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ESTUDIO DE LA MORFOTECTÓNICA Y LA SISMICIDAD DEL ÁREA QUE CONTIENE LAS RÉPLICAS DEL SISMO DEL QUINDÍO DEL 25 DE ENERO DE 1999.
ARACELLY GALLEGO CRUZ LINA MARÍA OSPINA OSTIOS
MANIZALES INGEOMINAS
UNIVERSIDAD DEL QUINDÍO UNIVERSIDAD DE CALDAS
FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y NATURALES PROGRAMA DE GEOLOGÍA Y MINAS
febrero de 2003
ESTUDIO DE LA MORFOTECTÓNICA Y LA SISMICIDAD DEL ÁREA QUE CONTIENE LAS RÉPLICAS DEL SISMO DEL QUINDÍO DEL 25 DE ENERO DE 1999.
ARACELLY GALLEGO CRUZ LINA MARÍA OSPINA OSTIOS
Tesis de grado para optar al título de geólogas
DIRECTORES
JAIME ARTURO ROMERO L. Geólogo
INGEOMINAS
HUGO MONSALVE J. Ing. Civil MSc. Sismología
UNIVERSIDAD DEL QUINDÌO
MANIZALES INGEOMINAS
UNIVERSIDAD DEL QUINDÍO UNIVERSIDAD DE CALDAS
FACULTAD DE CIENCIAS EXACTAS Y NATURALES PROGRAMA DE GEOLOGÍA Y MINAS
febrero de 2003
iii
Nota de aceptación Presidente del Jurado Jurado Jurado Manizales, febrero de 2003
iv
A mis hermanos: Deisy Maritza, tus ganas de vivir y tu dulzura a pesar del dolor me animaron a seguir; Sol, gracias a tu risa e infinita paciencia; gracias por ser mi hermana mayor!; Leonardo, que en la inocencia cree y espera. Biviana Inés (q.e.p.d), ahora sabes por qué el cielo es azul, es allí donde están tus flores azules y la mitad de mi corazón... Lina María
A mi tía Maria D, quien ha desempeñado con sabiduría el papel de la mejor madre y amiga, gracias por su amor, apoyo y dedicación en todos estos años de mi vida. A mis hermanos: Maria Cristina, Andrés Felipe y Víctor Hugo por ser mi razón para seguir luchando.
A mi abuela Teresa (q.e.p.d.), quien vivirá por siempre en mi corazón.
Chelly
v
Agradecimientos Las autoras expresan sus agradecimientos a: Instituciones: Instituto de Investigación e Información Geocientífica, Minero - Ambiental y Nuclear, INGEOMINAS, por su valiosa colaboración en el suministro de datos, materiales y equipos que se utilizaron en la realización de este proyecto. Observatorio Sismológico del Quindío por facilitar la información sismológica con la que se realizó el presente estudio; a los investigadores y estudiantes del Centro de Estudios e Investigaciones de la Facultad de Ingeniería de la Universidad del Quindío, CEIFI, por la colaboración y el espacio cedido durante la realización de este proyecto. Investigadores y estudiantes: Geólogo Jairo Alonso Osorio, un reconocimiento muy especial por su asesoría, gestión y paciencia en la realización del proyecto, lo que hizo de éste una realidad. Geólogo Jaime Arturo Romero como codirector del proyecto, por sus acertadas observaciones y colaboración en la construcción del documento. Ingeniero Hugo Monsalve como codirector del proyecto, por su asesoría y ayuda durante la realización de este proyecto, además del acompañamiento brindado en nuestra formación personal y profesional. Geólogas Lina Constanza García y Margaret Mercado por la revisión del documento y valiosas sugerencias. Ingeniero John Rátiva por su gran colaboración en el proceso de edición del documento.
Ingeniera Marisol Gómez por su ayuda y colaboración en todo el proceso de ejecución del proyecto. Geólogos: Yolanda Aguirre, Jaime Guzmán, Dr. Gabriel Paris, Carlos Vargas, Álvaro Pablo Acevedo y Olga Patricia Bohórquez, por su apoyo desinteresado y por sus contribuciones a este trabajo.
