1)

(2)

-78.

50

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-78.

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LATITUD

-10

-8

-6

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2

4

(a) (b) (c)

-78.

50

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2

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LATITUD

-10

-8

-6

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0

2

4

-78.

50

-78.

48

-78.

46

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-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

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2

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8

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6

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LATITUD

-10

-8

-6

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2

4

(a) (b) (c)

(d)

(d)

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2

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8

-1.4

6

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LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

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2

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8

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6

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LATITUD

-10

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-6

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2

4

PROFU

NDIDA

D (K

M)

-78.

50

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48

-78.

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-1.46

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6

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LATITUD

-10

-8

-6

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4

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50

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-1.52

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-1.46

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LATITUD

-10

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2

4

PROFU

NDIDA

D (K

M)

��

��

LATI

TUD

0%

100%

��

LONGITUD

0%

100%

��

��

��0%

100%

��

��

0%

100%

��

LONGITUD

0%

100%

��

��

��

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��

LONGITUD

0%

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��

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100%

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��

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100%

��

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LATI

TUD

0%

100%

��

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0%

100%

��

��

��

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100%

��

0%

100%

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0%

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��

��

��

0%

100%

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0%

100%

��

��

��

LONGITUD

0%

100%

��

��

��

0%

100%

��

0%

100%

��

��

LONGITUD

0%

100%

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0%

100%

-1.5

2

-1.5

0

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8

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6

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4

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0-10

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2

4 PRO

FUND

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-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

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6

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4

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2

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0-10

-8

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0

2

4 PRO

FUNDID

AD

-1.5

2

-1.5

0

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8

-1.4

6

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4

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8

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0

LATITUD


1.00 to 2.00

2.00 to 3.00

3.00 to 4.00

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LONGITUD

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50

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LONGITUD

-1.52

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LATITU

D

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

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-78.

40

LONGITUD

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

LATITU

D

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

LONGITUD(1) (2)(a) (b)


1.00 to 2.00

2.00 to 3.00

3.00 to 4.00

(a) (b)

��


92

3.6.3.2 Eventos de la familia 2 De los 9 eventos seleccionados únicamente a 3 de ellos no se les leyó la fase

“S” (Anexo G). La diferencia entre los hipocentros (sin relocalizar) para eventos

con “S” y sin “S” es mínima (fig 60). Por otra parte, los hipocentros de los

eventos relocalizados sin considerar “S” se localizaron entre 2 y 7 km y

aquellos en los que se consideró “S” se ubicaron entre 2 y 8 km bajo la cumbre

(fig 60). En resumen, entre los datos originales en los que se consideró la fase

“S” y los datos relocalizados hay un factor de correlación lineal de 0.90,

mientras que para eventos en los que no se consideró “S” el factor de

correlación lineal es de 0.23 (debido únicamente a un dato que se sale de la

nube de puntos). En cuanto a los errores estadísticos promedios para eventos

relocalizados en los que no se consideró la “S”, el ERH mejoró en una relación

de 1:1.3, el ERZ de 1:1.1, el RMS y el Gap permanecieron iguales. Para

eventos relocalizados en los que se consideró la “S”, el ERH mejoró en una

relación de 1:1.3, el ERZ 1:1.2, RMS 1:1.1 y el GAP permaneció igual.

3.6.3.3 Eventos de la familia 3

El proceso de depuración de las localizaciones de estos eventos, se realizó

mediante un filtrado por rangos de magnitudes (fig 61). Este filtrado permitió

observar que los eventos de magnitud 2.5 a 3.0 eran los más constreñidos en

su localización. Es necesario tener en cuenta que de los eventos

seleccionados en el primer rango de magnitud (compare fig 61-1-a y 61-2-a)

solo un evento no fue leído con “S”, del segundo rango solo a dos eventos no

se les leyó la “S” y del tercer rango a dos eventos tampoco se les leyó la “S”.

Las localizaciones de los eventos con “S” y sin “S” no varían mucho de un

rango a otro, a excepción de los eventos de magnitud 2.5 a 3 relocalizados con

“S” que se encuentran entre 5 y 7 km y los eventos sin “S” ubicados entre 6 y

7 km bajo la cumbre (compare fig 61-1-d y 61-2-d y Anexo G). En cuanto a los

errores estadísticos promedios para eventos relocalizados en los que no se

consideró la “S”, el ERZ mejoró en una relación de 1:1.2, el RMS 1: 1.1, el ERH

y el Gap permanecieron iguales. Para eventos relocalizados en los que se


93

consideró la “S”, el RMS mejoró en una relación de1:1.3, el ERH, el GAP y el

ERZ quedaron iguales.

Figura 60. Comparación entre sismos del 8 al 12 de Septiembre de 1999: (1) Largo período con lecturas de fase “S” y (2) Largo período sin lecturas de fase “S”: (a) Sin iterar la profundidad, (b) Iterando la profundidad, (c) Variación hipocentral (iterados) de los eventos respecto al tiempo. Con una cruz está marcado el mejor evento localizado con o sin lecturas de “S” respectivamente.

Figura 61. Comparación entre sismos de Julio de 1999: (1) Largo período con lecturas de fase S y (2) Largo período sin lecturas de fase S: Los mapas y secciones muestran las localizaciones para los diferentes rangos de magnitud: (a) M 1.5 a ≤ 2, (b) M 2 a ≤ 2 .5 (c) M 2.5 a ≤ 3, (d) eventos del rango de M en (c) pero con la profundidad iterada. Con una cruz está marcado el mejor evento localizado con o sin lecturas de S respectivamente.

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-1.5

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-1.52

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-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

(2)

(a) (b)

(a)

-78.

50

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-78.

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-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

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-1.5

2

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-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(b)

FECHA

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

PROFU

NDIDAD (Km)

(c)

7/Sep 8/Sep 9/Sep 10/Sep

MAGNITUDES

-0.40 to 1.36

1.36 to 1.55 1.55 to 1.65

1.65 to 2.51

2.51 to 2.52

��

��

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

LATI

TUD

0%

100%

��

LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

LATI

TUD

0

100

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

FECHA

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4PRO

FUNDID

AD (Km)

MAGNITUDES

-0.40 to 1.36

1.36 to 1.55 1.55 to 1.65

1.65 to 2.51

2.51 to 2.52

(c)

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100% 7/Sep 8/Sep 9/Sep 10/Sep

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(1)

(2)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(a) (b) (c)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(a) (b) (c)

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

PR

OFU

ND

IDA

D (K

M)

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

PRO

FUN

DID

AD

(KM

)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

(d)

(d)

��

LATI

TUD

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

LATI

TUD

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

��

��

LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

��

0%

100%

��

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%


94

3.6.3.4 Eventos de la familia 4 De las 8 localizaciones seleccionadas a 2 de ellas no se les leyó la fase “S”

(Anexo G). Como puede apreciarse en la figura 63 entre los datos originales

en los que se consideró la fase “S” y los datos relocalizados no hay una notable

variación, encontrándose un factor de correlación lineal de 0.97. Para eventos

en los que no se consideró “S” el factor de correlación lineal es de 0.45, debido

a que únicamente dos datos se salen de la nube de puntos.

Figura 62. Comparación entre sismos de Agosto (1) Largo período con lecturas de fase S y (2) Largo período sin lecturas de fase S: Los mapas y secciones muestran las localizaciones para (a) datos originales, (b) datos relocalizados. Con una cruz está marcado el mejor evento localizado con o sin lecturas de S respectivamente.

En cuanto a los errores estadísticos promedios para eventos relocalizados en

los que no se consideró la “S”, el ERZ y el GAP mejoraron en una relación de

1:1.1, el RMS y ERH permanecieron iguales. Para eventos relocalizados en los

que se consideró la “S”, el ERH, el ERZ, el RMS y el GAP permanecieron

iguales. Por otra parte, las relocalizaciones de eventos en los que no se

consideró “S” variaron entre 7 y 9 km, mientras que para los que se tuvo en

cuenta la “S” estuvieron entre 7 y 10 km bajo la cumbre.

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(1)

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

(2)

��

LATI

TUD

0%

100%

��

LONGITUD

0%

100%

��

��

��

LATI

TUD

0%

100%

��

��

LONGITUD

0%

100%

��

��

��

0%

100%

��

0%

100%

(a) (b)

(a)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

PRO

FUN

DID

AD

(KM

)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

PRO

FUN

DID

AD (K

m)

(b)

��

��

LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

��LONGITUD

0%

100%

��

��

��

0%

100%


95

Es importante recalcar que este tipo de eventos se ha observado en otros

volcanes y sus similitudes (formas de onda y contenido espectral) son bastante

grandes (com. pers. White, R. y Power, J.A). Por otra parte, las localizaciones

reportadas para este tipo de eventos no se sobrelapan (tabla 26),

probablemente porque ellos reflejen un nivel de saturación de H2O y/o CO2

(comm. escr. White R.)

Tabla 26. Eventos profundos de Largo-período reportados en todo el mundo (modificado de White R., 1991)

Volcán

Nro de eventos

localizados

Año

Magnitud máxima

profundidad

F1

(Hz)

Solo/

Enjambre

Referen-

cia MARGEN CONVERGENTE

Monte Pinatubo

11/400

1991-1991

3.8

28-40?

2-3.8

Enjambres

White, 1991

Long Valley, Calif.

50/?

1989-1992

2.2

10-20

1.5-3

Ambos

Mich Pitt, 1994

Mono Cones, Calif.

2/?

1989-1992

1.5

25-35

1-3

Solo

Mich Pitt, 1994

Mt. Lassen, Calif.

25/50

1984-1992

2.4

13-22

1-3

Solo

Walter, 1991

Medicine Lake,Calif

2/3

1984-1992

2.9Md

16

1-3

Solo

Walter, 1991

Clear Lake, Calif

15/?

1984-1992

2.7Md

16-25

2

Ambos

S.R Walter, 1994

Mt. Shasta, Calif

0/0

1984-1992

-

-

-

-

S.R Walter, 1994

Mt. Spurr, Alaska

100/250

1991-1992

1.8

15-40

1-3

Ambos

A. Jolly, 1994

Mt. Redoubt, Alaska

0/0

1989-1992

-

-

-

-

Power et al, 1993

Mt. St. Helens, Wash

4/4

1980-1992

1.6

11-33

?

Solo

A. Qamar, 1994

Izu-Ooshima,Japan

1/1

1985-1986

2.7

29

1

Solo

Ukawa y Ohtake,

1987 Mt.

Moriyoshi,Japan

20/20

¿ /? ?

27-37

?

?

Hasegawa et al, 1991

Northern Honshu, Japan

¿/?

¿ /?

2.5

25-40

?

?

Hasegawa et al, 1991

Tungurahua (*)

8/17

1999-1999

2.61

7-10

3.65-4.41

Ambos

Molina, 1999

MARGEN DIVERGENTE

Kilawea, Hawaii

¿/48000

1962-1983

3.2?

30-50

2-10

Enjambres Shaw y Chouet,

1998

Kilawea, Hawaii

¿/>18000

1962-1981 ?

5-15

?

Enjambres

Shaw y Chouet,

1998 Yellowstone,

Wyo

0/0

1973-1981 -

-

-

-

Mich Pitt, 1994

(*) Volcán del presente trabajo.

En la siguiente figura se presentan los arribos marcados para el mejor evento

localizado, observe que los arribos de una posible “S” fueron marcados en el

cambio de amplitud. Vale la pena recalcar que lo presentado aquí es


96

simplemente una suposición de donde sería el arribo de una posible fase “S”,

ya que es muy subjetivo hacer esto en estaciones de una sola componente.

Figura 63. Arribos de la fase “S” para el mejor evento de largo período profundo registrado el 8/Ago/99 16h23 GMT. En la parte izquierda de cada traza se muestra la escala de amplitud en cuentas, al igual que el nombre de la estación respectiva. Los registros han sido filtrados con un filtro Butterworth en una frecuencia de corte en 6 Hz. La línea vertical indica el arribo de la fase P y una posible S. Nótese que los arribos de las fases P y S para las diferentes estaciones es aproximadamente igual, de tal manera que las variaciones que hay de una estación a otra es de décimas a centésimas de segundo.

3.6.4 Eventos Híbridos

Se empleó el mismo proceso de depuración para las localizaciones de los

eventos de la familia 3. Como puede verse en la figura 64, los eventos

relocalizados de magnitud 1.4 a ≤ 1.9, se extienden desde 1 a 5 km, lo cual a

su vez se divide en dos grupos uno entre 1 y 2 Km (muy cercano al límite del

basamento) y otro entre 3 y 5 km bajo la cumbre, por otra parte, los eventos de

magnitud 1.9 a ≤ 2.9 se ubican entre 2 y 7 Km bajo la cumbre (compare fig 67-d

y 67-e y Anexo G), es decir que los híbridos se ubicarían entre 1 y 7 km bajo la

cumbre. Entre los hipocentros de los datos originales y los relocalizados para

eventos de magnitud 1.4 a ≤ 1.9, hay un factor de correlación lineal de 0.98,

mientras que para eventos de magnitud 1.9 a ≤ 2.9 el factor de correlación

-90

0

90 ARA2

-300

0

300RUN3

-400

0

400 RETU

20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30 31 32 33 34 35 36 37 38 39 40

TIEMPO (SEG)

-250

0

250 MSON

P S

AM

PLIT

UD

(CU

ENTA

S)


97

lineal es de 0.78, debido a que únicamente un dato se sale de la nube de

puntos.

En cuanto a los errores estadísticos promedios para eventos relocalizados de

magnitud 1.4 a ≤ 1.9 y de 1.9 a ≤ 2.9, el ERH, el ERZ, el RMS y el GAP

permanecieron iguales.

Figura 64. Los mapas y secciones muestran las localizaciones para los diferentes rangos de clases de magnitud: (a) M1 a ≤ 1.4 (b) M 1.4 a ≤ 1.9 (c) M1.9 a ≤ 2.9, (d) eventos del rango de M en (b) pero relocalizados, (e) eventos del rango de M en (c) pero relocalizados. Con una cruz está marcado el mejor evento localizado.

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(a) (b) (e)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

PRO

FUN

DID

AD

(KM

)

(c)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0

LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

(d)

-78.

50

-78.

48

-78.

46

-78.

44

-78.

42

-78.

40

-1.52

-1.50

-1.48

-1.46

-1.44

-1.42

-1.40

-1.5

2

-1.5

0

-1.4

8

-1.4

6

-1.4

4

-1.4

2

-1.4

0LATITUD

-10

-8

-6

-4

-2

0

2

4

��

��

��

LATI

TUD

0%

100%

��

LONGITUD

0%

100%

��

��

0%

100%

��

LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

��

��

��

0%

100%

��

LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

��

��

0%

100%

��

LONGITUD

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

��

0%

100%

Capítulo IV El parámetro b y su relación temporal con el tremor volcánico

98

4. EL PARAMETRO b Y SU RELACIÓN TEMPORAL CON EL TREMOR VOLCÁNICO

4.1 DEFINICIÓN DEL VALOR DE b Ishimoto e Iida (1939), Gutenberg y Richter (1944, 1949) propusieron la

relación empírica entre la frecuencia de ocurrencia y la magnitud de los sismos

en una ecuación logarítmica de la forma:

(4.1) bMaMNLog −=)(10

Donde M es magnitud, N(M) es el número de sismos de magnitud ≥ M que

ocurren en cierta región durante cierto período; “a” es una constante que

depende del período de tiempo tomado y “b” es la pendiente de la relación.

Mogi (1962) y Vinogradov (1959, 1962) estudiaron experimentalmente la

relación frecuencia-magnitud de los eventos de microfractura en roca. Un

resultado sorprendente fue que esta relación es la misma dada por la relación

de Gutenberg y Richter en la ecuación (4.1). En esta relación, el valor de b es

la pendiente de la recta de mejor ajuste entre el logaritmo del número de

eventos observados a una magnitud dada, y la magnitud. Este valor es

inversamente proporcional a la magnitud media, por lo que diferencias en el

valor de b reflejan diferentes tamaños de grietas promedio que generan sismos

(Power et al., 1998).

4.2 ALGUNOS VALORES DE b REPORTADOS EN EL MUNDO Los valores de b son generalmente cercanos a 1 en muchos lugares de la

corteza terrestre (Fronlich y Davis, 1994). Sin embargo en varias regiones

volcánicas el valor de b suele ser mucho más alto, algunas veces muy cercano


99

a 2 (ej. Warren y Latham, 1970). Particularmente para sismos volcano-

tectónicos “tipo A” el valor de b es alrededor de 1.5 (Minakami, 1974).

Mogi (1962) y Scholz (1968) mediante el estudio experimental en muestras de

roca sometidas a cargas mecánicas encuentran que los valores de b son

normalmente cercanos a 1. Particularmente, Mogi (1962) reporta valores de b

que varían entre 0.5 y 1.0.

Warren y Latham (1970) mediante pruebas de laboratorio consistentes en

aplicar amplios gradientes térmicos sobre muestras de roca no confinadas,

encontraron que los valores de b variaron entre 1 y 3. Estos valores son

normalmente más altos que aquellos observados para muestras sometidas a

esfuerzos mecánicos (e.j. Mogi, 1962 y Scholz, 1968). Sin embargo, los

valores de b medidos en este experimento estarían de acuerdo con la actividad

sísmica relacionada a volcanismo donde amplios gradientes térmicos podrían

ser esperados.

Wallace (1995) y Scholz (1968) encuentran que para enjambres sísmicos el

valor de b suele ser bien distinto de 1 y pueden alcanzar valores altos

(cercanos a 2.5). Esto se debe a que en este tipo de fenómeno, no existe un

sismo principal identificable al cual se encuentre asociada la secuencia de

réplicas y por el contrario el conjunto está formado por una serie de eventos de

tamaño semejante.

Wyss et al. (1997) en su estudio de la variación espacial del valor de b en el

Volcán off-Ito (Japón) encuentran que las regiones que presentaban valores

más altos de b reflejan condiciones altamente fracturadas rodeando las

cámaras magmáticas, mientras que los valores de b “normales” (es decir

menores que 1) se encontraron en áreas circundantes.

Wiemer et al. (1998) en su estudio de la variación espacial del valor de b en la

caldera de Long Valley (California) encontraron valores que variaban entre 0.6

y 2.0. Las regiones con valores más altos eran cercanas al domo resurgente.

En este mismo estudio se menciona que en el Volcán Mammoth Mountain


100

(California), el valor de b se incrementó de 0.8 a 1.5 con el enjambre sísmico e

intrusión de 1989, y permaneció luego con valores altos.

Power et al. (1998) encontraron un valor de b en el rango de 0.5 a 1.5 en el

Volcán Soufriere Hills (Monserrat), lo cual es un valor en promedio mucho más

alto que los reportados en otras áreas. Una posible explicación de los altos

valores de b incluyen una incrementada heterogeneidad, temperatura y

condiciones de esfuerzo. Por otra parte los valores más bajos de b son

probablemente dados por un medio menos fracturado y con menos alteración

térmica. Igualmente las áreas que presentan rocas más competentes podrían

soportar sismos más grandes, lo cual es reflejado por valores de b más bajos.

4.3 FACTORES QUE INFLUYEN EN EL VALOR DE b

Entre los factores que pueden alterar el valor de b, se encuentran los cambios

en la heterogeneidad del material (Mogi, 1962), un incremento en el esfuerzo

de cizalla aplicado (Scholz, 1968), un incremento en el esfuerzo efectivo (Wyss,

1973), o un incremento en el gradiente térmico (Warren y Latham, 1970).

Mogi (1962, 1967) encuentra que el valor de b aumenta proporcionalmente con

la heterogeneidad y densidad de grietas en la roca. En 1980, Mogi halla que el

valor de b en microfracturas de rocas decrece antes de producirse una fractura

macroscópica causada por un esfuerzo externo constante. Adicionalmente, un

esfuerzo no uniforme también da lugar a valores más altos de b.