Ingeniero Fernando Gil, por el tiempo para escucharnos y por sus valiosas opiniones.
vi
Agradecimientos personales: Aracelly agradece: A mis tías por su apoyo y colaboración durante todo el desarrollo de este proyecto.
A mis amigos Jaime Lafaille y Julio César Cuenca porque a pesar de la distancia han permanecido cerca brindándome su apoyo y su valiosa amistad. A Lina Constanza García, Jairo Alonso Osorio, Nohora Montes, Lina Marcela Castaño, Francisco Velandia y Alejandra María Toro por toda la colaboración prestada en la elaboración del documento, por facilitarme el espacio para realizarlo y por dejarme compartir con ellos gratos momentos. Lina María agradece: A Dios por su amor, porque siempre estuvo junto a mí en las partes difíciles del camino y por la gente maravillosa que encontré al caminar. Al Ingeniero Hugo Monsalve, por su paciencia y por facilitarme el tiempo para desarrollar el proyecto. A quienes con cariño esperaron y sobre todo creyeron: Marisol Gómez, Doris Reinosa, Alex García, Indira Molina, Patricia Gómez, Lina García, Agustín Coqueco, Emma, Alejandro Sandoval, Luz Mary Toro, Gustavo Hincapié, Doña Amparo y Fiore Suter.
vii
TABLA DE CONTENIDO Pág INTRODUCIÓN
1. GENERALIDADES 16
1.1 OBJETIVOS 16
1.1.1. Generales 16
1.1.2. Específicos 16
1.2. LOCALIZACIÓN 17
1.3. FISIOGRAFÍA 18
1.3.1. Relieve e hidrología 18
1.3.2. Clima y vegetación 19
1.3.3. Población 19
1.5. ANTECEDENTES SISMOTECTÓNICOS 20
1.5.1. Geológicos y Tectónicos 20
1.5.2. Sismológicos 23
1.5.3. Geofísicos 23
1.6 METODOLOGÍA 24
2. MARCO GEOLÓGICO 26
2.1. GEOLOGÍA REGIONAL 26
2.2. GEOLOGÍA LOCAL 32
3. MARCO GEOLÓGICO ESTRUCTURAL 36
3.1. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL 36
3.1.1. Región Occidental 36
3.1.2. Región Oriental 38
3.2. GEOLOGÍA ESTRUCTURAL LOCAL 41
3.2.1. Sistema de Fallas Romeral en el Quindío 41
4. MORFOTECTÓNICA 44
viii
4.1. SEGMENTOS RECONOCIDOS EN FOTOINTERPRETACIÓN O EN
CAMPO.
44
4.2. MORFOMETRÍA 52
4.2.1. Indicadores geomórficos de actividad tectónica 52
4.2.1.1 Metodología 52
4.2.1.2. Fundamentos teóricos 52
4.2.1.3. Resultados 57
4.2.1.4. Interpretación de resultados morfológicos 70
5. ASPECTOS SISMOLÓGICOS 74
5.1. SISMICIDAD HISTÓRICA (PREINSTRUMENTAL E INSTRUMENTAL)
ANTES DEL SISMO DEL 25 DE ENERO DE 1999
74
5.2. ANÁLISIS SISMOLÓGICO DE LA SECUENCIA DE RÉPLICAS DEL
SISMO DEL QUINDÍO DE ENERO 25 DE 1999
78
5.2.1. Metodología y aspectos teóricos 78
5.2.2. Resultados 97
5.2.3 Interpretación de resultados sismológicos 115
6. MODELO PROPUESTO 117
6.1. Argumentos del modelo propuesto 117
6.1.2. Temas de discusión 122
LIMITACIONES 123
CONCLUSIONES 124
RECOMENDACIONES 126
BIBLIOGRAFÍA 127
ANEXOS 135
ix
LISTA DE TABLAS
Pág.
Tabla 1. Fallas activas y potencialmente activas en el Eje Cafetero. 43
Tabla 2. Valores de T obtenidos para las cuencas de los ríos Lejos, Verde y
Santo Domingo.
61
Tabla 3. Catálogo de los sismos históricos más notables en el Viejo Caldas. 76
Tabla 4. Listado de las estaciones que pertenecieron o pertenecen a la red
local del Departamento del Quindío.
81
Tabla 5. Criterios de calidad utilizados por el programa HYPO71 para evaluar
las soluciones obtenidas.
82
Tabla 6. Parámetros de localización de las réplicas del sismo del 25 de enero
de 1999 usadas en el análisis espectral de fuente.
96
Tabla 7. Frecuencias dominantes y amplitudes espectrales máximas para
cada una de las zonas identificadas.
105
Tabla 8. Mecanismos focales calculados para el sismo principal. 106
Tabla 9. Mecanismos focales compuestos obtenidos para las siete zonas o
familias analizadas.
106
Tabla 10. Mecanismos focales compuestos obtenidos del análisis “espectro
de estación” para las siete zonas analizadas.
109
Tabla 11. Cálculo del momento sísmico para los eventos con magnitud ML >
3 de acuerdo con el modelo de Brune (1970).
114
Tabla 12. Cálculo de los parámetros de la fuente para los eventos con
magnitud ML > 3 de acuerdo con el modelo de Brune (1970).
114
Tabla 13. Momento sísmico calculado a partir de la onda SH. 115
x
LISTA DE FIGURAS
Pág.
Figura 1. Localización de la zona de estudio. 18
Figura 2. Diagrama explicativo del proceso metodológico 25
Figura 3. Unidades geológicas del Eje Cafetero. 27
Figura 4. Geología del Departamento del Quindío. 30
Figura 5. Geodinámica de Colombia (principales rasgos tectónicos). 37
Figura 6. Fallas activas y potencialmente activas del Departamento del
Quindío, según París (1997).
40
Figura 7. Empozamiento asociado al trazo de la Falla Córdoba Principal, en el
Corregimiento de Quebradanegra.
46
Figura 8. Escarpe de línea de falla sobre los depósitos del Corregimiento de
Quebradanegra asociado al trazo de la Falla Córdoba Principal.
47
Figura 9. Bermas de falla asociadas al trazo de la Falla Córdoba Oeste. 48
Figura 10. Valle en copa de vino observado en el sector de Planadas sobre el
cañón río Santo Domingo; asociado al trazo de la Falla Navarco.
50
Figura 11. Facetas triangulares retrogradadas asociadas al trazo de la Falla
Navarco, en el sector de Planadas.
50
Figura 12. Depósito reciente afectado por fallamiento con buzamiento 86°E. 51
Figura 13. Construcción de la curva hipsométrica. 54
Figura 14. Ejemplo ilustrativo de una cuenca basculada. 55
Figura 15. Diagrama del factor topográfico transversal. 56
Figura 16. Síntesis de curvas e integrales hipsométricas. 58
Figura 17. Factor de asimetría calculado para las tres cuencas evaluadas. 60
Figura 18. Perfiles longitudinales de los ríos Lejos, Verde y Santo Domingo. 61
Figura 19. Direcciones más frecuentes de los cauces en las cuencas. 62
Figura 20. Perfiles topográficos a través de la cuenca del río Lejos. 65
xi
Figura 21. Perfiles topográficos a través de la cuenca del río Verde. 66
Figura 22. Perfiles topográficos a través de la cuenca del río Santo Domingo. 67
Figura 23. Mapa de sismos sentidos en el Viejo Caldas con intensidades≥ VI. 75
Figura 24. Histograma de eventos con Io (MSK) > VII para Armenia. 75
Figura 25. Distribución de epicentros en el Eje Cafetero durante el período junio
1993 - enero 1999.
77
Figura 26. Distribución de las estaciones sismológicas y acelerográficas de
acuerdo con su período de funcionamiento.
79
Figura 27. Modelo teórico de velocidad de la corteza utilizado para localización
de los sismos.
82
Figura 28. Distribución porcentual de los sismos de acuerdo con la calidad de
los mismos arrojado por el Hypo71.
83
Figura 29. Distribución epicentral de los sismos calidad B por profundidades. 84
Figura 30. Aspecto de la envolvente de forma para un grupo de sismos 86
Figura 31. Esquema de la esfera focal y los rayos que llegan a la superficie con
su respectivo movimiento (compresión o dilatación).