Scholz (1968) observó que el valor de b disminuye marcadamente con un

incremento en el esfuerzo aplicado. Esto indica que a medida que el esfuerzo

es incrementado, los eventos se vuelven estadísticamente más grandes, por lo

tanto se tendrían valores de b más pequeños. El caso contrario, cuando los

esfuerzos disminuyen, los valores de b se vuelven muy altos, indicando la

preponderancia de eventos pequeños. Por otra parte, la sugerencia dada por

Mogi (1962) acerca de la similitud entre el microfracturamiento y los sismos fue

de gran ayuda para el trabajo desarrollado por Scholz, sin embargo él

encuentra que el estado de esfuerzos, más que la heterogeneidad del material,


101

juega el papel más importante en la determinación del valor de b.

Consecuentemente, las variaciones de b podrían reflejar variaciones del estado

de esfuerzos.

Warren y Latham (1970) sugieren que el fracturamiento producido por

esfuerzo térmico da como resultado altos valores de b y una gran proporción de

eventos pequeños. En un experimento desarrollado por ellos, obtienen que el

efecto de la heterogeneidad del medio es compleja. El crecimiento de las

grietas será fuertemente controlado por la existencia de regiones de bajo

esfuerzo local, tal como los poros. En general, la heterogeneidad esperaría

disminuir la probabilidad la formación de un patrón sistemático de grietas,

dando como resultado una dispersión más amplia en las longitudes de grieta y

sismicidad relacionada. Así que el valor de b debería disminuir con el

incremento en la heterogeneidad. Nótese que este resultado experimental no

es consistente con la conclusión dada por Mogi (1962, 1967). Mogi dice que el

valor de b es una función incremental de la heterogeneidad, pero no tuvo en

cuenta la consideración hecha por Warren y Latham en la que incluyen la

heterogeneidad del material mismo. Por otra parte, la rapidez en el disparo de

la actividad de microfracturamiento en una muestra de roca depende de la

conductividad térmica del material y la resistencia a los esfuerzos de tracción.

4.4 CÁLCULO DE b 4.4.1 Cálculo de la magnitud Lee et al. (1972) desarrollaron la ecuación de magnitud de duración:

(4.2) ∆++= δτβα logDM

Donde α, β y δ son constantes determinadas empíricamente por consideración

de varios sismos referencia de magnitudes conocidas (Lee et al. (1972)

encontraron α=-0.87, β=2 y δ=0.0035), τ es la duración del evento en una

estación y ∆ es la distancia focal del sismo a dicha estación. Una de las


102

primeras razones para usar esta ecuación de magnitud es que presenta una

buena correspondencia con la magnitud real entre 1.5 y 3.5. Para eventos

más grandes este método tiende a subestimar la magnitud (Eaton, 1992).

Debido a ello, esta ecuación fue tomada para el cálculo de la magnitud de los

sismos del Tungurahua.

Existen dos métodos para calcular las constantes “a” y “b” de la ecuación (4.1):

mínimos cuadrados y máxima verosimilitud (Mogi, 1962; Aki, 1965; Utzu, 1974;

Weichert, 1980):

4.4.2 Cálculo de b por el método de mínimos cuadrados Mediante este método se calculó la recta de mejor ajuste a partir de la

dispersión de datos que resulta de graficar Log (N) Vs M (Anexo H), cuya

pendiente “b” sería el valor de b y el intercepto con el eje M la constante “a” o

magnitud máxima esperada (mmax). Para tal ajuste únicamente se tienen en

cuenta los datos sobre la magnitud de mínima homogeneidad (mo) que es la

magnitud sobre la cual el catálogo se considera completo.

4.4.3 Cálculo de b por el método de máxima verosimilitud Para calcular el b mediante el método de máxima verosimilitud se puede utilizar

el método iterativo de Newton-Raphson (Press et al, 1987) que tiene en cuenta

la magnitud media regional esperada E(m) descrita por Bender (1983) y la β

calculada por Aki (1965). Es decir reescribiendo la ecuación (4.1) se tiene:

(4.3) MLnN βα +=

Donde:

(4.4) )10(aLn=α

(4.5) )10(bLn=β


103

Ahora bien, según Bender (1983) la magnitud media regional esperada es

E(m):

(4.6) ∫ −−

−−

−−

==o

max

maxo

maxom

mmm

maxm

o

eeemem

dmmmfmE ββ

ββ

)()(

Donde f(m) es la probabilidad de la magnitud dada por:

(4.7) )(

)(

1)(

omax

o

mm

mm

eemf −−

−−

−= β

ββ ; mo ≤ m ≤ mmax

Según Aki (1965), la magnitud mínima mo es la única que se conoce y la mmax

tiende al infinito por lo que β se calcula así:

(4.8) omm−

= _

1β

Donde _

m es la magnitud media de la muestra de datos.

En definitiva, el valor de β en (4.6) se calcula mediante un método iterativo, a

partir del β calculado con (4.8).

Para estimar el error del β se calcula la varianza con (4.9) y a partir de ello la

desviación estándar con (4.11):

(4.9) 1

)(

)(2

2 1)(11)var(

−

−−

−−

−−

−=omax

omax

mm

mmomax

eemm

n β

β

ββ

(4.10) )var()( ββσ =

(4.11) )10(

)()(Ln

b βσσ =


104

4.4.4 Cálculo de b para eventos volcano-tectónicos del Volcán Tungurahua

Como bien se sabe, un catálogo contiene información de períodos irregulares

de tiempo de observación (y por lo tanto de obtención de datos) por lo que se

presentan desviaciones importantes en la zona lineal de la regresión

Gutenberg-Richter (Weichert, 1980; Bender, 1983). Para minimizar lo

anteriormente dicho, los datos tomados para calcular el valor de b fueron

obtenidos de la base de datos a partir del sistema analógico, además de que

los registros digitales son incompletos porque los eventos muy pequeños

(probablemente de magnitudes menores de 1.7) no se graban por las

condiciones de detección (ver Anexo A) y/o porque fueron eventos que no se

registraban en dos o más estaciones. De esta manera el valor de b fue

calculado mediante la aplicación de los dos métodos expuestos anteriormente

a partir de 2153 eventos clasificados como volcano-tectónicos (Base de datos,

Instituto Geofísico, 1994-1999). Al calcular el valor de b para todo el catálogo,

se tomaron en cuentas dos valores supuestos de magnitud de mínima

homogeneidad (mo), los resultados de ello muestran una pequeña diferencia

del valor de b en cada método (figura 65), sin embargo los valores de b

calculados de un método a otro muestran una diferencia del 48% para una

mo=1.65 y del 62% para un mo=1.75.

En la figura 65, se puede observar que sobre una magnitud de 3.4, la relación

Gutenberg-Richter no es lineal, lo cual puede ser debido a un catálogo

incompleto y/o a que esta ley no es aplicable en ambientes volcánicos

(Villagómez, 2000).


105

Figura 65. Distribución de Gutenberg-Richter para eventos volcano-tectónicos. Obsérvese que se tomaron dos valores de mo, con sus correspondientes valores de b mediante los dos métodos. El método de máxima verosimilitud es una técnica de mayor solidez que la de

mínimos cuadrados y se acerca más al valor real de b cuando el número de

sismos grandes es variable (Sha y Bolt, 1982). Por otra parte, el método de

mínimos cuadrados ajusta los valores a una recta en función de la densidad de

datos que existan en una determinada zona (Press et al, 1987) que a diferencia

del método de máxima verosimilitud ajusta la recta al valor medio de los datos

sobre la magnitud mínima de homogeneidad, incluida la máxima magnitud

observada (Weichert, 1980; Press et al, 1987) lo que a su vez normaliza el

aporte que hacen los sismos de diferentes magnitudes. Estas diferencias

permiten explicar que el valor de b que mejor reflejaría el estado de esfuerzos

en el Volcán Tungurahua es el hallado mediante el método de máxima

verosimilitud con una mo de 1.65. Se escoge este mo pues la diferencia en los

resultados de b con ambos métodos es mucho más pequeña que la obtenida

con una mo de 1.75.

4.4.5 Variación temporal de b

Para calcular el valor de b en el tiempo, se tomaron ventanas de 100 eventos

sobrelapadas el 50% de manera consecutiva. El promedio de las desviaciones

estándar del cálculo de b en las diferentes épocas por el método de mínimos

cuadrados es de 0.121, mientras que por máxima verosimilitud es de 0.075

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5

4.0

0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4MAGNITUD (Md)

LOG

(N>M

)

Método de mínimos cuadrados:mo=1.65 b=1.59 +/- 0.078 mo=1.75 b=1.63 +/- 0.083 Método de máxima verosimilitud:mo=1.65 b=1.11 +/- 0.016 mo=1.75 b=1.01 +/- 0.015

mo=1.65


106

(Anexo H), por lo cual se toma este último método como el que más se ajusta a

los datos. Es importante tener en cuenta entonces, que para calcular las

ventanas temporales de b se tuvo en cuenta un mo de 1.65 y una mmax de 3.8.

De esta manera se tienen 5 picos importantes en la “curva” temporal de b

(figura 66).

Figura 66. Variación temporal de b: con números de 1 a 5 se señalan los picos máximos más importantes: Septiembre a Octubre de 1995 b=1.295 (σ=0.081), de Junio a Diciembre de 1996 b=1.399 (σ=0.084), de Enero a Febrero de 1999 b=1.370 (σ=0.083), de Marzo a Mayo de 1999 b=1.427 (σ=0.084), y de Junio a Julio de 1999 b=2.120 (σ=0.104). Con letras de A a C se señalan picos mínimos más importantes: de Enero a Diciembre de 1994 b=0.571 (σ=0.04), de Diciembre de 1995 a Junio de 1996 b=0.833 (σ=0.061) y de Noviembre de 1997 a Agosto de 1998 b=0.686 (σ=0.05) (Observado en la estación de Mson).

En la figura 66 se observa que el valor de b en Octubre de 1995 y Julio de 1999

podría estar relacionado directamente con el número de sismos.

4.4.6 Variables que influyen en el cálculo de b en el Volcán Tungurahua

Dentro de las variables que podrían influir en el cálculo de b se encuentran

directamente relacionadas el cálculo de la magnitud para cada evento y el

número de eventos de determinada magnitud. Con el fin de observar cuáles

eran los principales influyentes en este cálculo se observó que la diferencia

entre los tiempos de arribo de las Ondas S y P (“S-P”) jugaba un papel bien

importante, de tal manera que un fuerte aumento de dicho parámetro en

0

0.25

0.5

0.75

1

1.25

1.5

1.75

2

2.25

1994 1995 1996 1997 1998 1999Fecha

Valo

r de

b

0

50

100

150

200

250

300

350

400

Núm

ero

de e

vent

os12 3 4

5

A

B

C


107

Septiembre de 1996 podría haber afectado el resultado incremental de b (fig.

67).

Respecto a la duración del evento, este parece ser parte influenciable en el

cálculo de b durante Enero, Abril y Junio de 1999 (fig. 68). Si se observa la

dispersión de los valores de las duraciones en dichas épocas se nota un leve

incremento de la misma.

Figura 67. Relación temporal entre la variación del valor de b y el tiempo “S-P” para cada evento. Cada cruz representa un evento con su correspondiente valor de S-P, la línea continua es una media móvil (per=50) de los datos de “S-P” (Observado en la estación de Mson).

Figura 68. Relación temporal entre la variación del valor de b y la “duración” de cada evento. Cada cruz representa un evento con su correspondiente valor de S-P, la línea continua es una media móvil (per=50) de los datos de “coda” (Observado en la estación de Mson).

0

1

2

3

4

5

6

1994 1995 1996 1997 1998 1999Fecha

Dife

renc

ia e

ntre

los

tiem

pos

de a

rrib

o "S

-P"

(seg

)

0

0.25

0.5

0.75

1

1.25

1.5

1.75

2

2.25

Valo

r de

B

0

20

40

60

80

100

120

140

160

1994 1995 1996 1997 1998 1999Fecha

Dur

ació

n de

l eve

nto

(seg

)

0

0.25

0.5

0.75

1

1.25

1.5

1.75

2

2.25

Valo

r de

B


108

4.4.7 Correlación entre cambios de b y la actividad tremórica

Con el propósito de esclarecer un poco lo afirmado por Banks et al. (1990), se

estudiaron cinco picos máximos en la variación de b. Al parecer, dichos picos

de b se encuentran antecedidos por saltos importantes en la curva de energía

acumulada del tremor. Hay una excepción con el pico 4, el cual coincide con el

mayor salto en la curva de energía tremórica acumulada comprendida entre los

meses de Abril y Mayo de 1999 (fig. 69). Lo anterior conllevaría a suponer que

existe una reciprocidad entre actividad tremórica de tipo hidrotermal y sísmica,

la cual al parecer puede ser principalmente causa-efecto hasta Abril de 1999 e

inversa a partir de esta fecha, ya que justo desde esta fecha la

correspondencia entre el decremento de la Pf no corresponde con la variación

de la amplitud espectral (ver capítulo 2).

Figura 69. Variación temporal del valor de b y de la energía tremórica acumulada. Las flechas señalan los saltos en la curva de energía acumulada del tremor. (Observado en la estación de Mson).

Por otra parte la evolución espectral del tremor volcánico muestra que existen

tres grupos predominantes de frecuencias: (1) alrededor de 0.5 Hz, (2)

alrededor de 2 Hz y (3) alrededor de 5 Hz. La frecuencia alrededor de 2 Hz es

más común a través de todo el tiempo mientras que las frecuencias de los

grupos (1) y (3) aparecen justo antes del primer pico de b en 1999. Ello, más

los valores de b registrados en aquella época podrían estar reflejando mayor

0.0E+00

5.0E+17

1.0E+18

1.5E+18

2.0E+18

2.5E+18

1994 1995 1996 1997 1998 1999Fecha

Ener

gía

trem

óric

a A

cum

ulad

a (e

rgio

s)

0

0.5

1

1.5

2

2.5

Valo

r de

b12 3 4

5


109

flujo de calor evidenciado en una alta actividad fumarólica y el inicio de una

subsiguiente actividad eruptiva en Octubre de 1999 (figura 70).

Figura 70. Variación temporal del valor de b y la frecuencia máxima diaria del tremor (en cuadros rojos). La línea continua (color azul) es el promedio mensual de la frecuencia máxima del tremor (Observado en la estación de Mson). En definitiva, desde Marzo a Abril de 1995 el valor de b viene aumentando

llegando a un pico máximo entre Septiembre y Octubre de 1995, ello coincide a

su vez con un aumento en el número de sismos volcano-tectónicos, frecuencia

y energía tremórica. Sin embargo, vale la pena mencionar que la energía

tremórica tiene su máximo en Abril de 1995. El descenso de b se hace

paulatino después de Octubre de 1995 hasta fines de Marzo de 1996 y ello

coincide con un descenso en la energía tremórica. Luego, desde fines de

Marzo de 1996 el b vuelve a aumentar llegando a un pico máximo de Junio a

Diciembre de 1996, antes de este pico máximo es posible observar dos picos

máximos en la energía tremórica uno en Mayo y otro en Julio de 1996. Desde

Septiembre de 1996 el valor de b disminuye paulatinamente hasta Agosto de

1998, sin embargo se registran dos picos importantes en la energía tremórica

en Febrero y Julio de 1997 y en Enero de 1998 que podrían o no coincidir con

la disminución de b o incluso ser “causa” del siguiente ascenso en b desde

Marzo de 1998 hasta registrarse un pico máximo entre Enero y Febrero de

1999. Seguido a lo anterior ocurre un pico máximo de energía tremórica a

inicios de Marzo de 1999, el cual coincide con un pico máximo de b registrado

entre Marzo y Mayo de 1999. Después de éste último pico de b

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

1994 1995 1996 1996 1997 1998Fecha

Frec

uenc

ia m

áxim

a di

aria

del

trem

or (H

z)

0

0.5

1

1.5

2

2.5

Valo

r de

b

1997 1998 1999


110

inmediatamente ocurren varios picos de energía tremórica antes de llegar al

máximo pico de b registrado en este período de estudio. Después de este pico,

aunque el valor de b disminuye un poco, la energía tremórica llega a su

máximo valor registrado desde Enero de 1994. Es importante notar dos

aspectos que al parecer se relacionan. A pesar de que el valor de b disminuye

drásticamente hasta Agosto de 1998 y después de Julio de 1999 la energía

tremórica continua aumentando sin obedecer el patrón que hasta el momento

se registraba, ello puede ser indicio de un efecto de reacción debido a los picos

máximos registrados de Junio a Diciembre de 1996 y de Junio a Julio de 1999.

Así que en estas épocas aún no hay claridad entre estos dos fenómenos.

En conclusión, de acuerdo con los resultados experimentalmente obtenidos por

Warren y Latham (1970), los cinco picos máximos de b (con valores entre 1 y

3) en el Volcán Tungurahua indicarían un dominio de esfuerzos de tipo termal,

en los que tres factores tienen efectos significativos en dichos valores: (1) la

tendencia hacia la formación de un patrón sistemático de fracturas; (2) la

inhomogeneidad del material y (3) la variación espacial de la temperatura

dentro del volcán que probablemente tuvo lugar de Septiembre a Octubre de

1995, Junio a Diciembre de 1996, Enero a febrero de 1999, Marzo a Mayo de

1999 y Junio a Julio de 1999. De igual forma, estos valores de b son

consistentes para actividad sísmica relacionada con volcanismo donde amplios

gradientes termales podrían ser esperados. Adicionalmente, un esfuerzo no

uniforme en dichos períodos podría haber propiciado valores de b tan altos

(Mogi, 1980) y por otra parte, los valores de b más bajos (entre 0.5 y 1)

ocurridos entre Enero y Diciembre de 1994, Diciembre de 1995 y Junio de

1996, Noviembre de 1997 y Agosto de 1998, podrían estar relacionados con un

aumento del esfuerzo aplicado que justamente antecedió la formación de

una(s) fractura(s) macroscópica(s) que tuvieron lugar en los períodos en que se

produjeron los b más altos (Scholz, 1968 y Mogi, 1962).

Capítulo V Evolución de la sismicidad y esquema del sistema magmático del Volcán Tungurahua

111

5. EVOLUCION DE LA SISMICIDAD Y ESQUEMA DEL SISTEMA

MAGMÁTICO EN EL VOLCAN TUNGURAHUA La actividad sísmica del Volcán Tungurahua desde 1994 ha sido caracterizada

principalmente por la ocurrencia de episodios tremóricos de larga duración y

una baja actividad sísmica compuesta en su mayor parte por sismos volcano-

tectónicos y esporádicos sismos de largo período que solían registrarse en dos

o más estaciones. A partir de Septiembre de 1998 se presentan algunos

enjambres de sismos volcano-tectónicos de origen superficial y profundo, y

desde Julio de 1999 los eventos de largo período ya se registran en más de

dos estaciones, algunos de ellos son de carácter profundo. Por otra parte la

actividad tremórica presenta cambios importantes en su contenido espectral a

partir de Julio de 1997.

El entendimiento de la posible “interacción” entre un sistema superficial freático

y el sistema magmático podría ser crucial para explicar la gran diversidad de

señales sísmicas generadas al interior del Volcán Tungurahua. A partir de este

entendimiento, podría ser posible explicar las posibles “causas-efectos” que

existan entre un sistema superficial freático y el sistema magmático. Basado

en el comportamiento del tremor volcánico del Tungurahua y la ocurrencia de

eventos sísmicos aislados, fue posible diferenciar varias etapas de actividad

freática intensa a normal intercaladas y una posterior etapa magmática (fig 71):

5.1 ETAPAS DE ACTIVIDAD 5.1.1 Actividad freática normal Se consideró que el Volcán Tungurahua presenta una ciclicidad de este tipo de

actividad, la cual es reflejada en un número total de sismos muy pequeño

(generalmente menos de 10 eventos por mes) y/o una energía tremórica


112

liberada pequeña que no supera los 2.5*1015 ergios. En toda esta etapa la

ocurrencia de eventos VTH era predominante respecto a los eventos VTL (fig.

71).

Figura 71. Evolución temporal del número de sismos volcano-tectónicos de mayor y menor frecuencia VTH y VTL que dispararon el sistema automático de detección.

En esta etapa de actividad freática normal, algunos picos de energía tremórica

liberada coinciden con picos de actividad sísmica: Noviembre de 1995, Mayo

de 1996, Mayo de 1997, Enero y Junio de 1998, los otros picos parecen

suceder y/o preceder a picos de actividad sísmica: Diciembre de 1994, Abril de

1995, Febrero de 1996 y Octubre de 1998.