89
Figura 32. Ejemplo ilustrativo del “espectro de estación”. 92
Figura 33. Regiones del espectro de Brune 95
Figura 34. Epicentros de las réplicas localizadas con calidades A y B 99
Figura 35. Distribución espacio temporal de las réplicas durante el período
febrero - mayo de 1999
101
Figura 36. Distribución espacio temporal de las réplicas durante el período
junio de 1999 - enero de 2000.
102
Figura 37. Mecanismos focales compuestos calculados para las siete zonas
seleccionadas
107
Figura 38. Diagramas rosa calculados para los azimut de los planos 1 (a) y 2
(b) de los mecanismos focales compuestos
108
Figura 39. Mecanismos focales compuestos calculados el análisis del
“espectro de estación” para las siete zonas reconocidas
109
Figura 40. Histograma representativo de las soluciones de los mecanismos
focales compuestos obtenidos a partir de ”espectro de estación”
110
Figura 41. Diagramas rosa calculados para los azimut de los planos 1 (a) y 2
(b) de los mecanismos focales compuestos a partir de ”espectro de estación”
111
xii
Figura 42. Representación estereográfica de los resultados obtenidos con el
método de inversión de esfuerzos de Reches et al. (1992).
112
Figura 43. Clasificación de la deformación en términos de la forma y
orientación del correspondiente tensor de esfuerzos.
113
Figura 44. Esquema morfológico y sismológico de la zona de estudio. 119
Figura 45. Gráfico ilustrativo de un modelo de estructura en flor negativa. 120
Figura 46. Modelo geológico estructural preliminar propuesto para la zona de
estudio.
121
xiii
LISTA DE ANEXOS
Pág.
Anexo A. Indicadores geomorfológicos para la cuenca del río Lejos *
Anexo B. Indicadores geomorfológicos para la cuecna del río Verde *
Anexo C. Indicadores geomorfológicos para la cuenca del río Santodomingo *
Anexo D. Análisis de datos sismológicos 136
Anexo E. Catálogo de sismos (calidad A y B) 150
* En bolsillo
xiv
RESUMEN El sismo del Quindío (Colombia), ocurrido el 25 de enero de 1999 con magnitud Mw=6.2 generó durante el primer año 6.229 réplicas con magnitudes ML 1.29 (Magnitud local de duración). Aunque el sismo causó gran destrucción, principalmente en el departamento del Quindío, no presentó ruptura en superficie. La compleja situación estructural en la zona ha generado gran controversia acerca de los segmentos de falla involucrados en el proceso sísmico, por lo cual se emprendió un estudio sismológico y morfotectónico con el fin de presentar de manera preliminar y teórica un modelo que permita representar el comportamiento de la zona asociada al sismo principal y su secuencia de réplicas. En el aspecto sismológico se realizó el análisis espacio-temporal y espectral (envolvente de forma del sismo y formas espectrales características), se calcularon longitudes de ruptura (de acuerdo con el modelo de Brune, 1970) para los eventos de mayor magnitud y se seleccionaron familias de sismos, a las cuales se les hallaron los mecanismos focales compuestos para determinar el tensor de esfuerzos, usando el método de inversión Reches et. al (1992). El análisis geomorfológico se basó en la fotointerpretación de imágenes de sensores remotos y en los cálculos morfométricos de las cuencas hidrográficas contenidas en la zona de réplicas, basados en la metodología propuesta por Keller y Pinter (1995); además, se realizaron perfiles topográficos, perfiles longitudinales fluviales y rectificación del drenaje, para establecer el control tectónico existente en la zona de estudio. Luego de analizar e interpretar los resultados obtenidos con ambas disciplinas, se sugiere un comportamiento distensivo en el área de réplicas, producto de la apertura de una cuenca de tracción asociada a la curvatura del Sistema Romeral en esta zona; inducida por la tracción lateral de la Falla de Ibagué sobre este sistema, lo cual produce “un colapso” del sistema en esta región. Este fenómeno se puede correlacionar con una estructura tipo flor negativa, donde la falla principal esta ubicada al este (Falla San Jerónimo) y las demás fallas asociadas como las de Silvia Pijao, Córdoba, Navarco, Buenavista, y Pijao se localizan al oeste. La presencia de evidencias morfológicas que indican una gran deformación en las cuencas de drenaje, con movimientos de tipo vertical principalmente y los mecanismos focales de tipo normal distribuidos en los primeros 10 km de profundidad, apoyan la idea de un comportamiento distensivo en el área.