5.1.2 Actividad freática intensa Esta etapa se caracteriza por presentar un número total de sismos que supera

los 10 eventos por mes y los 2.5*1015 ergios de energía tremórica liberada. La

ocurrencia del número de eventos VTH suele superar a la de los eventos VTL,

a excepción de 4 épocas distintas en las cuales ocurre lo contrario: Julio y

Septiembre de 1996, Noviembre de 1997, Febrero de 1998 y Agosto de 1999

(fig. 71). El hecho de que el número de eventos VTL supere al de los eventos

VTH sugiere la predominancia de los procesos de la fuente que involucran

estos dos tipos de sismos volcano-tectónicos, en el que los VTH reflejan

perturbaciones de esfuerzos asociadas con la evacuación de magma, mientras

que los eventos más superficiales (VTL y VTH de menor frecuencia) reflejan

cambios del esfuerzo asociado con la inyección y transporte de magma y

0

5

10

15

20

25

30

35

40

45

50

Ene-

94

May

-94

Sep-

94

Ene-

95

May

-95

Sep-

95

Ene-

96

May

-96

Sep-

96

Ene-

97

May

-97

Sep-

97

Ene-

98

May

-98

Sep-

98

Ene-

99

May

-99

Sep-

99

Fecha

Núm

ero

men

sual

de

even

tos

VTL

VTH

(2)

(3)

(1)

(2) (2) (2) (2) (2) (2)

(2)

(2)

(1) (1) (1) (1) (1) (1) (1) (2)

Actividad freática normal (1)Actividad freática intensa (2)Actividad magmática (3)

(1)


113

volátiles hacia la superficie (ver mecanismo de generación de eventos VTH y

VTL en capítulo 2).

Igualmente, en esta etapa entre Noviembre de 1998, Enero y Febrero de 1999

ocurren pequeños enjambres de sismos Volcano-tectónicos, de Largo período

(familia 1) e Híbridos localizados entre 1 y 6 km bajo la cumbre, a excepción de

tres sismos VTH localizados a profundidades superiores a 6 km bajo la cumbre.

Al parecer puede haber ocurrido una migración de hipocentros en aquella

época, desde VTH profundos hasta VTH y VTL superficiales, y desde VTH

profundos hasta Híbridos y LP superficiales (fig. 72-a).

Figura 72. Variación hipocentral de eventos VT, LP y HB en la etapa de actividad freática intensa y actividad magmática. Obsérvese de manera independiente la figura (las localizaciones encerradas por las líneas punteadas dadas por las diferentes configuraciones de la red sísmica). (a) y (b) se consideran homogeneizadas de acuerdo al número y ubicación geográfica de las estaciones existentes en la época. La línea a los 6 km de profundidad representa el límite de la transición frágil plástica y la línea a los 7 km de profundidad representa la “válvula”.

En este mismo período se observó un pico de b igual a 1.302 (σ=0.081) con

una ventana temporal de 100 eventos comprendida entre el 9 de Diciembre de

1998 y 13 de Enero de 1999, posteriormente el valor de b, entre el 3 de Enero y

3 de Febrero de 1999 aumentó a 1.37 (σ=0.083).

En Mayo de 1999 ocurre un enjambre de sismos volcano-tectónicos VTH y VTL

de origen superficial, generalmente estos eventos fueron observados en las

estaciones de Retu, Ara2, Mson y ocasionalmente en Cusu y Run2. Este

31-Ene-99

29-May-99

12-Ago-99

20-Ago-9907-May-99

05-Jul-99

17-Ene-99

28-Nov-98

16-Nov-98

09-Dic-98

22-May-99

25-Abr-99

03-May-99

01-N

ov-9

8

02-D

ic-9

8

02-E

ne-9

9

02-F

eb-9

9

05-M

ar-9

9

05-A

br-9

9

06-M

ay-9

9

06-J

un-9

9

07-J

ul-9

9

07-A

go-9

9

07-S

ep-9

9

08-O

ct-9

9

08-N

ov-9

9

Fecha

Prof

undi

dad

(Km

)

Híbridos Lp familia 1 Lp famila 3 Lp familia 4 VTH VTL

��

(a) (b)

Actividad freática intensa

Actividad Magmática

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

Actividad freática intensa


114

enjambre se vuelve intenso el 16 de Mayo y las localizaciones de estos

eventos se dan entre 1 y 3 km bajo la cumbre, con magnitudes (Md) entre 1.2 y

2.5. En esta misma época se observó un pico de b igual a 1.427 (σ=0.084),

para una ventana temporal de 100 eventos comprendida entre el 9 de Marzo y

8 de Mayo de 1999. Igualmente, a mediados de Mayo de 1999 se da la

ocurrencia de enjambres de sismos de Largo período (familia 1), Híbridos

localizados entre 2 y 4 km bajo la cumbre, y sismos VT localizados entre 1 y 10

km bajo la cumbre (fig 72-b).

Es importante mencionar que dentro de la etapa de actividad freática intensa se

observaron 10 picos de mayor actividad tremórica (fig. 73). Algunos de estos

picos coinciden con picos en el número de sismos en las épocas de Junio de

1994 y Agosto de 1995 (picos 1 y 3); los otros picos se encuentran

antecediendo y/o son posteriores a los picos de actividad sísmica. Por

ejemplo, los picos 2 y 4 parecen estar ocurriendo después de los picos de

actividad sísmica, mientras que los picos 5, 6, 7 y 8 podrían estar antecediendo

picos de energía tremórica. Los picos 9 y 10 podrían anteceder el pico de

actividad sísmica en Mayo de 1999 y/o ser posteriores al pico de actividad

sísmica en Enero de 1999. Obsérvese que el pico 1 en Junio de 1994 (de 8.4

*1015 ergios) a pesar de coincidir con un pico de actividad sísmica, podría

igualmente anteceder el pico de actividad sísmica en Octubre de 1994 (105

eventos), lo que a su vez podría ser comparable con el pico 7 en Abril de 1998

(9.33 *1015 ergios) el cual está antecediendo un pico de actividad sísmica en

Septiembre de 1998 (108 eventos). Si se observan otros picos con energías

similares a los picos 1 y 7, como lo es el pico 4 ó tal vez el pico 6

probablemente se podría sugerir que el número de eventos esperado sea

mayor de 100 como en los casos anteriores, pero se observa que la

distribución normal de picos alrededor de cada pico máximo es mucho menor

comparado con la distribución de picos alrededor de los picos 1 y 7, por lo cual

la duración de energía en el tiempo sería bastante importante para favorecer

una mayor actividad sísmica. Aquí vale la pena anotar, que probablemente

exista una relación energética entre el sistema superficial freático y el sistema

magmático que permita o más bien manifieste una relación bidireccional entre

ambos, de tal manera que se requieran sobrepasar los 8 *1015 ergios de


115

energía tremórica liberada en un período de por lo menos 4 meses para que se

produzca un número de eventos sísmicos mayor a 100.

Figura 73. Variación temporal del número de total de sismos y de la energía liberada por el tremor. Las flechas señalan los 10 picos de máxima actividad considerada dentro de la etapa de actividad freática intensa. Los picos 11 y 12 se encuentran dentro de la etapa magmática.

La última etapa de actividad freática intensa comprende desde Noviembre de

1998 hasta Julio de 1999 (fig. 71). Dentro de los varios episodios de actividad

freática intensa, la última etapa de actividad freática intensa constituye la de

mayor duración desde 1994. El 21 Abril de 1999 ocurre el mayor pico de

energía tremórica liberada de dicha etapa (pico 10) y luego de éste, en Mayo

de 1999 acontece el mayor pico de actividad sísmica dentro de esta etapa

considerada (fig. 73). Por otra parte, desde Abril de 1999 la última etapa de

actividad freática intensa coincide con cambios importantes en el tremor

volcánico, el cual fue caracterizado por una superposición de frecuencias altas

y bajas alrededor de 5 y 0.5 Hz respectivamente (ver figura 32-c en capítulo 2),

lo que podría indicar un sistema completamente excitado. Respecto, a las

localizaciones de los eventos VT en las otras etapas de actividad freática

intensa y normal, vale la pena resaltar que entre Noviembre de 1994 y Enero

de 1997 estos se localizaron entre 4 y 11 Km, con epicentros más superficiales

en Noviembre de 1994, más profundos entre Enero y Agosto de 1995 y más

superficiales entre Abril de 1996 y Enero de 1997 (fig. 74-a). Desde Febrero de

1997 a Febrero de 1998 los hipocentros se restringen a profundidades entre 4 y

6 km, luego de esta fecha, entre Abril y Junio de 1998, ocurren hipocentros

1175

2378

2136

0

50

100

150

200

250

300

350

400

450

500

1994 1995 1996 1997 1998 1999Fecha

Núm

ero

de s

ism

os (m

ensu

ales

) ccc

0.0E+00

5.0E+15

1.0E+16

1.5E+16

2.0E+16

2.5E+16

3.0E+16

3.5E+16

4.0E+16

4.5E+16

5.0E+16

5.5E+16

6.0E+16

Ener

gía

trem

óric

a di

aria

(Erg

ios)

Número de sismos

E.Tremórica

1172

1

2 3 4 5

6 78

9

10

11

12


116

entre 8 y 12 km, y posteriormente entre Diciembre de 1998 y Febrero de 1999

los hipocentros se concentran principalmente entre 2 y 5 km bajo la cumbre (fig

74-b). Finalizando la etapa de actividad freática intensa, se presentan

enjambres de sismos Volcano-tectónicos en Mayo y Junio de 1999, estos

eventos se localizaron entre 1 y 5 km bajo la cumbre, escasamente dos

eventos presentaron profundidades mucho mayores, uno ocurre a fines de Abril

de 1999 y otro en Mayo de 1999. Igualmente, en Enero y Mayo de 1999 se

presentaron enjambres-LP de la familia 1 que se localizaron entre 3 y 5 km bajo

la cumbre (figs. 72-a y 72-b).

Figura 74. Variación temporal de los mejores eventos volcano-tectónicos (VTH y VTL) localizados. Obsérvese de manera independiente la figura (las localizaciones encerradas por las líneas punteadas dadas por las diferentes configuraciones de la red sísmica). (a), (b) y (c) se consideran homogeneizadas de acuerdo al número y ubicación geográfica de las estaciones existentes en la época 5.1.3 Actividad magmática Esta etapa inicia desde mediados de Julio de 1999, cuando se continuaron

observando frecuencias altas y bajas superpuestas en el tremor volcánico,

adicionalmente se observa una serie de sismos pequeños de todos los tipos, lo

cual caracteriza a un sistema superficial excitado por el calor del cuerpo

magmático en ascenso, este comportamiento se mantuvo hasta mediados de

Septiembre de 1999. A fines de Julio de 1999 se tienen los primeros reportes

de alta actividad fumarólica y de olor fuerte a azufre en las cercanías del cráter.

18-M

ay-9

4

17-N

ov-9

4

18-M

ay-9

5

17-N

ov-9

5

17-M

ay-9

6

16-N

ov-9

6

17-M

ay-9

7

16-N

ov-9

7

17-M

ay-9

8

16-N

ov-9

8

17-M

ay-9

9

16-N

ov-9

9

Fecha

Prof

undi

dad

(Km

)

VTHVTL

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

11

12

(a)

(b)

(c)

��


117

El nivel de SO2 aumentó, de prácticamente 0 Ton/día a un pico de 714 Ton/día

el 16 de Agosto de 1999, indicando la proximidad del magma a las capas

superficiales del volcán. Por otra parte, el flujo de SO2 emitido por el volcán se

encontraba cercanamente correlacionado con la actividad tremórica de este

período, es decir los valores de flujo de SO2 medidos se encontraban rodeando

los picos de energía tremórica liberada (fig 75).

Figura 75. Variación temporal del Flujo de SO2 (Ton/día) y energía tremórica liberada. El flujo de SO2 es medido usando la metodología del espectrómetro de correlación (COSPEC). La incertidumbre depende en la mayor parte de las velocidades de los vientos registradas. El error en el Tungurahua es asumido ser un 30% y en general en el peor de los casos un 50% (comm.pers. Hall, M.). La línea continua muestra la energía tremórica liberada por el tremor de 2 Hz, mientras que la línea punteada es la energía tremórica liberada por los tremores relacionados a pulsos energéticos de gas y/o ceniza (la energía tremórica liberada por este tremor fue multiplicada por un factor de 40). Debido a que a partir del 5 de Octubre de 1999 el tremor volcánico satura la

estación de Mson, e igualmente desde ese momento es casi imposible

distinguir el tremor volcánico de 2 Hz del tremor relacionado a emisiones,

entonces se tomó la estación Pata como la nueva estación de referencia. En

dicha estación, desde el 14 de Septiembre de 1999, se realizaron las lecturas

necesarias para el cálculo de la energía tremórica (fig. 75).

La ocurrencia de eventos sísmicos aislados acontece en Julio, Agosto y

Septiembre de 1999, meses en los que se produjeron enjambres de sismos

volcano-tectónicos y de largo período. Los enjambres de sismos VT ocurridos

entre Julio y Septiembre de 1999 se localizaron entre 2 y 6 km, solo un evento

0.0E+00

2.0E+16

4.0E+16

6.0E+16

8.0E+16

1.0E+17

1.2E+17

01-Jun-99 02-Jul-99 02-Ago-99 02-Sep-99 03-Oct-99

Fecha

Ener

gía

trem

óric

a on

das

de s

uper

ficie

(erg

ios)

0

2,000

4,000

6,000

8,000

10,000

12,000

Fluj

o m

edio

de

SO2

(Ton

/día

)

E. Trem órica (M son)

E.Trem órica*40 (Patacocha)

Flujo de SO2


118

se localizó a 8 km bajo la cumbre. Los enjambres de sismos de Largo período

ocurrieron en distintas épocas: entre el 1 y el 27 de Julio los sismos del

enjambre-LP (de la familia 3) se localizaron entre 6 y 7 km, luego entre el 6 y

31 de Agosto de 1999 los sismos del enjambre-LP (de la familia 4) se

localizaron entre 7 y 9 km (fig 72-b). Entre el 7 y 12 de Septiembre de 1999

los sismos del enjambre-LP (familia 2) presentaron una variación hipocentral

desde eventos más profundos a 7 km hasta eventos más superficiales a 4 km

bajo la cumbre (fig 60-c en capítulo 3). En Agosto y Septiembre de 1999,

acontece el Enjambre-LP de la familia 1, el cual se localizó entre 2 y 5 km bajo

la cumbre, otra parte de estos eventos se localizaron cerca de la zona donde

se considera existe una “válvula” (a 7 km de profundidad) que en particular,

genera eventos LP de la familia 1, 3 y 4 (fig 72-b). Los eventos híbridos que se

presentan entre Julio y Septiembre de 1999 comparten una disposición

hipocentral similar a los eventos VT y LP de la familia 1. Al parecer estos

eventos híbridos presentaron una variación hipocentral desde eventos más

profundos hasta eventos más superficiales, es decir, el 12 de Agosto se

localizaron entre 6 y 7 km, y posteriormente entre el 20 de Agosto y 23 de

Septiembre estos se localizaron entre 3 y 6 km bajo la cumbre (fig 72-b).

Por otra parte, eventos VT profundos (mayores de 6 km) precedieron tanto la

etapa temprana de actividad freática intensa (fig 72-a) como la etapa temprana

de actividad magmática (fig. 72-b).

Entre el 29 de Junio y 27 de Julio de 1999, se registra el valor de b más alto

desde 1994, este valor fue de 2.12 (σ=0.104) y desde dicha época disminuye

un poco hasta que entre el 18 y 24 de Agosto se registra otro b de 1.507

(σ=0.087) y del 29 de Agosto a 15 de Septiembre el valor de b fue de 1.522

(σ=0.087) (fig. 69 en capítulo 4). Ya hacia el 14 de Septiembre de 1999, el

tremor volcánico aumenta considerablemente su energía liberada, llegando a

los 2.22*1016 ergios, lo cual fue asociado a una fuente de calor cada vez más

cercana. En este mismo día ocurren una serie de emisiones de vapor y ceniza

relacionadas a la señal tremórica registrada. A partir de esa misma fecha la

amplitud del tremor alcanza niveles extraordinariamente altos, provocando que


119

el 5 de Octubre las estaciones más cercanas del cráter (Msón y Retu) saturen

su nivel de respuesta. En este mismo día se produjo la primera explosión

freatomagmática, que al parecer generó una nueva etapa de equilibrio

caracterizada por la presencia de una columna de vapor y ceniza casi

constante, que se depositó en los alrededores. El día 8 de Octubre se

reportaron los primeros indicios de incandescencia. Con relación a las medidas

de SO2, estos valores fueron aumentando paulatinamente desde el 4 de

Septiembre hasta alcanzar las 10.280 ton/día el día 9 de Octubre de 1999.

Con las evidencias anteriores el 15 de Septiembre de 1999 se declaró la alerta amarilla para la población y el 16 de Octubre del mismo año la alerta naranja

y la evacuación de los habitantes en los alrededores del volcán.

A partir del 13 de Octubre de 1999 la energía tremórica liberada baja

considerablemente, llegando a registrarse valores iguales a 2*1015 ergios a

finales de Octubre del mismo año (fig. 75). El nivel de SO2 continuó en niveles

altos, con una tendencia a decrecer a mediados de Noviembre de 1999. Lo

más característico desde Noviembre de 1999, es la ocurrencia de explosiones

magmáticas asociadas a burbujas de gas que arrastran parte del magma y que

producen una onda sonora claramente observable en los registros, e

igualmente percibida a varios kilómetros de distancia. Este tipo de actividad es

una muestra de que el magma está en superficie, es decir se considera una

etapa eruptiva permanente de tipo estromboliano y vulcaniano.

5.2 CORRELACIONES CON OTROS TIPOS DE ACTIVIDAD 5.2.1 Variaciones Geoquímicas El Instituto Geofísico desde 1994 realiza monitoreo geoquímico de las fuentes

termales provenientes del Volcán Tungurahua. Dichas fuentes se encuentran

localizadas en los flancos NE y SW del volcán, entre 3.3 y 9.3 km de distancia

desde la cumbre (tabla 27).


120

Tabla 27. Ubicación de las fuentes termales del Volcán Tungurahua. Estación Latitud Longitud Altura El Salado 1.406 S 78.428 1960 Palitagua 1.497 S 78.451 2800 La Virgen 1.396 S 78.413 1910 Santana 1.393 S 78.406 1730

Mientras hay ascenso de magma en un volcán, los cambios en las condiciones

subterráneas son reflejados en las composiciones de los gases y compuestos

químicos disueltos y emitidos por las fuentes termales, fumarolas y el penacho

del volcán. El magma, material de roca fundida o parcialmente fundida, está

formado por un sistema de silicatos químicamente complejos y gases

volcánicos que constituyen la fase volátil del magma. Entre los elementos

mayores que forman el magma se encuentran: SiO2, Al2O3, Fe2O3, FeO, Na2O,

K2O, MgO, CaO; elementos menores como: K2O, Cl, TiO2, P2O5, MnO, CO2 y

F; elementos volátiles como: H2O, CO2, SO2, F, Cl y elementos traza como: He,

Ar, B, Li, Rb, Cs y N. Estos compuestos pueden ser interpretados como

informadores potencialmente útiles de la actividad hidrotermal en sistemas

geotérmicos o volcánicos. Adicionalmente datos físicos como pH,

conductividad del agua y su temperatura son empleados para el análisis de la

fase líquida en la fuente termal. Mediante el método analítico, espectroscopía

de absorción atómica, cromatografía de gases, potenciometría entre otros, se

estudian las especies químicas de Sodio (Na), Potasio (K), Calcio (Ca),

Magnesio (Mg), Sílice(SiO2), Bicarbonatos (HCO3), Cloro (Cl) y Sulfatos (SO4).

Adicionalmente se toman datos del pH, temperatura y conductividad de las

fuentes termales del Volcán Tungurahua. De todo estos parámetros

geoquímicos se notaron pocos pero importantes cambios respecto a la media

de datos, que podrían estar relacionados con aportes magmáticos en las

distintas épocas que se realizó el muestreo. En la tabla 28 se muestran los

cambios geoquímicos observados que sobrepasan o igualan la suma de la

media más el 25% de la media de muestreo para cada especie química,

también se muestran los cambios que sobrepasan o igualan la suma de la

media más el 2% de la temperatura o el 10% de la conductividad o del pH

respecto a la media de muestreo (tomada desde 1994 a 1999) para la

temperatura, conductividad y pH en por lo menos dos fuentes termales.


121

Tabla 28. Fechas y fuentes termales que registraron los cambios más importantes de los diferentes patrones geoquímicos. En negrilla se señalan las fechas comunes en que se presentaron los cambios para las distintas especies químicas e igualmente en negrilla se resaltan todas las fuentes termales que registraron simultáneamente los cambios geoquímicos.

Especie Química

Fecha en la que se registró el cambio

Fuentes termales que registraron un cambio positivo (incremento)

Sodio 30-Dic-97 1,3,4 22-Dic-98 1,2,3,4 Potasio 10-Ago-98 1,2,3,4 Calcio 24-Feb-94 1,2,3 06-Jun-95 1,2,3 23-Sep-97 1,3,4 Magnesio 30-Dic-97 3,4 27-May-98 1,2,4 Sílice 19-Oct-95 1,2,3 24-Sep-99 3,4 Bicarbonatos - - Sulfatos 10-Nov-94

Otros parámetros Temperatura 17-Abr-96 1,2,3 01-Jul-97 y 22-Abr-97 1,2 23-Sep-97 y 30-Dic-97 1,2,4 17-Mar-98 y 28-May-98 1,2,3,4 10-Ago-98 1,2,4 18-Ago-99 1,2 Conductividad 01-Jul-97, 22-Abr-97 1,3 30-Dic-97, 31-Ago-99 1.3 15-Sep-99, 27-Oct-99 1,3 PH(*) 26-May-94, 27-Mar-95 1,2,3 06-Jun-96, 17-Abr-96 1,2,3 01-Jul-97, 22-Abr-97 1,2,3 22-Dic-98, 18-Ago-99 1,2,3,4 15-Sep-99 1,2,3,4 (1) El Salado, (2) Palitagua, (3) La Virgen, (4) Santana (*) Como se mostraban muchos cambios en dos estaciones, únicamente se muestran en más de dos estaciones.

Por otra parte, el valor de b refleja cambios internos en el volcán (ver capítulo

4) que a su vez podrían facilitar la movilización de las especies geoquímicas

(medidas en las fuentes termales). Por esta razón a continuación se muestra

un análisis en el que se relacionan estos dos aspectos.

Aunque los bicarbonatos no cambiaron en un 25%, ellos si registraron un

descenso en las fuentes (1), (2) y (3) desde el 3/Jul/96 hasta el 17/Mar/98 y

luego vuelven a aumentar hasta el 22/Dic/98 (ver Anexo I), estas variaciones

coinciden en gran parte con variaciones en el valor de b, ya que este valor

disminuye desde Septiembre de 1996, hasta Marzo de 1998, volviendo a

incrementarse desde Marzo de 1998 hasta Enero de 1999 (fig. 76). Es


122

importante mencionar aquí, que desafortunadamente entre Julio y Septiembre

de 1996 no se tiene mediciones geoquímicas de los bicarbonatos, por lo cual

la correlación empezaría a partir de Septiembre de 1996. En este caso, el

incremento en la concentración de bicarbonatos está indicando un aporte

magmático, que coincide con un incremento en el valor de b. Respecto a las

variaciones en los otros elementos geoquímicos se destaca que las variaciones

en el sodio, potasio, magnesio y sílice (Anexo I) coinciden también con

cambios en el valor de b (fig. 76).

Figura 76. Correspondencia entre los cambios del valor de b y los cambios geoquímicos registrados. Las flechas hacia arriba indican incrementos, y las flechas hacia abajo indican disminución del patrón geoquímico.

Desde el 10/Ago/98 hasta el 22/Dic/98 se registra un incremento en el Sodio,

lo cual coincide a su vez con un aumento en el valor de b. El Potasio aumenta

desde el 27/May/98 registrando un pico importante el 10/Ago/98 lo que de igual

forma coincide con un aumento en el valor de b desde mediados de Junio de

1998 hasta mediados de Enero de 1999. La estación del Salado registra un

gran pico en los valores de Potasio, pero ello sucede un poco más tarde el

22/Dic/98. El Magnesio se incrementa desde el 17/Mar/98 llegando a un pico

el 27/May/98, lo cual coincide con un aumento en el valor de b en dicho

período. Finalmente la Sílice aumenta desde el 27/Mar/95 hasta llegar a un

0

1E+16

2E+16

3E+16

4E+16

5E+16

6E+16

7E+16

8E+16

Ene-

1994

Mar

-199

4

May

-199

4

Jul-1

994

Sep-

1994

Nov

-199

4

Ene-

1995

Mar

-199

5

May

-199

5

Jul-1

995

Sep-

1995

Nov

-199

5

Ene-

1996

Mar

-199

6

May

-199

6

Jul-1

996

Sep-

1996

Nov

-199

6

Ene-

1997

Mar

-199

7

May

-199

7

Jul-1

997

Sep-

1997

Nov

-199

7

Ene-

1998

Mar

-199

8

May

-199

8

Jul-1

998

Sep-

1998

Nov

-199

8

Ene-

1999

Mar

-199

9

May

-199

9

Jul-1

999

Sep-

1999

Fecha

Ener

gía

trem

óric

a m

áxim

a di

aria

(erg

ios)

0

0.5

1

1.5

2

2.5

Valo

r de

b

SiliceSodioMagnesioPotasioBicarbonatosConductividadpH


123

pico el 19/Oct/95, lo que a su vez coincide con el aumento del valor de b que

ocurre entre mediados de Mayo y Octubre de 1995. Posteriormente desde el

10/Ago/98 la Sílice vuelve a aumentar hasta llegar a un pico el 24/Sep/99, lo

que nuevamente vuelve a coincidir con una aumento del valor de b registrado

desde mediados de Junio de 1998 hasta llegar a un pico máximo a mediados

de Julio y Septiembre de 1999.

Por otra parte, la temperatura, conductividad y pH suministraron cambios

igualmente importantes en los diferentes estados de actividad del volcán (ver

anexo I) que también estuvieron correlacionados con cambios en el valor de b.

En la temperatura se puede ver un cambio pequeño positivo el 17/Abr/96

(este cambio es muy puntual pero lo único que se puede decir es que desde

mediados de Marzo de 1996 el valor de b aumenta). La conductividad

disminuyó entre el 19/Oct/95 y 17/Abr/96 lo que coincide a su vez con una

disminución del valor de b desde mediados de Octubre de 1995 y fines de

Marzo de 1996, luego aumentó hasta el 7/Ene/97 lo que en este caso se

interceptaría con un b que aumenta hasta mediados de Septiembre de 1996,

pero que a partir de esa fecha disminuye por lo que aquí puede ser, como en el

caso anterior, que la conductividad subsista después de un corto período de

calma y/o excitación magmática. Posteriormente el 15/Sep/99 y 27/Oct/99 se

registraron otros incrementos en la conductividad que coinciden con valores de

b altos en aquellas épocas (fig. 76). Los incrementos de conductividad indican

incrementos en la concentración de sales en las fuentes termales, lo cual

implícitamente estaría reflejando que cuando hubo un mayor aporte magmático

este valor aumentó. Finalmente, para el pH se notaron 3 cambios importantes:

desde el 3/Jul96 hasta el 1/Jul/97 se registró un incremento que coincide en

parte con el ascenso del valor de b registrado desde mediados de Marzo de

1996 hasta Septiembre del mismo año, después de esta fecha el b desciende

pero el pH continuó aumentando, tal vez como resultado de la excitación

magmática en aquella época. El otro incremento importante ocurre entre el

30/Dic/97 y el 17/Mar/98 lo que coincide con el aumento del b entre mediados

de Marzo de 1998 y Enero de 1999. Es importante anotar que antes de

Diciembre de 1997 el valor de b aún era descendente. Los últimos picos del

pH el 22/Dic/98, 18/Ago/99 y 15/Sep/99 coinciden con la cercanía de los picos


124

de b durante 1999 (fig. 76). El pH es indicador del grado de acidez o

alcalinidad del medio acuoso. Aquí vale la pena anotar que tal vez este

incremento del pH tenga que ver con el tipo de magma que ascendió. De

acuerdo con análisis químicos de la ceniza que emitió el Volcán Tungurahua

en Noviembre de 1999 (datos de Monzier, 1999) se sugiere que la intrusión

magmática que ascendió corresponde a una andesita según el diagrama

basado en la totalidad de alcalis totales (Na2O+K2O) Vs SiO2 (Lebas et al,

1986). Nótese que una andesita requiere un buen porcentaje de SiO2 y por lo

tanto de H2O que podría descomponerse dando como resultado gran cantidad

de hidrogeniones que elevan el pH.

5.3 Esquema del sistema magmático De acuerdo con los datos de sismicidad y el modelo geológico, el sistema

magmático podría ser observado desde 3 partes principales (fig. 77):

(1) El sistema correspondiente al edificio volcánico comprendería desde la

cumbre del volcán (5.02 km) hasta los 2.5 km bajo la cumbre donde sería el

límite con el basamento de rocas metamórficas. En esta parte suelen ocurrir

eventos LP, HB, VTH y VTL y probablemente entre 1.2 y 2 km bajo la cumbre

exista un sistema de grietas en donde se genera la fuente de tremor

hidrotermal (Ruiz et al., 1999).

(2) Entre los 3 y 6 km bajo la cumbre igualmente ocurren eventos LP, HB, VTH

y VTL. De acuerdo con la distribución de frecuencias de los eventos VT se

asigna un límite de transición frágil-plástica a partir de los 6 km bajo la

cumbre ya que desde esta profundidad se encuentra la zona de ocurrencia de

los eventos VTH de mayor frecuencia.

(3) Entre los 6 y 12 km de profundidad se encuentra la zona de ocurrencia de

eventos VTH y LP de las familias 3 y 4. Se considera que a los 7 km de

profundidad existe una válvula o agente común responsable de alto grado de

similitud de las formas de onda y contenido espectral para eventos LP de las

familias 3 y 4. Esta idea basada en la teoría del tubo de choque (Morse e


125

Ingard, 1968), esquemáticamente ilustrada en la figura 77-b sugiere 5 estados

para la formación de eventos con alto grado de similitud: (a) un progresivo

auto-sellamiento de la válvula, (b) taponamiento de la válvula, (c) alta actividad

fumarólica que comienza a producir un exceso de presión sobre la válvula, (d)

el exceso de presión excede la resistencia mecánica que conlleva al

rompimiento de la válvula, (e) finalmente se dispara la propagación de un

choque de ondas ascendente (SW) que generaría los eventos LP de la familia

3 y un frente de rarefacción descendente que generaría los eventos LP de la

familia 4 (RW). Las paredes del conducto resuenan bajo un “efecto martillo”

producido por la componente transversal de la SW. Consecuentemente un tren

de ondas conservativo de los modos normales de vibración del conducto es

radiado desde las paredes del conducto al medio que lo rodea, produciendo un

evento sísmico “monocromático”, es decir (para el caso del Tungurahua),

podría generarse el tremor armónico bajo este efecto. Estas interpretaciones

con los datos actuales son más bien especulativas. Con el fin de evaluarlas se

requieren investigaciones instrumentales y análisis del patrón de radiación de

las ondas en campo cercano.

Adicionalmente, los cambios geoquímicos observados en las fuentes termales,

conlleva a suponer que las distintas especies geoquímicas aportadas por el

magma podrían haber viajado desde el magma a través de fracturas (y/o

aprovechando zonas más permeables) hasta llegar a las partes más

superficiales del volcán donde serían lavadas por aguas meteóricas. Vale la

pena añadir que nuestro conocimiento sobre cómo es transportado y

almacenado el gas (por ej. el CO2 que es parte esencial para formar las aguas

bicarbonatadas) dentro del volcán es mínimo (Delmelle, P. y Stix, J., 1999).

Vale la pena anotar que la principal diferencia entre eventos LP de las zonas 1

y 2 respecto a la zona 3 suele ser que los eventos LP de esta última zona

presentan espectros más “limpios” es decir que las frecuencias principales de

todos los eventos convergen a un solo valor ya sea alrededor de 1.6 Hz (para

la familia 3) o 3.8 Hz (para la familia 4).


126

Figura 77. Esquema del sistema magmático: (a) Partes del sistema magmático, (b) Esquema mostrando un modelo de la génesis de los eventos LP de las familias 3 y 4 (Tomado de Montalto, A., 1994).

��

��

-1.52 -1.50 -1.48 -1.46 -1.44 -1.42 -1.40LATITUD

-10-9-8-7-6-5-4-3-2-10123456

PRO

FUN

DID

AD

(Km

) acu

ífer

os la

tera

les

��

��

��

��

(1)

(2)

��

��

(1)

(2)

��

��

(1)

(2)

��

��

(1)

(2)

��

��

(1)

(2)

magma magma magma magma magma

sello sello sello sello

fumarolas fumarolas fumarolas fumarolas fumarolas

acu

ífer

os la

tera

les

acu

ífer

os la

tera

les

acu

ífer

os la

tera

les

acu

ífer

os la

tera

les��

��

��

��

��

��

��

��

sello

(a) (b) (c) (d) (e)

(a) Progresión del sellamiento(b) Sello(c) Incremento de la presurización(d) Apertura del sello(e) Movimiento de las ondas.

(b)(a) NS

��

��

Reservoriomagmático

cráter

Eventos híbridos,de Largo Período yVolcano-tectónicos de profundidad superficial e intermedia

Sismos de Largo y volcano-tectónicosprofundos

��Sistema de grietas

Transiciónfrágil-plástica

Volcano-tectónicosHibridosLargo período

CONVENCIONES

Válvula

Esquema de la válvula

Límite delbasamento

(1)

(2)

(3)

0123456789

1011121314

Fuente termal

��

��

��

agua meteórica

Capítulo VI Discusión y conclusiones

127

6. DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES El presente trabajo ha permitido explorar diferentes características de las

fuentes sísmicas en el Volcán Tungurahua, lo cual a su vez ha sido

correlacionado con otros parámetros (sísmicos, visuales y geoquímicos) con el

fin de tener una visión global del entorno dinámico que involucran dichas

fuentes durante el período pre-eruptivo e inicios de la etapa eruptiva del volcán.

Igualmente, se ha realizado una aproximación a dos tópicos de importancia en

la sismología básica en lo que respecta a las localizaciones de eventos

sísmicos y configuración espacial de una red sísmica.

DISCUSIÓN Las características magmáticas e hidrotermales que enmarcan al Tungurahua,

hacen suponer que pueda existir una relación entre estos dos aspectos. Entre

Abril y Mayo de 1999 hubo simultaneidad entre la actividad freática y

magmática, esto se supone debido a que el salto en la curva de energía

acumulada del tremor ocurre casi simultáneamente que el ascenso del valor de

b. Entre Abril y Julio de 1999 ocurrió el mayor salto en la energía acumulada

del tremor y ello antecedió al mayor valor de b registrado desde 1994. Por otra

parte la baja correlación entre precipitación y energía tremórica desde Mayo de

1999 hacen presumir que al sistema se añadía un “mayor” componente

magmático que se evidenciaría 4 meses más tarde mediante el inicio del

proceso eruptivo como tal. Por otra parte, se ha investigado la probable

existencia de una “válvula” generadora de enjambres de sismos de largo

período (LP) localizada a 7 km de profundidad. Esta asunción requiere analizar

el patrón de radiación de las ondas sísmicas en campo cercano, además de

una continua observación de los fenómenos que podría involucrar, como por

ejemplo lo que se observó el 3 de Agosto del 2000, cuando el desplazamiento

reducido de un enjambre de eventos de LP fue creciendo paulatinamente a


128

medida que se producían las primeras explosiones, es decir que este enjambre

pudo haber actuado a manera de válvula suministradora del gas necesario

para la ocurrencia de eventos explosivos. De la misma manera, eventos

volcano-tectónicos podrían anteceder actividad más superficial, como por

ejemplo los sismos VT ocurridos el 8 y 13 de Agosto del 2000 precedieron

actividad explosiva, tremórica y la ocurrencia de enjambres de LP (Molina I., en

preparación). Incluso fenómenos superficiales podrían influir en la dinámica

activa del volcán, como pareció haberlo hecho la primera explosión

freatomagmática (5 de Octubre de 1999) que al parecer jugó un papel

importante en la despresurización del sistema, ya que luego de dicha explosión

la amplitud y duración del tremor aum entaron notablemente y las frecuencias

alrededor de 0.5 Hz disminuyeron (principalmente después del 19 de octubre).

De acuerdo con lo anterior se han llegado a las siguientes conclusiones:

CONCLUSIONES

1) Conforme a la actividad histórica relatada en los manuscritos antiguos que

comprenden desde 1640 a 1918, puede afirmarse que el Volcán Tungurahua

ha presentado una actividad eruptiva intermitente precedida por actividad

freática intensa, ruidos subterráneos, temblores en la cercanía del volcán,

grandes “cañonazos” debidos a la propagación de ondas acústicas de las

explosiones, caídas de ceniza, lahares, emisión de lava y cambios en la

morfología del cráter principal. Las características más similares a las

condiciones eruptivas actuales del Volcán Tungurahua son aquellas ocurridas

durante la erupción de 1916 a 1918.

2) Basado en el comportamiento del tremor volcánico y la ocurrencia de

eventos sísmicos aislados fue posible diferenciar varias etapas intercaladas de

actividad freática intensa a normal y una posterior etapa magmática. Así:


129

Tabla 29. Características de las etapas de actividad en el Volcán Tungurahua Etapas Energia tremórica (ergios) Número mensual de sismos

Actividad Freática normal <2.5*1015 <10 Actividad Freática intensa >2.5*1015 >10 Actividad Magmática >>2.5*1015 (del orden de *1016) >>10 (mayor que 100)

3) Mediante el análisis del contenido espectral, de la envolvente, la localización

y del mecanismo de generación, se encontraron tres tipos principales de

eventos: el primero en el que los fluidos juegan un papel importante en la

generación de las ondas sísmicas (denominados largo período), el segundo

que involucra un proceso de ruptura (denominados volcano-tectónicos), es

decir que sus fuentes envuelven procesos puramente elásticos y el tercero que

presenta una mezcla de las características de los grupos anteriores

(denominados híbridos).

4) Los eventos volcano-tectónicos se dividieron en dos familias: la primera

denominada VTH, presentó una frecuencia dominante entre 6 y 18 Hz, la

segunda familia denominada VTL presentó frecuencias dominantes entre 3 y 6

Hz. La distribución hipocentral de los sismos con respecto a las frecuencias de

cada familia permitió definir una estrecha zona de transición frágil-plástica

(sello) que rodearía una posible cámara magmática ubicada a 6 km de

profundidad. Debido a la acumulación de fluidos magmáticos bajo esta zona se

genera una sobrepresión que rompe el sello y produce una fractura que daría

lugar a un evento VTH. Los eventos VTH preceden la ocurrencia de eventos

VTL en la etapa de dominio magmático, por lo cual dichos eventos se

asociaron con el inicio de una intrusión magmática a mediados de Julio de

1999, mientras que los eventos VTL estarían reflejando cambios de esfuerzos

asociados con la inyección de magma y el transporte de volátiles hacia la

superficie tal como fue observado a fines de Julio de 1999, cuando se reportó

un fuerte olor a azufre en las cercanías del cráter.

5) Los eventos de largo período se subdividieron en 4 familias. Las dos

primeras familias se localizaron entre 3 y 6 km bajo la cumbre, mientras que las

familias 3 y 4 se localizaron entre los 6 y 12 km de profundidad. En cuanto a la

genealogía de los eventos, la familia 1 parece ser el resultado de la interacción


130

entre los sistemas magmático e hidrotermal en el que los fluidos actuarían en

dos puntos concretos dentro del conducto magmático uno entre 3 y 5 km, y el

otro muy cerca de la fuente de generación de los eventos de las familias 3 y 4.