xv
INTRODUCCIÓN
El sismo del Quindío, ocurrido el 25 de enero de 1999, se localizó inicialmente en las
coordenadas 4,45° latitud norte y 75,75° longitud oeste a una profundidad de 10 km (Red
Sismológica Nacional de Colombia RSNC) y alcanzó una intensidad en el área epicentral
de VIII MSK (Espinosa, comunicación personal). La gran pérdida de vidas humanas
(2.000 muertos) y las graves consecuencias económicas y sociales hacen que este sismo
sea considerado como uno de los más desastrosos para la historia sísmica de Colombia
y, en especial, para la región del Eje Cafetero, el cual incluye los departamentos del
Caldas, Quindío, y Risaralda.
A raíz de la ocurrencia del sismo, se emprendieron diversos estudios enfocados a campos
específicos de la ingeniería, la geotecnia y la sismología principalmente; estos explican
de forma aislada diferentes aspectos asociados al sismo. De los estudios sismológicos
se puede destacar el de Monsalve (2001), quien por medio del análisis telesísmico de
ondas de cuerpo determinó que la ruptura del sismo se inició en el sureste del
departamento, y que viajó hacia el noroeste con azimut de 356± 10°, y concluyó que el
sismo de magnitud Mw = 6,2 y 18 km de profundidad se generó por una falla sinistral
normal, con un buzamiento de 67° al este, con una dislocación en roca de 48,4 cm. La
gran complejidad estructural en la zona, y debido a que el sismo no dejó ruptura en
superficie, surgió una gran controversia acerca de cuál o cuáles segmentos de falla fueron
involucrados en el proceso sísmico.
Por lo anterior, y con el fin de complementar e integrar la información existente, se
desarrolla en el presente estudio un modelo geológico estructural preliminar que permita
comprender el ambiente tectónico de la zona asociada al sismo principal y su secuencia
de réplicas. Para esto, se efectúa un análisis morfométrico de las cuencas contenidas en
el área epicentral y se realiza un análisis sismológico de la secuencia de réplicas
generadas durante el primer año posterior a la ocurrencia del sismo principal.
16
1. GENERALIDADES
1.1 OBJETIVOS
1.1.1 Generales
ü Evaluar morfotectónica y sismológicamente la zona de mayor concentración de
epicentros de las réplicas asociadas al sismo del Quindío del 25 de enero de 1999.
ü Elaborar un modelo geológico (con base en información bibliográfica) y estructural
preliminar del área de estudio a partir de datos sismológicos y morfotectónicos.
1.1.2 Específicos
ü Identificar indicios de actividad tectónica reciente en el área de estudio.
ü Precisar la naturaleza geológica y estructural de la posible barrera norte que controla
la distribución espacial de las réplicas.
ü Efectuar un análisis espacio-temporal de las réplicas localizadas sobre el área de
estudio buscando identificar posibles migraciones de la sismicidad en el tiempo.
ü Hallar el momento sísmico con los registros acelerográficos obtenidos de la estación
de Calarcá para el período comprendido entre el 26 enero de 1999 y el 26 de enero de
2000, y encontrar el modelo de ruptura para el sismo principal con el modelo de Brune
(1970).
17
ü Realizar el análisis espectral en el dominio de la frecuencia de los acelerogramas en la
estación de Calarcá, de las réplicas localizadas en el área de estudio y hallar los
mecanismos focales simples y compuestos, para conocer las diferentes familias
sismogénicas presentes en el área, y acercarse a la caracterización de las mismas.
ü Realizar el análisis de los mecanismos focales obtenidos y calcular el tensor de
esfuerzos con el fin de encontrar congruencias e incongruencias entre los resultados
obtenidos.
1.2 LOCALIZACIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO
El área de estudio (Figura 1) se ubica sobre el flanco occidental de la Cordillera Central, y
corresponde principalmente a la zona de mayor concentración de réplicas asociadas al
sismo del 25 de enero de 1999 (con epicentro en inmediaciones del Municipio de
Córdoba, Quindío). Se enmarca dentro de las planchas topográficas 243-II-A, 243-II-C y
243-IV-A (escala 1:25.000), elaboradas por el Instituto Geográfico Agustín Codazzi, IGAC
(1993).