Los eventos de la familia 2 parecen estar relacionados con el proceso de

movilización del magma hacia la superficie, mientras que los eventos de las

familias 3 y 4 (ocurridos en Julio y Agosto de 1999) parecen estar más

relacionados con gases magmáticos (H2O o CO2) pasando a través de una

válvula localizada a 7 km de profundidad. Otro aspecto importante que

diferencia los eventos de las familias 1, 2 de las familias 3 y 4, es que las dos

últimas familias presentan espectros más “limpios”, es decir que las frecuencias

principales de todos los eventos convergen a un solo valor.

6) Los eventos híbridos localizados entre 1 y 7 km se encuentran relacionados

espacial y temporalmente con los eventos VTL y LP (de las familias 1 y 2). De

acuerdo con el análisis efectuado para determinar la naturaleza de los híbridos

se sugiere que la alta y baja frecuencia que componen a dichos eventos

aparentemente presentan la misma fuente de localización y tiempo origen. De

ello, se deriva que estos eventos son originados por la “aparente”

simultaneidad de proceso elásticos (fractura) y volumétricos (fluidos).

7) Temporalmente, desde 1994 hasta 1998, los eventos VT fueron más

recurrentes, luego, a partir de Enero de 1999, empiezan a ser notables los

eventos LP y HB. Espacialmente eventos VTH más profundos (mayor a 6 km)

preceden la ocurrencia de una gran variedad de eventos VT (VTH y VTL), LP (familias 1 y 2) y HB en la etapa temprana de actividad freática intensa e

igualmente para la etapa temprana de actividad magmática.

8) El estudio de la frecuencia y energía del tremor volcánico en el tiempo arrojó pistas importantes en la evolución de los distintos parámetros que

caracterizan la dinámica del Volcán Tungurahua. Mediante ello y la ocurrencia

de eventos sísmicos aislados fue posible establecer una etapa de actividad freática intensa cuyos niveles más altos de energía antecedieron la etapa de actividad magmática. Varias características del tremor fueron observadas en

dicha etapa: (a) la superposición de frecuencias bajas (alrededor de 0.5 Hz)


131

registradas desde Julio de 1997 y altas (alrededor de 5 Hz) observadas desde

Diciembre de 1997, (b) desde 1994, el tremor presentó una buena correlación

con la tasa de precipitación, sin embargo a partir de Mayo de 1999 esta

correlación se hace menos evidente, y la energía tremórica aumentó sin

obedecer el mencionado patrón, (c) La marcada duración de las mayores

amplitudes tremóricas ocurrió en dos períodos: en 1994 desde principios de

Marzo hasta fines de Septiembre y en 1999 desde principios de Abril hasta

Septiembre y (d) el aparecimiento a mediados de Septiembre de 1999 de

bandas de tremor armónico y disarmónico relacionados con pulsos energéticos

de gas y/o ceniza. Lo anterior constituye al tremor como un premonitor temprano de posibles eventos eruptivos freáticos o magmáticos tal como se

evidenció en Septiembre y Octubre de 1999.

9) Otras señales identificadas como premonitorias de la actividad magmática, fueron: (a) la ocurrencia de enjambres de eventos de largo

período (familias 3 y 4), (b) la ocurrencia de la primera explosión

freatomagmática (5 de Octubre de 1999) que probablemente destapó el

sistema de conducción, hecho que se corroboró por la subsiguiente salida más

prolongada e intermitente de fragmentos líticos (cenizas y bloques) a través de

explosiones magmáticas y (c) incremento en la emisión de SO2 que a su vez

fue correlacionado con la actividad tremórica.

10) Se estableció un nuevo modelo de velocidades, el cual se basa en un modelo de semi-espacio hallado mediante la técnica de ensayo y error para

minimizar los errores estadísticos (RMS, ERH y ERZ). De esta manera el

modelo de semi-espacio más adecuado para el Tungurahua fue el que

presentó una velocidad de ondas P de 2.3 km/s. De acuerdo con el modelo

geológico dicho semi-espacio se repartió en un modelo de dos capas que

mejoró las calidades de localización de los eventos sísmicos.

11) Del análisis de error del modelo de velocidades hallado se detectó un

problema muy común en este tipo de modelos, denominado “problema de múltiples mínimos” debido a la influencia de los límites de capa. Para

minimizar este problema se aplicó un cambio sistemático de la profundidad


132

de iteración en el programa Hypo71, consiguiendo mejorar las localizaciones

en dos aspectos: (a) disminuir los errores estadísticos y (b) eliminar la

influencia de los límites de capa. Además dió una mayor precisión en las

localizaciones permitiendo diferenciar las fuentes de las familias 3 y 4

especialmente.

12) Se aplicó un cambio sistemático de pesos en las lecturas de las fases P y S, con lo que se logró disminuir los errores estadísticos (ERH, ERZ y

RMS), sin embargo las localizaciones no cambiaron en forma substancial. La

parte menos favorable de este método fue cuando algunas de las fases fueron

eliminadas asignándoles un peso de 4. Aunque las fases eliminadas fueron un

pequeño porcentaje, finalmente se desechó esta metodología.

13) Mediante el análisis de error de diferentes configuraciones de la red sísmica actual del Tungurahua se encontró que las localizaciones podrían

mejorarse si se instalara una estación al lado del cráter del volcán (a 4880

m.s.n.m.) de tal forma que la influencia de los límites de las capas del modelo

de velocidades sería menor y también se disminuirían los errores estadísticos

comparado con los resultados obtenidos para la red sísmica actual sin dicha

estación.

Por otra parte, con la red sísmica actual se espera tener la siguiente resolución

(para la localización de eventos con lecturas de tiempo confiables): (a) un ERH

que puede variar entre 0 y 2 Km, un ERZ entre 0.2 y 2, y un RMS entre 0 y 0.34

para los primeros 10 km de profundidad, (b) los vectores de desplazamiento,

que unen un epicentro teórico con el calculado, son casi nulos hasta los 3 km

de profundidad, bajo esta profundidad (principalmente en el borde de la red) se

presentan pequeños desplazamientos. Tomando en cuenta lo anterior, las

alineaciones WNW, ESE, E, NW-SE y W que presentan los sismos VTH son

probablemente reales y no obedecen a la configuración de la red y (c) hay una

tendencia de que los eventos queden “atrapados” en los límites de capa,

sobretodo a partir de los 6 km de profundidad teórica, después de dicha

profundidad los eventos tienden a ser profundizados. Es decir que se podría


133

establecer que la red sísmica actual proporciona una buena confiabilidad

hipocentral para eventos que tengan profundidades menores o iguales a 6 km.

14) Mediante el cálculo del valor de b para eventos volcano-tectónicos por el

método de máxima verosimilitud se encontraron cinco picos máximos

importantes: de Septiembre a Octubre de 1995 b=1.295 (σ=0.081), de Junio a

Diciembre de 1996 b=1.399 (σ=0.084), de Enero a Febrero de 1999 b=1.370

(σ=0.083), de Marzo a Mayo de 1999 b=1.427 (σ=0.084), de Junio a Julio de

1999 b=2.120 (σ=0.104). Asimismo 3 picos mínimos fueron observados: de

Enero a Diciembre de 1994 b=0.571 (σ=0.04), de Diciembre de 1995 a Junio

de 1996 b=0.833 (σ=0.061) y de Noviembre de 1997 a Agosto de 1998

b=0.686 (σ=0.05). Los picos máximos de b se encuentran inmediatamente

antecedidos por saltos importantes en la curva de energía del tremor volcánico,

lo cual sugiere que existe una correlación entre la actividad sísmica y tremórica.

Únicamente dos saltos en la curva de energía acumulada del tremor en

Febrero y Julio de 1997 no anteceden de manera inmediata un pico máximo de

b, probablemente estos saltos se deban al pico de b ocurrido entre Julio y

Diciembre de 1996, o tal vez ellos sigan precediendo el siguiente pico de b

ocurrido entre Enero y Febrero de 1999. Por otro lado, las frecuencias altas

(alrededor de 5 Hz) y bajas (alrededor de 0.5 Hz) del tremor volcánico

aparecen justo antes del primer pico de b en 1999. Este hecho, más el

incremento del valor de b registrado en aquella época, podría estar indicando

un mayor flujo de calor que fue evidenciado en una alta actividad fumarólica y

en el inicio de la actividad eruptiva del volcán.

En cuanto a los valores de b obtenidos en el presente estudio, respecto a los

hallados experimentalmente por autores como por e.j. Warren y Latham, 1970,

se puede concluir que los valores de b registrados en el Volcán Tungurahua

son debidos principalmente a esfuerzos termales.

15) Las concentraciones de Sílice, Sodio, Potasio, Magnesio y Bicarbonatos

presentes en las fuentes termales crecieron y decrecieron simultáneamente

con los cambios temporales del valor de b. Solo en dos casos


134

excepcionales como el pH y la conductividad parecen haber seguido

incrementándose pese a los descensos del valor de b, de tal manera que ello

podría ser el resultado de que el efecto de la excitación magmática subsista

después de un corto período de calma y/o intensa actividad.

16) En dos casos específicos se observó que probablemente existe una

relación energética entre el sistema superficial freático y el sistema magmático que manifestó una relación bidireccional entre ambos, de tal

manera que se requiera sobrepasar los 8.5*1015 ergios de energía tremórica

liberada en un período de por lo menos 4 meses para que se produzcan un

número de eventos sísmicos mayor a 100. Éste hecho, más el estudio del

valor de b y sus posibles “interrelaciones” con el tremor volcánico, arrojan

pistas sobre un modelo general de cómo trabajarían los volcanes.

17) El modelo que se intenta proponer aquí es que en un punto crucial de la

historia del volcán, el alto nivel del calor proveniente del magma más el sistema

de agua subterránea (la porción “freática” del edificio volcánico) alcanzaron una

presión crítica para la iniciación de la principal generación de enjambres de

eventos de largo período en Julio, Agosto y Septiembre de 1999. Ello envolvió

un pulso de gases magmáticos (H2O o CO2) que excitaron la “válvula” que

generó varios enjambres de sismos LP en aquellas épocas. Los enjambres superficiales (LP,HB y VT) y la ocurrencia de actividad VTH más profunda

reflejan la relajación del esfuerzo en el volcán como respuesta a la salida de

materiales (gases, ceniza, lapilli y bloques) durante el curso eruptivo del Volcán

Tungurahua que inició el 14 de Septiembre de 1999.

RECOMENDACIONES

1) En el futuro, cuando se tengan más y mejores datos, además de explosiones

controladas, el modelo de velocidades puede ser mejorado utilizando la técnica

de Riznichenko o incluso elaborar un modelo 3-D que revele mejor la realidad.


135

2) Si se estima que un nuevo evento sísmico puede ser profundo lo más

aconsejable sería encontrar su hipocentro cambiando la profundidad de

iteración directamente en el programa Hypo71. O en su defecto instalar una

estación en la cumbre del volcán con el fin de tener un mejor control hipocentral

y minimizar los errores estadísticos.

3) Implementar el cálculo del valor de b dentro de las rutinas de vigilancia

sísmica, ya que ello podría ser una herramienta pronosticadora sobre cambios

en los esfuerzos termales y mecánicos que ocurren en el volcán.

4) Continuar una vigilancia muy atenta sobre enjambres de sismos LP y

eventos VTH profundos con el fin de dar alertas tempranas sobre cambios en la

actividad del volcán. Además en el futuro sería interesante realizar estudios

instrumentales (de atenuación) y análisis del patrón de radiación de las ondas

sísmicas (en campo cercano) generadas por eventos LP (de las familias 3 y 4)

con el fin de evaluar la confiabilidad en la existencia de una “válvula” a 7 Km de

profundidad. Igualmente, se debe seguir con mucho detenimiento cambios de

frecuencias en el tremor volcánico, principalmente con tendencia hacia las

frecuencias altas (alrededor de 5 Hz) y bajas (alrededor de 0.5 Hz).

145

145

ANEXOS

146

146

Anexo A DESCRIPCIÓN DE LOS EQUIPOS

La siguiente descripción de equipos ha sido levemente modificada de García

A.,2000.

En términos generales, las estaciones sísmicas instaladas en el campo constan de

un sensor de velocidad y un equipo de transmisión telemétrica. En la base se

cuenta con equipos de recepción y finalmente de registro (tanto analógico como

digital).

A parte de las estaciones telemétricas, se consta con los registros de una estación

portátil de banda ancha.

A continuación, se hace una descripción de las características técnicas de cada

uno de los componentes involucrados.

• ESTACIONES TELEMÉTRICAS. 1. SENSORES. Se cuenta con dos tipos de sensores de período natural de 1 segundo:

!"Geófono Modelo L4-C de 1.0 Hz Fabricado por: MARK PRODUCTS, INC

Masa suspendida: 1000 Gramos

Amortiguamiento en circuito abierto: 0.28

Peso total: 2150 Gramos

Temperatura de operación (Rango): -29°C a 60°C

!"Geófono Tridimensional de Baja Frecuencia Modelo L-4-3D Fabricado por: MARK PRODUCTS, INC.

147

147

Está compuesto por una componente vertical y dos componentes horizontales

Cada uno de estos elementos corresponde a un L4-C (características descritas)

Peso total: 10000 Gramos

2. EQUIPO DE TELEMETRÍA. El equipo de telemetría, útil para transmitir la señal desde el campo hasta la base,

consta básicamente de un amplificador/filtro, un Oscilador Controlado por Voltaje

(VCO) y un radio transmisor. En la base de recepción, se tiene un radio Receptor

y un discriminador de señales.

2.1 RADIOS TRANSMISORES Y RECEPTORES. 2.1.1 Transmisor Nbfm /Uhf Modelo T45f. (Fabricado por MONITRON CORPORATION)

El radio Monitron modelo T45F es un transmisor de frecuencia modulada de banda

angosta, diseñado para proveer transmisión de señales en la banda de 400-475

MHZ (UHF). Está disponible en dos versiones: La de baja potencia (T45F-1) o la

de alta potencia (T45F-2).

2.1.2 Receptor Nbfm /Uhf Modelo R45f. (Fabricado por MONITRON CORPORATION). El radio Monitron modelo R45F es

un receptor de frecuencia modulada de banda angosta diseñado para proveer

recepción superior de señales en la banda de 400-475 MHZ (UHF). Ofrece una

excelente sensibilidad, selectividad y un amplio rango dinámico de operación.

2.2 AMPLIFICADOR/ FILTRO MODELO AM-2 El AM-2 es un amplificador de alta ganancia con una excelente estabilidad y bajo

ruido. La sección de filtrado incluye filtros seleccionables pasa altos y pasa bajos.

El amplificador tiene una ganancia máxima de 90 dB y un atenuador que permite

hasta 60 dB de atenuación en saltos de 6 dB.

148

148

2.3 EL OSCILADOR CONTROLADO POR VOLTAGE (VCO) Se dispone de dos modelos: modelo OM-2 fabricado por KINEMETRICS INC. y el

modelo USGS realizado por el SERVICIO GEOLÓGICO DE LOS ESTADOS

UNIDOS.

El VCO es un modulador de frecuencia controlado por voltaje. El oscilador del

VCO está diseñado para funcionar a una de ocho diferentes frecuencias centradas

en 680, 1020, 1360, 1700,2040, 2380, 2730 o 3060 Hertz (en general, 680 +

N*340, para N variando desde 1 hasta 8). Una señal de entrada de ±2.5 Voltios

produce una escala completa de desviación de ± 125 Hertz (del valor de

frecuencia centrada).

2.4. DISCRIMINADORES. Al igual que los VCO, se cuenta con dos modelos: El DM-2 de KINEMETRICS

INC. y el USGS. Los discriminadores, como los VCO, están diseñados para

trabajar a una de las 8 frecuencias centradas predeterminadas (ya descritas). La

salida del discriminador es una amplificador de baja impedancia, con niveles de

voltaje de ±2.5 V para una escala completa de frecuencias de ±125 Hertz (del

valor de frecuencia centrada).

3. SISTEMAS DE REGISTRO. Se cuenta con dos sistemas de registro: Analógico y Digital

3.1 SISTEMA DE REGISTRO ANALÓGICO. Se refiere a registradores portátiles sobre papel ahumado. Se tiene dos tipos de

registradores: Registradores PS-2, fabricados por Kinemetrics inc. y los Meq-

800-B, fabricados por Sprengnether instruments inc.

3.2 SISTEMA DE REGISTRO DIGITAL. Se cuenta con dos computadoras digitales que soportan los sistemas de

adquisición. Un sistema de adquisición es el ACQ diseñado en el Observatorio de

149

149

grenoble (Francia). El otro sistema, que sirve de “Back up” del primer sistema,

corresponde a un sistema X-Detect, diseñado por el USGS. El X-Detect instalado

desde 1994 a Septiembre de 1997 empleó una ganancia de 8 dB mientras que el

ACQ tuvo 4 dB, por lo que se hace necesario tener en cuenta un factor de 2 que

multiplique la amplitud espectral del tremor obtenida desde Septiembre de 1997.

Es necesario añadir que en Septiembre de 1997 no hubo cambios en la resolución

de la adquisición que para ambos sistemas fue de 12 bits.

3.2.1 SISTEMA DE GRABACION EN EL SISTEMA DIGITAL El algoritmo de detección en el sistema ACQ considera dos variables importantes

para grabar eventos sísmicos: (a) Cuando el valor máximo de amplitud detectado

durante 4 segundos sobrepasa el umbral (valor medio de amplitud) el sistema

graba el evento y (b) Si el evento que sido detectado con las características

mencionadas en (a) se registra en dos o más estaciones el sistema finalmente

graba dicho evento.

• EQUIPO PORTÁTIL DE BANDA ANCHA.

Una estación portátil de banda ancha con un sensor Streckheisen STS-2 fue

instalada inicialmente en Septiembre del 99, en el flanco NNE del volcán a 7 km

del volcán.

Anexo B. Datos seleccionados para hallar el vp medio

1. POBLACIÓN DE DATOS A continuación se muestran los errores ERH, ERZ y RMS resultantes para

cada modelo de prueba (únicamente se muestran los Vp cada 0.2 Km/seg).

Los errores ERH, ERZ y RMS se encuentran ordenados de manera

creciente para los 78 eventos seleccionados, primero de acuerdo al ERH,

luego al ERZ y por último RMS. El eje X indica el número del evento y los

ejes Y principal y secundario muestran los valores de ERH, ERZ y RMS

obtenidos para el evento indicado según cada valor de Vp que es mostrado

en el título de la gráfica.

Vp = 0.2

0

5

10

15

20

25

30

35

40

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

RM

S

erh erz rms

Vp = 0.4

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0.0

0.5

1.0

1.5

2.0

2.5

3.0

3.5

4.0

RM

S

erh erz rms

Vp = 0.6

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.5

1

1.5

2

2.5

RM

S

erh erz rms

Vp = 0.8

0

2

4

6

8

10

12

14

16

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

1.6

1.8

RM

S

erh erz rms

Actividad Pre-eruptiva del Volcán Tungurahua Anexo B

151

Vp = 1.8

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

22

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

RM

S

erh erz rms

Vp = 2

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

RM

S

erh erz rms

Vp = 2.2

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

10

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

0.45

0.5

RM

S

erh erz rms

Vp = 2.4

0

1

2

3

4

5

6

7

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

0.45

RM

S

erh erz rms

Vp = 1

0

2

4

6

8

10

12

14

161 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

1.4

RM

S

erh erz Serie3

Vp = 1.2

0

2

4

6

8

10

12

14

16

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.2

0.4

0.6

0.8

1

1.2

RM

S

erh erz rms

Vp = 1.4

0

1

2

3

4

5

6

7

8

9

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

RM

S

erh erz rms

Vp = 1.6

0

1

2

3

4

5

6

7

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

RM

S

erh erz rms


152

vp = 2.8

0

2

4

6

8

10

12

14

16

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

RM

S

erh erz rms

Vp = 2.6

0

2

4

6

8

10

12

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

RM

S

erh erz rms

Vp = 3.0

0

1

2

3

4

5

6

7

8

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

RM

S

erh erz rms

Vp = 3.2

0

2

4

6

8

10

12

14

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

RM

S

erh erz rms

Vp = 3.4

0

2

4

6

8

10

12

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

RM

S

erh erz rms

Vp = 3.6

0

2

4

6

8

10

12

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

RM

S

erh erz rms

Vp = 3.8

0

2

4

6

8

10

12

14

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

RM

S

erh erz rms

Vp = 4

0

2

4

6

8

10

12

14

16

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

RM

S

erh erz rms


153

1.1 PRUEBAS DE ENSAYO Y ERROR PARA HALLAR EL MEJOR VP

En las siguientes tablas de datos, se muestran los valores promedios para cada

error estadístico según el Vp de prueba.

Vp = 4.2

0

2

4

6

8

10

12

14

16

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

RM

S

erh erz rms

Vp = 4.4

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

RM

S

erh erz rms

Vp = 4.6

0

2

4

6

8

10

12

14

16

18

20

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

RM

S

erh erz rms

Vp = 4.8

0

5

10

15

20

25

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

. ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

RM

S

erh erz rms

Vp = 5

0

5

10

15

20

25

1 5 9 13 17 21 25 29 33 37 41 45 49 53 57 61 65 69 73 77

ERH

, ER

Z

0

0.05

0.1

0.15

0.2

0.25

0.3

0.35

0.4

RM

S

erh erz rms


154

Tabla 1. Valores promedio de ERH, ERZ y RMS sin normalizar calculados a partir de los 78 mejores eventos reprocesados por cada prueba de Vp. También se muestra la sumatoria a partir de dichos valores promedio ya normalizados. En negrilla se indican los valores mínimos en la curva.

Vp ERH promedio

ERZ promedio

RMS promedio

ERH+ERZ +RMS

0.1 2.203 2.443 10.767 2.721 0.2 2.124 2.423 5.231 2.173 0.3 2.053 2.387 3.354 1.960 0.4 1.950 2.031 2.418 1.694 0.5 1.887 1.922 1.859 1.577 0.6 1.818 1.838 1.496 1.487 0.7 1.760 1.791 1.229 1.423 0.8 1.692 1.718 1.022 1.352 0.9 1.284 1.877 0.303 1.217 1.0 1.569 1.664 0.740 1.264 1.1 1.513 1.549 0.648 1.189 1.2 1.463 1.550 0.564 1.166 1.3 1.415 1.468 0.506 1.111 1.4 1.367 1.362 0.448 1.046 1.5 1.326 1.283 0.402 0.997 1.6 1.297 1.209 0.361 0.953 1.7 1.265 1.190 0.324 0.931 1.8 1.284 1.877 0.303 1.217 1.9 1.223 1.181 0.268 0.909 2.0 1.218 1.147 0.246 0.891 2.1 1.204 1.023 0.225 0.834 2.2 1.200 1.123 0.206 0.872 2.3 1.212 0.956 0.191 0.806 2.4 1.206 1.026 0.181 0.831 2.5 1.233 1.021 0.168 0.837 2.6 1.246 0.977 0.161 0.823 2.7 1.260 0.947 0.152 0.814 2.8 1.295 1.035 0.146 0.861 2.9 1.328 0.853 0.140 0.797 3.0 1.358 0.923 0.137 0.835 3.1 1.399 0.864 0.132 0.824 3.2 1.442 0.968 0.127 0.880 3.3 1.496 0.883 0.123 0.863 3.4 1.559 0.879 0.119 0.881 3.5 1.621 0.910 0.117 0.914 3.6 1.708 0.931 0.116 0.951 3.7 1.781 0.955 0.114 0.984 3.8 1.847 0.991 0.114 1.021 3.9 1.924 1.009 0.113 1.053 4.0 2.022 1.050 0.112 1.102 4.1 2.096 1.072 0.112 1.135 4.2 2.203 1.137 0.110 1.197 4.3 2.292 1.172 0.112 1.240 4.4 2.396 1.242 0.111 1.303 4.5 2.488 1.318 0.111 1.364 4.6 2.617 1.426 0.110 1.450 4.7 2.717 1.490 0.111 1.509 4.8 2.815 1.651 0.111 1.608 4.9 2.933 1.735 0.111 1.680 5.0 3.055 1.8222 0.111 1.756


155

Tabla 2. Valores promedio de ERH, ERZ y RMS sin normalizar calculados a partir de los 38 mejores eventos reprocesados por cada prueba de Vp. También se muestra la sumatoria a partir de dichos valores promedio ya normalizados e igualmente la sumatoria de los parámetros con sus respectivos porcentajes. En negrilla se indica el valor mínimo en la curva.

Vp

ERH

promedio

ERZ

Promedio

RMS

promedio

ERH+ERZ

+RMS

10%ERH + 10%ERZ+ 80% RMS

0.1 2.423 2.368 10.605 2.533 0.953 0.2 2.336 2.218 5.144 1.937 0.533 0.3 2.251 2.195 3.327 1.736 0.393 0.4 2.121 1.990 2.379 1.533 0.310 0.5 2.041 1.885 1.826 1.419 0.262 0.6 1.944 1.785 1.480 1.323 0.230 0.7 1.882 1.718 1.217 1.257 0.206 0.8 1.785 1.646 0.999 1.184 0.184 0.9 1.283 1.879 0.302 1.091 0.129 1.0 1.651 1.505 0.725 1.069 0.155 1.1 1.582 1.428 0.634 1.013 0.143 1.2 1.518 1.346 0.546 0.957 0.132 1.3 1.462 1.326 0.486 0.929 0.125 1.4 1.408 1.262 0.427 0.885 0.117 1.5 1.351 1.185 0.381 0.836 0.109 1.6 1.326 1.108 0.340 0.795 0.102 1.7 1.295 1.077 0.305 0.772 0.097 1.8 1.284 1.021 0.276 0.745 0.093 1.9 1.267 0.987 0.251 0.724 0.089 2.0 1.272 0.954 0.230 0.710 0.086 2.1 1.279 0.928 0.209 0.700 0.084 2.2 1.292 0.900 0.193 0.690 0.082 2.3 1.323 0.864 0.170 0.681 0.079 2.4 1.326 0.895 0.177 0.695 0.081 2.5 1.374 0.859 0.159 0.690 0.080 2.6 1.413 0.856 0.152 0.698 0.080 2.7 1.449 0.849 0.144 0.703 0.080 2.8 1.515 0.859 0.138 0.722 0.081 2.9 1.579 0.867 0.135 0.741 0.083 3.0 1.633 0.879 0.134 0.759 0.085 3.1 1.700 0.864 0.133 0.768 0.086 3.2 1.790 0.885 0.128 0.798 0.088 3.3 1.877 0.928 0.125 0.836 0.092 3.4 1.982 0.954 0.123 0.871 0.095 3.5 2.079 0.992 0.122 0.910 0.099 3.6 2.221 1.046 0.122 0.966 0.105 3.7 2.336 1.097 0.120 1.014 0.109 3.8 2.449 1.162 0.122 1.067 0.115 3.9 2.567 1.195 0.121 1.109 0.119 4.0 2.713 1.272 0.121 1.175 0.125 4.1 2.823 1.297 0.122 1.212 0.129 4.2 2.974 1.392 0.119 1.286 0.136 4.3 3.100 1.444 0.122 1.337 0.142 4.4 3.244 1.551 0.122 1.415 0.150 4.5 3.374 1.679 0.122 1.498 0.158 4.6 3.556 1.859 0.122 1.613 0.169 4.7 3.705 1.956 0.122 1.688 0.177 4.8 3.823 2.246 0.122 1.833 0.191 4.9 3.987 2.369 0.123 1.922 0.200 5.0 4.151 2.495 0.123 2.012 0.209


156

1.2 PUEBAS DE ENSAYO Y ERROR PARA HALLAR EL MEJOR VP PARA LAS DOS PRIMERAS CAPAS

En la siguientes tablas de datos, se muestran los valores promedios para cada

error estadístico según el Vp de prueba para la primera y segunda capa.

Tabla 3. Valores promedio de ERH, ERZ y RMS sin normalizar calculados a partir de los 54 mejores eventos reprocesados por cada prueba de Vp. También se muestra la sumatoria a partir de dichos valores promedio ya normalizados e igualmente la sumatoria de los parámetros con sus respectivos porcentajes. En negrilla se indica el valor mínimo en la curva.

Vp

ERH

promedio

ERZ

promedio

RMS

promedio

ERH+ERZ

+RMS

10%ERH + 10%ERZ+ 80% RMS

V1=0.82/V2=4.5 4.166 1.015 0.697 2.326 0.911 V1=0.84/V2=4.4 4.704 1.615 0.719 2.748 0.975 V1=0.85/V2=4.3 4.196 1.990 0.673 2.751 0.931 V1=0.87/V2=4.2 4.109 2.024 0.705 2.792 0.966 V1=0.88/V2=4.1 3.641 1.404 0.651 2.329 0.867 V1=0.90/V2=4.0 3.857 0.957 0.620 2.126 0.816 V1=0.92/V2=3.9 3.406 1.462 0.624 2.269 0.835 V1=0.94/V2=3.8 3.096 1.425 0.605 2.160 0.806 V1=0.96/V2=3.7 3.307 1.180 0.577 2.052 0.767 V1=0.99/V2=3.6 3.202 1.515 0.607 2.226 0.814 V1=1.02/V2=3.5 2.800 1.248 0.545 1.931 0.724 V1=1.05/V2=3.4 2.696 1.506 0.537 2.018 0.725 V1=1.09/V2=3.3 2.404 1.500 0.488 1.885 0.664 V1=1.13V2=3.2 2.523 1.443 0.479 1.872 0.654 V1=1.18/V2=3.1 2.428 1.520 0.465 1.867 0.639 V1=1.24/V2=3.0 2.007 1.483 0.426 1.707 0.586 V1=1.31/V2=2.9 2.030 1.822 0.394 1.823 0.566 V1=1.39/V2=2.8 1.737 1.631 0.373 1.644 0.528 V1=1.49/V2=2.7 1.657 1.680 0.331 1.591 0.481 V1=1.62/V2=2.6 1.485 1.559 0.314 1.474 0.453 V1=1.78/V2=2.5 1.053 0.989 0.223 0.991 0.316 V1=2.0/V2=2.4 1.370 2.057 0.229 1.563 0.379 V1=2.3/V2=2.3 1.407 2.159 0.197 1.573 0.349

157

Anexo C. Mapas de variación epicentral de errores estadísticos 1. VARIACION DEL ERH. La cruz es un epicentro teórico y el punto en color el epicentro calculado con su respectivo valor.

A 0 Km de profundidad A 1 Km de profundidad A 2 Km de profundidad

-78.53 -78.48 -78.43 -78.38-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.53 -78.48 -78.43 -78.38-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

0.00 to 0.20 0.20 to 0.40 0.40 to 0.60 0.60 to 0.80 0.80 to 1.00 1.00 to 2.00 2.00 to 3.00 3.00 to 15.00



CCC

NNN

mmmm

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29





-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29





A 9 Km de profundidad A 10 Km de profundidad

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA



158

2. VARIACION DEL ERZ


-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA



CCC

NNN

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA




-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA


-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA




-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

A 8 Km de profundidad



-78.52 -78.47 -78.42 -78.37

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.52 -78.47 -78.42 -78.37-1.54

-1.49

-1.44

-1.39

-1.34

-1.29

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA



Anexo D. Variación de los epicentros calculados respecto a los teóricos 1. VECTORES DE DESPLAZAMIENTO DE EPICENTROS PARA LA RED SISMICA ACTUAL (modelo de capas). El punto es

el epicentro teórico, del cual parte el vector de desplazamiento del epicentro calculado

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

A 0 km de profundidad

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

A 1 km de profundidad A 2 km de profundidad A 3 km de profundidad

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30


Actividad Pre-eruptiva del Volcán Tungurahua Anexo D

163

2. VECTORES DE DESPLAZAMIENTO DE EPICENTROS PARA LA RED SISMICA ACTUAL (semi-espacio)

A 0 km de profundidad A 1 km de profundidad A 2 km de profundidad A 3 km de profundidad A 4 km de profundidad

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30


A 6 km de profundidad A 7 km de profundidad A 8 km de profundidad A 9 km de profundidad A 10 km de profundidad

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3

SUIZ

ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30


164

3. VECTORES DE DESPLAZAMIENTO DE EPICENTROS PARA LA RED SISMICA ACTUAL CON UNA ESTACIÓN EN LA CUMBRE (CASO 1)

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

SUIZ

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

SUIZ

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

SUIZ

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

SUIZ

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3ULBA

CUM1

SUIZ

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

SUIZ

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

SUIZ

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

SUIZ

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

SUIZ

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

SUIZ

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

SUIZ

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30



165

4. VECTORES DE DESPLAZAMIENTO DE EPICENTROS PARA LA RED SISMICA ACTUAL SIN LA ESTACION DE SUIZA

(CASO 2)

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3ULBA

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30



166

5. VECTORES DE DESPLAZAMIENTO DE EPICENTROS PARA LA RED SISMICA ACTUAL SIN LA ESTACION DE SUIZA Y

CON UNA ESTACION EN LA CUMBRE (CASO 3)

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30

ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3ULBA

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

-78.50 -78.45 -78.40-1.54

-1.50

-1.46

-1.42

-1.38

-1.34

-1.30


ARA2

CUSU

MSON

PATA

RETU

RUN2

RUN3 ULBA

CUM1

-78.50 -78.45 -78.40

-1.50

-1.45

-1.40

-1.35

-1.30



167

Actividad Pre-eruptiva del Volcán Tungurahua

164

Anexo E. Vectores de desplazamiento de los hipocentros calculados respecto al nivel teórico

1. VARIACIÓN HIPOCENTRAL PARA LA RED SISMICA ACTUAL

-1.52 -1.50 -1.48 -1.46 -1.44 -1.42 -1.40 -1.38 -1.36 -1.34 -1.32-8

-6

-4

-2

-1.52 -1.50 -1.48 -1.46 -1.44 -1.42 -1.40 -1.38 -1.36 -1.34 -1.32-10

-8

-6

-4

-2

0

-78.50 -78.48 -78.46 -78.44 -78.42 -78.40-10

-8

-6

-4

-2

0

Corte N-S Corte E-W

-1.52 -1.50 -1.48 -1.46 -1.44 -1.42 -1.40 -1.38 -1.36 -1.34 -1.32-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

-78.50 -78.48 -78.46 -78.44 -78.42 -78.40-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

-1.52 -1.50 -1.48 -1.46 -1.44 -1.42 -1.40 -1.38 -1.36 -1.34 -1.32-14

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

-78.50 -78.48 -78.46 -78.44 -78.42 -78.40-14

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

-1.52 -1.50 -1.48 -1.46 -1.44 -1.42 -1.40 -1.38 -1.36 -1.34 -1.32-18-16-14-12-10-8-6-4-20

-78.50 -78.48 -78.46 -78.44 -78.42 -78.40-18-16-14-12-10

-8-6-4-20

-78.50 -78.48 -78.46 -78.44 -78.42 -78.40-8

-6

-4

-2

P r o

f u

n d

i d a

d

R e

l a

t i v

a

( K

m )

L a t i t u d ( G r a d o s ) L o n g i t u d ( G r a d o s )

(a)(b)

-1.52 -1.50 -1.48 -1.46 -1.44 -1.42 -1.40 -1.38 -1.36 -1.34 -1.32-8

-6

-4

-2

0

-78.50 -78.48 -78.46 -78.44 -78.42 -78.40-8

-6

-4

-2

0

AR

A2

CU

SU

MSO

N

PATA

RET

U

RU

N2

RU

N3

SUIZ

ULB

A

-78.50 -78.48 -78.46 -78.44 -78.42 -78.40

Longitud (Grados)

-14

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

Prof

undi

dad

rela

tiva

(Km

)

-1.52 -1.50 -1.48 -1.46 -1.44 -1.42 -1.40 -1.38 -1.36 -1.34 -1.32

Latitud (Grados)

-14

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

Prof

undi

dad

rela

tiva

(Km

)

RE

TU

SU

IZA

RE

TU

SU

IZA

��

��

-8-7-6-5-4-3-2-1

050100

Porcentaje de profundidad

��

��

-8-7-6-5-4-3-2-10

��

��

-10-9-8-7-6-5-4-3-2-10

��

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

��

-18-16-14-12-10-8-6-4-20

��

-14

-12

-10

-8

-6

-4

-2

0

CONVENCIONES1. Ara2 2. Pata 3. Mson 4. retu5. Ulba 6. Run3 7. Cusu 8. Run2 9. Suiza

12 3 4567 8 9 12 3 4567 8 9

10 Km de profundidad

0 Km de profundidad

2 Km de profundidad

4 Km de profundidad

6 Km de profundidad

8 Km de profundidad

Anexo F. Variación de los errores estadísticos en las diferentes redes sismográficas

1. VARIACION HIPOCENTRAL

��

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100

Red Sísmica actual (modelo 1)

Red Sísmica actual sin considerar a Suiza

Red Sísmica actual (sin Suiza) y cumbre



��

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100


��

��

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100


��

��

��

��

��

-14-12-10-8-6-4-20

050100


��

��

��

��

��-15-13-11-9-7-5-3-1

050100

A 10 km de profundidad��

��

��

��

��

��

-20-17-14-11-8-5-2

050100

��

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100

��

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100

��

��

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100

��

��

��

��

��

-14-12-10-8-6-4-20

050100

��

��

��

��

��

-15-13-11-9-7-5-3-1

050100

��

��

��

��

��

-20-17-14-11-8-5-2

050100

��

��

��

��-10

-8

-6

-4

-2

0050100

��

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100

��

��

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100

��

��

��

��

��

-14-12-10-8-6-4-20

050100

��

��

��

��

��

-15-13-11-9-7-5-3-1

050100

��

��

��

��

��

-20-17-14-11-8-5-2

050100

Red Sísmica actual y cumbre

��

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100

��

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100

��

��

��

��

��-14-12-10-8-6-4-20

050100

��

��

��

��

�

-15-13-11-9-7-5-3-1

050100

��

��

��

��

��

-20-17-14-11-8-5-2

050100

R A

N G

O D

E P R O

F U N

D I D

A D

R E L A

T I V A

P O R C E N T A J E D E E V E N T O S

(2)(1) (3)

��

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100

��

��

��

��

-10

-8

-6

-4

-2

0050100

Red Sísmica actual (semi-espacio)

��

��

��

��

�

-10

-8

-6

-4

-2

0050100

��

��

��

-14-12-10-8-6-4-20

050100

��

��

��

-15-13-11-9-7-5-3-1

050100

��

��

��

��

�

-20-17-14-11-8-5-2

050100

Profundidad teórica

Actividad Pre-eruptiva del Volcán Tungurahua Anexo F

165

2. VARIACION DEL RMS

E R R O R H O R I Z O N T A L (KM)

P O R C E N T A J E D E E V E N T O

S

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

Red Sísmica actual Red Sísmica actual sin considerar a Suiza

Red Sísmica actual sin Suizay cumbre

Red Sísmica actual y con una estación en la cumbre

(1)Red Sísmica actual (semi-espacio)

(2) (3)








0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100

0 2 4 60

50

100


166

3. VARIACION DEL ERH










R A N G O D E R M S ( S E G U N D O S )

P O R

C E N T A J E D E E V E N T O S

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

��0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100��

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

(2)(1) (3)Red Sísmica actual (semi-espacio)

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.80

50

100

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.00

50

100

��

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.00

50

100

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.00

50

100

��

��

��

0.0 0.2 0.4 0.6 0.8 1.00

50

100



167

4. VARIACION DEL ERZ

E R R O R E S V E R T I C A L ( KM )

P O R C E N

T A J E D E E V E N T O

S 0 2 4 6 8 10 12 14

0

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100











(1)Red Sísmica actual (semi-espacio)

(2) (3)

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

0 2 4 6 8 10 12 140

50

100

Actividad Pre-eruptiva del Volcán Tungurahua Anexo G

169

Anexo G. Relocalizaciones de los eventos sísmicos 1. LOCALIZACIONES DE LOS EVENTOS VTH DE MAGNITUD 1 A 2