Los sistemas de coordenadas (con origen Bogotá) dentro de las cuales se encuentra el
área de estudio son (esquina superior izquierda e inferior derecha, respectivamente):
Coordenadas geográficas Coordenadas planas (Bogotá: 1’000.000,1’000.000)
x,y 4,57° ; -75,68° latitud norte, longitud oeste 996.745 ; 822.330 x’,y’ 4.22° ; -75,66° latitud norte, longitud oeste 957.867 ; 824.760
Nota: La información sismológica se representa en coordenadas geográficas y la
información geológica en coordenadas planas; esta diferencia radica en los estándares
que tiene establecido Ingeominas para trabajar en cada una de estas disciplinas.
18
Figura 1. Localización de la zona de estudio.
1.3 FISIOGRAFÍA
1.3.1 Relieve e hidrología. El Departamento del Quindío limita con los departamentos
de Risaralda al norte, Tolima al este y el Valle del Cauca al suroeste. Se encuentra dentro
de la región fisiográfica denominada Región Andina, particularmente en la subregión del
flanco occidental de la Cordillera Central. Puede dividirse en dos zonas fisiográficas
principales:
La Zona Oriental (sector de montaña) constituye aproximadamente el 60% del territorio
departamental, y abarca las partes media y alta del flanco occidental de la Cordillera
Central; está caracterizado por sus fuertes pendientes y relieve abrupto. Se destaca como
su mayor altura, el volcán Paramillo del Quindío con una altura de 4.700 msnm.
800000 820000 840000
950000
970000
990000
1010000
Rí o
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Río
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Pijao
Córdoba
ARMENIA
Calarcá
Circasia
Salento
La Tebaida
Montenegro
0 20 km
Filandia
Quimbaya
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VíasRíos principalesMunicipios
Colombia
Departamento del Quindío
Río L
ejos
Río Verde
Río S
anto
Dom
ingo
Área de distribución de réplicas
-75.8 -75.6 -75.4
4.2
4.4
4.6
19
La Zona Occidental (sector piedemonte y valle) corresponde a la parte central y nor-
occidental del departamento, posee un relieve ondulado, moderadamente quebrado e
inclinado hacia el valle del río La Vieja. Los depósitos que cubren esta región son volcano
sedimentarios de origen fluvio glacial, aluvio torrencial y volcano aluvial que cubren rocas
del Paleozoico, Mesozoico y Paleógeno - Neógeno (González & Núñez, 1991).
El Departamento del Quindío es drenado por las cuencas del río Quindío y del río
Barragán, los cuales se unen y conforman el denominado río La Vieja (Figura 1), el cual
sirve a su vez de límite departamental en la parte occidental. El río Quindío nace al norte
del departamento, en el Municipio de Salento a una altitud aproximada de 3.800 msnm, el
cual fluye inicialmente en sentido este - oeste y sufre una fuerte deflexión que lo obliga a
cambiar su curso en sentido noreste-suroeste a la altura de Boquía; el río Barragán tiene
su origen en el Municipio de Génova a una altura de 2.800 msnm y hace su recorrido de
sur a norte. La zona de distribución de réplicas se concentra principalmente en el área
comprendida entre el río Santo Domingo y el río Verde, principales afluentes del río
Quindío.
1.3.2 Clima y vegetación. La fisonomía del paisaje indica la existencia de un rango muy
variado en cuanto a clima y vegetación; sus temperaturas van desde cálida y templada
hasta fría y paramuna. Sus suelos son caracterizados por su fertilidad y poseen un clima
favorable para el sector agropecuario, el cual se constituye en el núcleo de la economía
para el departamento, y se convierte en una de las regiones más productivas de café en
el país. El uso del suelo cambia de acuerdo con el piso térmico que predomine, de esta
forma se tiene como principal uso el cultivo de café, hasta aproximadamente los 1.800
msnm, por encima de esta altura predominan los pastos y algo de vegetación nativa
cercana a las riberas y en las zonas más escarpadas. En la parte alta hay cultivo de papa
y algunas especies exóticas como pino, eucalipto, ciprés y aliso (PORTE, Calarcá, 2000).