1.1 LOCALIZACIONES DE LOS EVENTOS VTH DE MAGNITUD 2 A 3

LAT LON Z FECHA HOR:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.445 -78.433 -2.76 21/10/94 8:30 0.2 0.4 6 3 0.03 181 4 1.44-1.474 -78.443 -0.73 1/11/94 11:33 0.5 0.7 8 4 0.21 169 3 1.23-1.467 -78.448 -0.13 29/11/94 2:25 0.6 0.9 7 3 0.2 152 3 1.48-1.46 -78.442 -4.07 26/12/94 16:53 0.4 0.3 8 3 0.07 158 1 1.24

-1.449 -78.44 -3.12 29/01/95 7:48 0.3 0.6 8 4 0.08 151 4 1.43-1.445 -78.435 -4.16 12/03/95 9:56 0.8 0.9 10 5 0.16 154 1 1.56-1.443 -78.467 -4.65 20/03/95 3:01 0.9 0.7 6 2 0.06 248 3 1.23-1.494 -78.411 -4.82 22/05/95 16:03 0.7 0.2 8 4 0.06 292 5 1.22-1.488 -78.425 -5.86 23/08/95 1:34 0.9 0.1 6 3 0.04 269 4 1.38-1.473 -78.444 -0.03 25/08/95 9:40 0.3 0.2 6 3 0.04 205 2 1.04-1.461 -78.447 -1.5 7/04/96 21:17 0.9 1 9 4 0.26 148 1 1.19-1.485 -78.432 -0.23 17/05/96 17:11 0.8 0.9 8 4 0.25 211 3 1.57-1.479 -78.445 -1 7/12/96 2:02 0.1 0.1 6 3* 0.01 201 3 1.44-1.471 -78.442 0.1 9/01/97 6:45 0.4 0.3 6 3 0.05 211 2 1.72-1.487 -78.428 1.25 15/01/97 12:48 0.2 0.3 6 3 0.03 262 4 1.29-1.462 -78.478 0.71 27/09/97 15:35 0.3 0.3 5 3 0.05 205 3 1.62-1.44 -78.461 -1.31 22/02/98 4:53 0.9 0.9 8 4 0.24 129 2 1.19

-1.468 -78.44 -0.78 24/04/98 13:49 0.4 0.4 7 3 0.08 173 2 1.26-1.478 -78.417 0.43 27/04/98 12:10 0.1 0.2 7 3 0.04 230 4 1.17-1.484 -78.455 -3.97 4/05/98 11:53 0.9 0.9 10 5 0.2 145 1 1.76-1.436 -78.454 -6.43 29/05/98 2:07 0.6 0.9 9 4 0.09 130 2 1.24-1.453 -78.451 -2.73 18/06/98 9:03 1 0.9 9 4 0.16 118 1 1.85-1.49 -78.419 -1.18 16/11/98 20:54 0.1 0.1 5 2 0.01 280 4 1.15

-1.447 -78.459 -5.28 28/11/98 21:20 0.9 0.6 7 4 0.09 143 2 1.30-1.464 -78.457 -0.1 9/12/98 2:59 0.6 0.6 7 4 0.15 136 2 1.58-1.469 -78.451 0.75 9/12/98 4:39 0.7 0.7 7 3 0.21 172 2 1.13-1.476 -78.442 2.52 10/12/98 10:52 0.2 0.5 6 3 0.22 211 3 1.23-1.481 -78.45 0.58 18/12/98 10:06 0.6 0.6 5 2 0.05 185 2 1.47-1.478 -78.442 2.66 7/01/99 13:25 0.1 0.3 6 3 0.2 212 3 1.33-1.466 -78.444 -2.36 17/01/99 8:26 0.5 0.6 5 2 0.02 204 2 1.24-1.453 -78.457 -1.6 25/04/99 12:13 0.8 0.9 9 4 0.22 114 1 1.43-1.478 -78.442 3.39 7/05/99 19:43 0.1 0.4 6 3 0.17 212 3 1.18-1.481 -78.435 3.86 14/05/99 21:15 0.1 0.7 6 3 0.26 205 3 1.74-1.475 -78.449 3.46 17/05/99 8:04 0.1 0.5 6 3 0.05 184 2 1.34-1.465 -78.456 2.63 19/05/99 18:35 0.4 0.6 6 2 0.1 144 2 1.94-1.458 -78.448 -5.04 22/05/99 0:35 0.4 0.4 7 3 0.04 128 3 1.21-1.469 -78.445 0.32 2/07/99 14:46 0.5 0.9 5 1 0.08 155 3 1.35-1.471 -78.444 1.48 3/07/99 4:44 0.6 0.9 7 2 0.18 162 2 1.12-1.49 -78.435 -3.15 4/07/99 19:04 0.4 0.5 8 4 0.09 219 3 1.87

-1.454 -78.448 -3.12 5/07/99 12:02 0.3 0.4 8 4 0.07 141 2 1.80-1.48 -78.451 -0.91 5/07/99 20:10 0.6 0.7 8 4 0.2 155 2 1.60

LAT LON Z FECHA HOR:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.484 -78.456 -3.77 15/02/95 4:58 0.4 0.4 8 4 0.09 144 1 2.20-1.481 -78.418 -5.48 30/04/95 23:04 0.9 0.2 6 2* 0.06 276 5 2.32-1.477 -78.448 1.52 7/07/95 4:43 0.3 0.5 6 3 0.07 189 2 2.05-1.483 -78.438 -3.28 19/04/98 10:35 0.7 0.9 9 4 0.15 195 3 2.08-1.467 -78.448 1.83 27/09/99 3:20 0.7 0.6 9 0 0.37 92 2 2.54


170

2. LOCALIZACIONES DE LOS EVENTOS VTL DE MAGNITUD 1 A 2

2.1 LOCALIZACIONES DE LOS EVENTOS VTL DE MAGNITUD 2 A 3

(*) Este evento se considera el mejor localizado.

3. LOCALIZACIONES DE LOS EVENTOS LP DE LA FAMILIA 1

3.1 LOCALIZACIONES PARA EVENTOS CON UN ERH, ERZ ≤≤≤≤ 2, RMS ≤≤≤≤

0.25, NO ≥≥≥≥ 5

3.1.1 Considerando la(s) fase(s) S

LAT LON Z FECHA HOR:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.453 -78.45 -0.95 11/11/94 22:26 0.2 0.3 6 3 0.05 158 4 1.21-1.477 -78.44 -0.71 25/07/96 2:21 0.7 1 8 4 0.22 191 4 1.81-1.485 -78.45 0.27 26/10/97 15:28 0.1 0.1 6 3* 0.01 203 2 1.76-1.452 -78.45 0.19 14/11/97 15:34 0.5 0.6 8 4 0.09 111 0 1.19-1.433 -78.46 -0.72 22/02/98 5:16 1 0.9 7 3 0.27 136 2 1.16-1.48 -78.44 3.47 29/06/98 2:49 0.1 0.5 6 3 0.12 224 3 1.19-1.474 -78.44 2.47 9/12/98 2:18 0.2 0.5 6 3 0.07 226 3 1.44-1.479 -78.44 3.17 9/12/98 7:59 0.1 0.5 6 3 0.18 234 3 1.47-1.479 -78.44 3.31 5/01/99 13:59 0 0.2 6 3 0.17 214 3 1.23-1.473 -78.43 0.67 12/01/99 11:55 0.3 0.5 5 1 0.03 190 3 1.53-1.471 -78.44 1.29 13/01/99 8:23 0.8 0.9 7 2 0.15 177 2 1.08-1.472 -78.45 3.31 5/02/99 22:27 0.2 0.5 5 2 0.03 181 2 1.05-1.478 -78.44 2.92 12/02/99 13:59 0.3 0.9 6 3 0.16 204 3 1.25-1.468 -78.43 0.02 3/05/99 18:59 0.9 0.9 7 3 0.16 188 2 1.63-1.467 -78.45 0.04 9/05/99 18:47 0.2 0.2 5 2 0.28 190 2 1.53-1.476 -78.44 3.26 16/05/99 5:55 0.2 0.7 6 3 0.19 213 3 1.99-1.474 -78.45 3.01 18/05/99 12:37 0.2 0.6 5 2 0.17 195 3 1.97-1.474 -78.45 1.83 19/05/99 14:52 0.2 0.2 6 2 0.05 172 2 1.86-1.466 -78.45 3.3 20/05/99 12:52 0.3 1.3 6 2 0.09 145 3 1.50-1.474 -78.44 3.48 1/07/99 6:23 0.1 0.3 6 3 0.05 197 2 1.70-1.466 -78.45 0.92 27/07/99 8:49 0.6 0.7 7 3 0.1 174 2 1.19-1.472 -78.45 1.26 10/08/99 0:33 0.5 0.6 6 1 0.13 157 2 1.13-1.472 -78.45 0.11 20/08/99 10:15 0.5 0.9 8 2 0.14 123 2 1.68-1.469 -78.44 0.99 3/09/99 16:22 0.3 0.5 8 3 0.13 127 2 1.00-1.472 -78.44 0.41 9/09/99 3:34 0.6 1 7 2 0.21 135 2 1.55-1.473 -78.45 0.42 13/09/99 12:40 0.3 0.6 8 2 0.14 124 2 1.38

LAT LON Z FECHA HOR:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.453 -78.45 -0.37 21/11/94 7:33 0.1 0.1 6 3* 0.02 159 4 2.05-1.475 -78.445 3.14 14/05/99 18:27 0.1 0.2 6 3 0.21 201 3 2.50-1.47 -78.445 0.74 4/07/99 9:16 0.3 0.4 7 2 0.09 158 2 2.02


171

LAT LON Z FECHA HORA(GMT ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.466 -78.44 1.3 2/02/99 7:06 0.3 0.3 6 2 0.03 175 2 2.63-1.469 -78.44 0.93 5/02/99 11:48 0.6 0.5 6 2 0.07 166 2 1.57-1.471 -78.44 1.22 5/02/99 12:52 0.3 0.4 5 1 0.03 228 2 0.96-1.472 -78.44 -1.24 7/08/99 17:36 1.1 1.1 5 1 0.1 165 2 1.8-1.469 -78.45 1.2 14/08/99 21:02 0.7 1.1 6 1 0.13 149 2 1.93-1.469 -78.44 1.49 22/08/99 1:20 0.7 2 7 1 0.22 140 2 1.72-1.473 -78.44 0.29 28/08/99 17:39 0.3 0.7 6 1 0.06 134 2 0.98-1.476 -78.43 2.25 1/09/99 7:21 0.1 0.3 5 0* 0.01 225 3 1.55-1.47 -78.43 -0.26 2/09/99 13:12 1 1.6 8 2 0.36 179 3 1.74

-1.472 -78.44 1.33 2/09/99 17:43 0.5 1.9 6 0* 0.17 140 2 1.8-1.476 -78.44 1.89 5/09/99 0:15 0 0 5 0* 0 179 3 1.26-1.475 -78.44 -0.02 5/09/99 20:11 0.6 1.5 7 1 0.2 134 3 1.38-1.467 -78.44 -0.15 7/09/99 20:46 0.6 0.6 7 2 0.07 129 2 1.62-1.468 -78.44 1.15 9/09/99 0:04 0.4 0.9 9 3 0.17 125 2 2.16-1.475 -78.44 1.3 9/09/99 5:32 0.3 1.3 6 0* 0.08 140 3 2.42-1.471 -78.44 0.45 9/09/99 7:16 0.5 1.6 7 1 0.16 141 2 2.03-1.474 -78.44 -1.32 9/09/99 19:26 0.5 1.2 7 1 0.15 137 3 1.93-1.469 -78.45 1.72 10/09/99 1:44 0.2 0.6 6 0* 0.05 121 2 1.16-1.471 -78.43 -1.49 10/09/99 11:39 0.8 2 7 1 0.21 169 3 2.04-1.475 -78.43 0.22 10/09/99 14:41 0.3 0.8 5 0* 0.23 206 3 1.67-1.471 -78.44 -1.81 10/09/99 15:51 0.5 0.2 7 2 0.09 192 3 1.85-1.466 -78.44 0.82 11/09/99 1:55 0.2 0.8 6 0* 0.06 122 2 0.98-1.474 -78.44 1.03 11/09/99 21:43 0.1 0.5 6 0* 0.46 138 3 1.76-1.477 -78.43 0.29 11/09/99 21:44 0.5 1 7 1 0.16 186 3 1.79-1.473 -78.42 -1.68 14/09/99 13:17 1.4 0.4 8 2 0.37 217 3 2.13-1.478 -78.42 0.71 21/09/99 5:19 1 1.6 8 1 0.29 208 3 1.61-1.478 -78.44 -1.75 21/09/99 9:53 0.9 0.4 6 0* 0.16 189 3 2.02-1.47 -78.45 -0.9 27/09/99 16:18 0.2 0.2 6 1** 0.03 161 2 3.02

-1.468 -78.45 0.23 30/09/99 5:07 0.7 1.2 10 2 0.31 93 2 1.98-1.464 -78.45 -0.19 30/09/99 6:07 0.4 0.7 9 2 0.19 93 1 1.85-1.471 -78.43 -0.18 30/09/99 7:24 0.9 1.3 5 1 0.11 198 3 1.59

3.1.2 Sin considerar la(s) fase(s) S

LAT LON Z FECHA HORA:M IN ERH ERZ NF NS RM S GAP DM IN M AG

-1.466 -78.44 0.9 2/02/99 7:06 0 0 4 0 0 171 2 2.63-1.469 -78.45 0.14 5/02/99 11:48 0 0 4 0 0 161 2 1.57-1.471 -78.44 1.59 5/02/99 12:52 0 0 4 0 0 216 2 0.96-1.48 -78.44 3.15 7/08/99 17:35 0 0 4 0 0.01 205 3 1.8

-1.468 -78.45 0.15 14/08/99 21:02 1 3.9 5 0 0.14 155 2 1.93-1.467 -78.44 1.02 22/08/99 1:20 1 3.2 6 0 0.2 142 2 1.72-1.469 -78.45 -1.69 28/08/99 17:39 0.1 0.3 5 0 0 122 2 0.98-1.476 -78.43 2.25 1/09/99 7:21 0.1 0.3 5 0 0.01 225 3 1.55-1.468 -78.43 -1.81 2/09/99 13:12 2.8 1.1 6 0 0.39 195 2 1.74-1.472 -78.44 1.33 2/09/99 17:43 0.5 1.9 6 0 0.17 140 2 1.8-1.476 -78.44 1.89 5/09/99 0:15 0 0 5 0 0 179 3 1.26-1.474 -78.44 0.45 5/09/99 20:11 0.8 3.4 6 0 0.2 133 3 1.38-1.466 -78.44 -1.73 7/09/99 20:46 0.6 3.2 5 0 0.06 125 2 1.62-1.466 -78.45 1.93 9/09/99 0:04 0.4 1.3 6 0 0.1 121 2 2.16-1.475 -78.44 1.3 9/09/99 5:32 0.3 1.3 6 0 0.08 140 3 2.42-1.473 -78.43 -1.86 9/09/99 7:16 0.7 0.3 6 0 0.08 179 3 2.03-1.473 -78.44 -0.39 9/09/99 19:26 0.5 2.3 6 0 0.15 132 2 1.93-1.469 -78.45 1.72 10/09/99 1:44 0.2 0.6 6 0*** 0.05 121 2 1.16-1.472 -78.44 1.4 10/09/99 11:39 0.8 3.2 6 0 0.24 140 2.04-1.475 -78.43 0.22 10/09/99 14:41 0.3 0.8 5 0 0.23 206 3 1.67-1.471 -78.44 -0.32 10/09/99 15:51 0.2 0.9 5 0 0.03 174 2 1.85-1.466 -78.44 0.82 11/09/99 1:55 0.2 0.8 6 0 0.06 122 2 0.98-1.474 -78.44 1.03 11/09/99 21:43 0.1 0.5 6 0 0.46 138 3 1.76-1.478 -78.42 -1.85 11/09/99 21:44 1.5 0.8 6 0 0.2 210 3 1.79-1.472 -78.42 -1.85 14/09/99 13:17 2.9 1 6 0 0.35 214 3 2.13-1.476 -78.42 1.65 21/09/99 5:19 1.3 3 7 0 0.29 200 3 1.61-1.478 -78.44 -1.75 21/09/99 9:53 0.9 0.4 6 0 0.16 189 3 2.02-1.471 -78.45 0.2 27/09/99 16:18 0.4 1.3 5 0 0.01 144 2 3.02-1.465 -78.45 -1.93 30/09/99 5:07 0.5 0.6 8 0 0.11 91 2 1.98-1.466 -78.44 -1.97 30/09/99 6:07 0.7 1 7 0 0.13 100 2 1.85-1.475 -78.43 1.24 30/09/99 7:24 0 0 4 0 0.14 213 3 1.59


172

3.2 LOCALIZACIONES PARA EVENTOS CON UN ERH, ERZ ≤≤≤≤ 1, RMS ≤≤≤≤ 0.25, NO ≥≥≥≥ 5




4.1 LOCALIZACIONES PARA EVENTOS CON UN ERH, ERZ ≤≤≤≤ 2, RMS ≤≤≤≤ 0.2,

NO ≥≥≥≥ 5


LAT LON Z FECHA HORA:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.466 -78.438 1.3 2/02/99 7:06 0.3 0.3 6 2 0.03 175 2 2.63-1.469 -78.443 0.93 5/02/99 11:48 0.6 0.5 6 2 0.07 166 2 1.57-1.471 -78.438 1.22 5/02/99 12:52 0.3 0.4 5 1 0.03 228 2 0.96-1.473 -78.442 0.29 28/08/99 17:39 0.3 0.7 6 1 0.06 134 2 0.98-1.476 -78.426 2.25 1/09/99 7:21 0.1 0.3 5 0* 0.01 225 3 1.55-1.476 -78.44 1.89 5/09/99 0:15 0 0 5 0* 0 179 3 1.26-1.467 -78.442 -0.15 7/09/99 20:46 0.6 0.6 7 2 0.07 129 2 1.62-1.468 -78.444 1.15 9/09/99 0:04 0.4 0.9 9 3 0.17 125 2 2.16-1.469 -78.445 1.72 10/09/99 1:44 0.2 0.6 6 0* 0.05 121 2 1.16-1.475 -78.432 0.22 10/09/99 14:41 0.3 0.8 5 0* 0.23 206 3 1.67-1.471 -78.435 -1.81 10/09/99 15:51 0.5 0.2 7 2 0.09 192 3 1.85-1.466 -78.444 0.82 11/09/99 1:55 0.2 0.8 6 0* 0.06 122 2 0.98-1.478 -78.437 -1.75 21/09/99 9:53 0.9 0.4 6 0* 0.16 189 3 2.02-1.47 -78.454 -0.9 27/09/99 16:18 0.2 0.2 6 1** 0.03 161 2 3.02

-1.464 -78.446 -0.19 30/09/99 6:07 0.4 0.7 9 2 0.19 93 1 1.85

LAT LON Z FECHA HORA:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.466 -78.439 0.9 2/02/99 7:06 0 0 4 0 0 171 2 2.63-1.469 -78.445 0.14 5/02/99 11:48 0 0 4 0 0 161 2 1.57-1.471 -78.441 1.59 5/02/99 12:52 0 0 4 0 0 216 2 0.96-1.469 -78.445 -1.69 28/08/99 17:39 0.1 0.3 5 0 0 122 2 0.98-1.476 -78.426 2.25 1/09/99 7:21 0.1 0.3 5 0 0.01 225 3 1.55-1.476 -78.44 1.89 5/09/99 0:15 0 0 5 0 0 179 3 1.26-1.466 -78.443 -1.73 7/09/99 20:46 0.6 3.2 5 0 0.06 125 2 1.62-1.466 -78.445 1.93 9/09/99 0:04 0.4 1.3 6 0 0.1 121 2 2.16-1.469 -78.445 1.72 10/09/99 1:44 0.2 0.6 6 0*** 0.05 121 2 1.16-1.475 -78.432 0.22 10/09/99 14:41 0.3 0.8 5 0 0.23 206 3 1.67-1.471 -78.44 -0.32 10/09/99 15:51 0.2 0.9 5 0 0.03 174 2 1.85-1.466 -78.444 0.82 11/09/99 1:55 0.2 0.8 6 0 0.06 122 2 0.98-1.478 -78.437 -1.75 21/09/99 9:53 0.9 0.4 6 0 0.16 189 3 2.02-1.471 -78.452 0.2 27/09/99 16:18 0.4 1.3 5 0 0.01 144 2 3.02-1.466 -78.443 -1.97 30/09/99 6:07 0.7 1 7 0 0.13 100 2 1.85


173




NO ≥≥≥≥ 5



LAT LON Z FECHA HORA:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.471 -78.446 -0.74 7/09/99 15:31 0.5 2.3 5 0 0.07 119 3 1.46-1.472 -78.443 -0.17 8/09/99 10:37 0.6 2.4 5 0 0.09 167 2 1.63-1.47 -78.446 -0.67 8/09/99 11:13 0.6 3.1 5 0 0.09 154 2 1.55-1.472 -78.444 -2.17 8/09/99 11:14 0.3 0.5 5 0 0.03 165 2 -0.40-1.469 -78.458 -0.15 9/09/99 3:16 0.6 1.9 6 0 0.13 106 2 2.52-1.478 -78.439 2.8 9/09/99 4:47 0.1 0.5 5 0*** 0.01 145 3 2.51-1.477 -78.435 0.26 9/09/99 5:00 0.7 2.5 6 0 0.16 161 3 1.65-1.472 -78.435 -0.37 9/09/99 7:11 0 0 4 0 0.12 161 3 1.36-1.472 -78.443 1.55 9/09/99 16:57 0.4 1.8 6 0 0.17 130 2 2.50

LAT LON Z FECHA HORA:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.472 -78.444 -2.54 7/09/99 15:31 0.4 0.7 6 1** 0.07 128 3 1.46-1.476 -78.434 -1.75 8/09/99 10:36 0.6 1.3 6 1 0.16 200 3 1.63-1.468 -78.448 -0.39 8/09/99 11:13 0.6 0.8 6 1 0.17 147 2 1.55-1.471 -78.444 -1.22 8/09/99 11:14 0.4 0.6 6 1 0.06 162 2 -0.40-1.468 -78.457 -0.28 9/09/99 3:16 0.6 2 6 0* 0.14 102 2 2.52-1.478 -78.439 2.8 9/09/99 4:47 0.1 0.6 5 0* 0.01 145 3 2.51-1.478 -78.433 -0.39 9/09/99 5:00 0.5 0.9 7 1 0.15 170 3 1.65-1.475 -78.433 -0.78 9/09/99 7:11 0.7 1 5 1 0.15 169 3 1.36-1.472 -78.444 1.71 9/09/99 16:57 0.5 1.9 6 0* 0.17 129 2 2.50

LAT LON Z FECHA HORA:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.469 -78.438 -0.1 4/07/99 9:18 0.7 0.6 8 4 0.13 165 2 2.63-1.464 -78.452 -2.19 8/07/99 1:09 1.2 1.1 5 1 0.05 167 2 2.66-1.466 -78.446 -1.91 8/07/99 1:44 0.9 0.8 5 1 0.03 147 2 2.71-1.47 -78.447 -2.36 8/07/99 13:52 0.4 0.7 8 3 0.09 153 2 2.72-1.484 -78.431 -2.13 26/07/99 13:14 0.8 1 6 2 0.09 263 4 2.75-1.467 -78.445 -2.27 26/07/99 17:53 0.6 1 5 0* 0.06 152 2 2.75-1.461 -78.451 -2.14 27/07/99 2:43 0.4 0.3 5 1** 0.01 169 1 2.58-1.467 -78.447 -2.13 27/07/99 13:35 0 0 4 0* 0.05 146 2 2.89

LAT LON Z FECHA HORA:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.465 -78.448 -1.93 4/07/99 9:18 0 0 4 0 0.05 142 1 2.63-1.466 -78.45 -1.87 8/07/99 1:09 0 0 4 0 0.05 151 2 2.66-1.468 -78.445 -1.78 8/07/99 1:44 0 0 4 0 0.04 153 2 2.71-1.467 -78.449 -1.93 8/07/99 13:52 0.3 0.3 5 0*** 0.05 141 2 2.72-1.475 -78.44 -1.92 26/07/99 13:14 0 0 4 0 0 225 3 2.75-1.467 -78.446 -1.94 26/07/99 17:53 0.5 0.7 5 0 0.08 150 2 2.75-1.465 -78.448 -1.39 27/07/99 2:43 0 0 4 0 0.01 141 2 2.58-1.467 -78.447 -2.13 27/07/99 13:35 0 0 4 0 0.05 146 2 2.89


174



NO ≥≥≥≥ 5



7. LOCALIZACIONES DE LOS EVENTOS HÍBRIDOS


NO ≥≥≥≥ 5

7.1.1 Eventos de magnitud 1.4 a 1.9

LAT LON Z FECHA HORA:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP MAG DMIN-1.468 -78.45 -2.02 6/08/99 16:59 0.8 1.2 5 0* 0.09 139 2.61 2-1.464 -78.461 -3.94 7/08/99 9:01 0.5 0.6 7 2 0.08 117 2.2 2-1.455 -78.451 -2.12 7/08/99 17:20 0.8 0.6 7 2 0.15 116 2.04 1-1.469 -78.445 -2.33 8/08/99 16:23 0.3 0.3 10 5 0.09 156 1.6 2-1.473 -78.441 -1.76 8/08/99 16:23 0.3 0.2 8 4** 0.08 176 1.6 2-1.465 -78.444 -3.53 29/08/99 10:03 0.7 2 6 0* 0.07 120 2.45 2-1.472 -78.435 -4.83 30/08/99 1:46 0.8 0.7 11 5 0.18 159 2.25 3-1.472 -78.45 -3.93 30/08/99 5:34 0.8 1.3 7 1 0.12 109 1.55 2

LAT LON Z FECHA HORA:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP MAG DMIN-1.468 -78.45 -2.02 6/08/99 16:59 0.8 1.2 5 0 0.09 139 2.61 2-1.465 -78.462 -2.97 7/08/99 9:01 0.5 1.3 5 0 0.04 122 2.2 2-1.459 -78.453 -2.04 7/08/99 17:20 1.2 1.8 5 0 0.13 117 2.04 1-1.469 -78.444 -2.38 8/08/99 16:23 0.6 1 5 0 0.06 159 1.6 2-1.472 -78.44 -2.02 8/08/99 16:23 0 0 4 0 0.07 163 1.6 2-1.465 -78.444 -3.53 29/08/99 10:03 0.7 2 6 0*** 0.07 120 2.45 2-1.471 -78.439 -2.02 30/08/99 1:46 1 1.6 6 0 0.15 144 2.25 2-1.471 -78.443 -1.98 30/08/99 5:34 1 1.5 6 0 0.14 130 1.55 2


175

7.1.2 Eventos de magnitud 1.9 a 2.9

(*) Evento al que no se leyó la fase S

(**) Evento bien localizado con fase S

(***) Evento bien localizado sin fase S

La hora está dada en GMT o tiempo universal.

LAT LON Z FECHA HOR:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.48 -78.44 3.76 17/09/98 16:21 0.1 0.4 5 2 0.18 232 3 1.54

-1.472 -78.44 1.43 3/02/99 9:20 0.8 1 7 2 0.21 181 2 1.76-1.469 -78.46 3.31 17/05/99 18:59 0.2 0.3 5 2 0.08 165 2 1.89-1.472 -78.44 3.27 22/07/99 16:36 0.1 0.2 5 2 0.12 212 2 1.68-1.466 -78.45 2.1 24/07/99 2:22 0.8 0.6 5 2 0.16 173 2 1.77-1.468 -78.44 0.98 7/08/99 3:14 0.7 0.9 7 2 0.15 173 2 1.90-1.475 -78.44 -0.07 8/08/99 13:30 0.8 1 8 3 0.35 172 3 1.82-1.47 -78.45 0.84 10/08/99 7:53 0.5 0.8 6 1 0.1 154 2 1.82-1.47 -78.45 0.99 10/08/99 10:40 0.5 0.7 7 2 0.15 150 2 1.81

-1.478 -78.44 3.39 10/08/99 18:39 0 0.2 6 2 0.08 198 3 1.85-1.469 -78.45 0.88 11/08/99 15:27 0.6 0.8 6 1 0.13 152 2 1.67-1.466 -78.45 0.96 12/08/99 3:38 0.8 1 5 1 0.2 141 2 1.68-1.472 -78.44 0.69 13/08/99 9:46 0.5 0.8 5 1 0.06 167 2 1.74-1.467 -78.45 1.06 16/08/99 13:14 0.5 0.7 9 4 0.26 142 2 1.83-1.471 -78.44 1.96 20/08/99 22:34 0.4 0.8 10 4 0.16 135 2 1.85-1.473 -78.45 -0.21 21/08/99 14:03 0.6 0.8 9 3 0.31 125 2 1.84-1.471 -78.45 1.32 29/08/99 11:55 0.3 0.7 10 4 0.16 118 2 1.70-1.471 -78.45 1.4 5/09/99 14:03 0.3 0.6 8 2 0.13 118 2 1.65-1.474 -78.44 -0.37 6/09/99 15:16 0.4 0.7 8 3 0.14 134 3 1.63-1.469 -78.45 0.61 8/09/99 4:42 0.3 0.7 8 2 0.13 117 2 1.85-1.471 -78.44 1.82 23/09/99 19:12 0.3 0.6 7 1* 0.08 126 2 1.78

LAT LON Z FECHA HOR:MIN ERH ERZ NF NS RMS GAP DMIN MAG-1.47 -78.445 -0.59 31/01/99 1:37 0.6 0.6 5 1 0.06 200 2 2.39-1.471 -78.45 0.59 29/05/99 14:25 0.2 0.4 5 1 0.04 146 3 2.49-1.476 -78.438 1.93 7/08/99 4:25 0 0 5 0 0 188 3 2.79-1.473 -78.444 0.09 9/08/99 12:28 0.6 0.8 8 3 0.25 164 2 2.03-1.472 -78.441 -0.26 12/08/99 5:12 0.6 0.9 8 3 0.1 174 2 2.10-1.471 -78.439 -1.55 12/08/99 7:48 0.9 0.6 6 2 0.13 177 2 2.01-1.465 -78.449 -0.76 12/08/99 8:25 0.5 0.7 6 1 0.11 138 2 2.59-1.472 -78.438 -0.95 12/08/99 21:27 0.4 0.6 8 3 0.14 183 2 1.94-1.47 -78.445 -0.29 13/08/99 17:28 0.3 0.6 6 1 0.06 159 2 2.00-1.472 -78.443 2.61 14/08/99 15:50 0.6 0.8 8 3 0.27 166 2 1.93-1.475 -78.441 2.65 16/08/99 13:32 0.2 0.5 8 4 0.18 178 3 1.91-1.473 -78.443 1.29 20/08/99 22:52 0.3 0.8 7 2 0.09 131 2 2.04-1.472 -78.444 0.9 21/08/99 22:24 0.4 0.8 6 2 0.11 168 2 2.11-1.469 -78.447 0.59 9/09/99 14:32 0.3 0.8 7 1* 0.07 118 2 1.95-1.467 -78.443 -0.46 20/09/99 20:09 0.5 0.8 8 1 0.17 128 2 2.51

Actividad Pre-eruptiva del Volcán Tungurahua Anexo H

175

Anexo H. Valor de b

1. TABLA DE DATOS DEL VALOR DE b

Tabla 1. Valores del diagrama frecuencia-magnitud para todos los eventos volcano-tectónicos del Volcán Tungurahua.

Nro de clase Intervalo de clase N N>mag Log (N>mag) M1 0.0-0.1 0 2153 3.33 0.052 0.1-0.2 0 2153 3.33 0.153 0.2-0.3 1 2153 3.33 0.254 0.3-0.4 1 2152 3.33 0.355 0.4-0.5 0 2151 3.33 0.456 0.5-0.6 4 2151 3.33 0.557 0.6-0.7 3 2147 3.33 0.658 0.7-0.8 2 2144 3.33 0.759 0.8-0.9 8 2142 3.33 0.85

10 0.9-1.0 39 2134 3.33 0.9511 1.0-1.1 26 2095 3.32 1.0512 1.1-1.2 325 2069 3.32 1.1513 1.2-1.3 56 1744 3.24 1.2514 1.3-1.4 111 1688 3.23 1.3515 1.4-1.5 234 1577 3.20 1.4516 1.5-1.6 146 1343 3.13 1.5517 1.6-1.7 69 1197 3.08 1.6518 1.7-1.8 324 1128 3.05 1.7519 1.8-1.9 55 804 2.91 1.8520 1.9-2.0 199 749 2.87 1.9521 2.0-2.1 131 550 2.74 2.0522 2.1-2.2 91 419 2.62 2.1523 2.2-2.3 93 328 2.52 2.2524 2.3-2.4 76 235 2.37 2.3525 2.4-2.5 36 159 2.20 2.4526 2.5-2.6 46 123 2.09 2.5527 2.6-2.7 23 77 1.89 2.6528 2.7-2.8 18 54 1.73 2.7529 2.8-2.9 10 36 1.56 2.8530 2.9-3.0 11 26 1.41 2.9531 3.0-3.1 3 15 1.18 3.0532 3.1-3.2 4 12 1.08 3.1533 3.2-3.3 2 8 0.90 3.2534 3.3-3.4 5 6 0.78 3.3535 3.4-3.5 1 1 0.00 3.45

Actividad Pre-eruptiva del Volcán Tungurahua Anexo H

176

2. TABLA DE DATOS DE b TEMPORAL

Tabla 2. Valores de b calculados mediante el método de mínimos cuadrados (m.c) y el de máxima verosimiltud (m.v) para un período comprendido entre Enero de 1994 y Septiembre de 1999.

Fecha (Desde)

Fecha (Hasta)

b (m.c) )(bσ b (m.v) )(bσ

06-Ene-94 24-Dic-94 0.892 0.052 0.571 0.040 07-Ago-94 20-Jun-95 0.990 0.049 0.609 0.044 07-Ene-95 02-Sep-95 0.932 0.053 0.621 0.045 20-Jun-95 11-Oct-95 0.966 0.063 0.794 0.058 03-Sep-95 29-Oct-95 1.565 0.136 1.295 0.081 11-Oct-95 21-Dic-95 1.477 0.126 1.210 0.078 31-Oct-95 13-Mar-96 1.242 0.078 1.003 0.070 21-Dic-95 23-Jun-96 1.244 0.134 0.833 0.061 15-Mar-96 20-Sep-96 1.220 0.169 0.991 0.069 25-Jun-96 13-Dic-96 1.704 0.085 1.399 0.084 20-Sep-96 30-Ene-97 1.186 0.077 1.141 0.075 17-Dic-96 19-Jun-97 1.015 0.107 0.979 0.069 04-Ene-97 07-Nov-97 1.142 0.061 0.853 0.062 19-Jun-97 11-Mar-98 1.194 0.063 0.758 0.055 09-Nov-97 06-Ago-98 1.160 0.065 0.686 0.050 19-Mar-98 18-Sep-98 1.124 0.05 0.761 0.056 15-Ago-98 09-Dic-98 1.368 0.098 1.065 0.072 19-Sep-98 03-Ene-99 1.331 0.136 1.175 0.077 09-Dic-98 13-Ene-99 1.387 0.073 1.302 0.081 03-Ene-99 03-Feb-99 1.592 0.107 1.370 0.083 13-Ene-99 08-Mar-99 1.560 0.124 1.231 0.079 03-Feb-99 02-May-99 1.411 0.104 1.262 0.080 09-Mar-99 08-May-99 1.370 0.060 1.427 0.084 02-May-99 15-May-99 1.615 0.098 1.232 0.079 09-May-99 25-May-99 1.804 0.122 1.299 0.081 15-May-99 07-Jun-99 1.527 0.139 1.351 0.082 25-May-99 23-Jun-99 1.275 0.098 1.381 0.083 07-Jun-99 29-Jun-99 1.998 0.245 1.370 0.083 23-Jun-99 22-Jul-99 1.946 0.247 1.546 0.088 29-Jun-99 27-Jul-99 1.683 0.139 2.120 0.104 22-Jul-99 05-Ago-99 1.769 0.127 2.032 0.102 30-Jul-99 09-Ago-99 2.177 0.293 1.265 0.080 05-Ago-99 12-Ago-99 2.194 0.269 1.065 0.072 09-Ago-99 18-Ago-99 1.881 0.209 1.100 0.074 12-Ago-99 21-Ago-99 2.098 0.264 1.164 0.076 18-Ago-99 24-Ago-99 1.934 0.216 1.507 0.087 21-Ago-99 29-Ago-99 1.700 0.072 1.452 0.085 25-Ago-99 01-Sep-99 1.751 0.082 1.368 0.083 29-Ago-99 05-Sep-99 1.794 0.119 1.522 0.087 01-Sep-99 09-Sep-99 1.472 0.072 1.336 0.082 05-Sep-99 12-Sep-99 1.439 0.096 1.118 0.075 09-Sep-99 30-Sep-99 1.493 0.09 1.157 0.076 Promedio 0.121 0.075

Anexo I. Variaciones geoquímicas en las diferentes especies a) Variación en los bicarbonatos b) Variación del Sodio

c) Variación del potasio d) Variación del Magnesio

e) Variación de la Sílice f) Variación de la temperatura

98-03-17

98-12-22

97-01-07

96-07-03

1000

1400

1800

2200

94-0

5-26

94-1

1-10

95-0

6-06

95-1

2-28

96-0

7-03

97-0

4-22

97-1

2-30

98-0

5-27

98-1

2-22

99-0

9-24

99-1

1-10

Bic

arbo

nato

s (m

g/K

g)

El Salado Palitagua La Virgen Satana

`98-12-22

98-08-10

97-12-30

0

300

600

900

1200

1500

94-0

5-26

94-1

1-10

95-0

6-06

95-1

2-28

96-0

7-03

97-0

4-22

97-1

2-30

98-0

5-27

98-1

2-22

99-1

1-08

99-1

2-21

Sodi

o (m

g/K

g)

El Salado Palitagua La Virgen Santana

98-12-22

98-05-27

98-08-10

0

50

100

150

200

250

94-1

1-10

95-0

6-06

95-1

2-28

96-0

7-03

97-0

4-22

97-1

2-30

98-0

5-27

98-1

2-22

99-1

1-08

99-1

2-21

Fecha

Pota

sio

(mg/

Kg)


95-10-19

95-03-27

99-09-24

0

150

300

450

94-0

5-26

94-1

1-10

95-0

6-06

95-1

2-28

96-0

7-03

97-0

4-22

97-1

2-30

98-0

5-27

98-1

2-22

99-0

9-24

99-1

1-08

Silic

e m

g/kg


95-12-28

96-04-17

20

30

40

50

60

70

80

94-0

2-24

94-0

8-29

95-0

3-27

95-1

0-19

96-0

4-17

97-0

1-07

97-0

9-23

98-0

3-17

98-0

8-10

99-0

8-18

99-0

9-15

99-1

1-10

Temperatura (C


98-03-17

97-12-30

98-05-27

0

200

400

600

800

1000

1200

1400

94-0

2-24

94-0

8-29

95-0

3-27

95-1

0-19

96-0

4-17

97-0

1-07

97-0

9-23

98-0

3-17

98-0

8-10

99-0

8-18

99-1

2-10

Mag

nesi

o (m

g/K

g)


Actividad Pre-eruptiva del Volcán Tungurahua Anexo J

179

g) Variación de la conductividad h) Variación del pH

95-10-19

96-04-17

99-10-27

99-09-1597-01-07

0

5

10

15

20

94-0

2-24

94-0

8-29

95-0

3-27

95-1

0-19

96-0

4-17

97-0

1-07

97-0

9-23

98-0

3-17

98-0

8-10

99-0

8-18

99-0

9-15

99-1

1-10

Cond

uctiv

idad

(mS)


96-07-03 99-09-1599-08-18

97-01-0794-05-2698-12-22

97-12-30

98-03-17

5.0

5.5

6.0

6.5

7.0

7.5

8.0

94-0

2-24

94-0

8-29

95-0

3-27

95-1

0-19

96-0

4-17

97-0

1-07

97-0

9-23

98-0

3-17

98-0

8-10

99-0

8-18

99-0

9-15

99-1

1-10

pH


Actividad Pre-eruptiva del Volcán Tungurahua REFERENCIAS

136

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