1.3.3 Población. El Departamento del Quindío fue creado en 1966 cuando comenzó la
separación del Viejo Caldas el cual estaba constituido por los actuales territorios de los
departamentos de Caldas, Quindío y Risaralda. La capital del departamento es Armenia y
posee 12 municipios: Armenia, Calarcá, Montenegro, Quimbaya, La Tebaida, Circasia,
Filandia, Génova, Pijao, Salento, Córdoba y Buenavista.
20
De acuerdo con el censo nacional de 1993, el Quindío pasó de tener una población de
377.860 habitantes en 1985 a una población de 435.018 en 1993, con una tasa de
crecimiento poblacional del 3,59%. El 86,95% de la población (364.353 habitantes) vive
en la zona urbana.
1.5 ANTECEDENTES SISMOTECTÓNICOS
1.5.1 Geológicos y Tectónicos
McCourt et al., 1984. Realizaron una cartografía geológica, a escala 1:100.000, en un
área de 16.000 km2, la cual abarcó principalmente el Departamento del Valle del Cauca y
algunas partes de los departamentos de Cauca, Quindío y Tolima. Los resultados de esta
cartografía quedaron consignados en el Mapa geológico y memorias preliminares del
Departamento del Valle, Cordillera Central, graben del Departamento del Valle del Cauca,
geología económica en la Cordillera Occidental y estudios gravimétricos. La cartografía se
encuentra sintetizada en las planchas 243, 261, 262, 278, 279, 280, 299 y 300 del IGAC,
a escala 1:100.000. La Plancha 243 corresponde al Departamento del Quindío.
James, 1986. Hizo un análisis de riesgo sísmico en las regiones de Pereira,
Dosquebradas, Santa Rosa de Cabal y poblaciones cercanas; en él se incluyeron
aspectos como cartografía semidetallada de las fallas de la región, análisis de la
sismicidad histórica y evaluación de la geología del cuaternario. Este trabajo quedó
compilado en el Estudio Sismotectónico en el Área del Viejo Caldas. En dicho estudio
identificó cuatro concentraciones de epicentros como las responsables del 70% de los
eventos en el área, cuyos hipocentros se ubican principalmente en la zona de Benioff o
profundidades mayores. Concluyó que la mayor fuente de sismicidad para Pereira –
Desquebradas, en términos de la energía liberada y número de eventos, es la zona de
Benioff que pasa por debajo de esta región. Una fuente sísmica secundaria son las fallas
superficiales que pertenecen al sistema de fallas Cauca - Almaguer y dos grupos de
estructuras que la atraviesan con orientaciones noroeste-noreste.
21
González & Núñez, 1991. Compilaron todos los trabajos de geología básica
concernientes al Departamento del Quindío y los resumieron en el Mapa Geológico
Generalizado del Departamento del Quindío a escala 1:100.000, con su respectiva
memoria explicativa.
Cardona & Giraldo, 1993. En la tesis denominada Estudio geomorfológico y aspectos
geológico estructurales de las cuencas del río Verde y quebrada La Española, Municipio
de Córdoba (Quindío), identificaron los procesos erosivos y determinaron los factores que
aceleran el deterioro de la cuenca; igualmente, se obtuvo la zonificación de
susceptibilidad a la erosión por medio de parámetros tales como la pendiente, uso del
suelo, litología, formaciones superficiales y procesos erosivos.
Cortés & Quintero, 1993. En el Estudio geológico estructural y aspectos geomorfológicos
de la cuenca media y alta del río Santo Domingo, Calarcá (Quindío), fueron analizados los
factores detonantes y los materiales involucrados en los procesos erosivos que afectan la
cuenca del río Santo Domingo. Concluyeron que dicha cuenca presenta un alto grado de
erodabilidad manifestada principalmente en la microcuenca de la quebrada Pinares,
donde la alta pendiente, la espesa cubierta permeable de ceniza, la acción de las fallas y
el mal uso del suelo (acción antrópica) son los principales detonantes de los procesos
erosivos.
Guzmán et al., 1998. En el Proyecto para la mitigación de riesgo sísmico de Pereira,
Dosquebradas y Santa Rosa de Cabal, Evaluación neotectónica, reconocieron las
fuentes sísmicas superficiales y establecieron los parámetros de actividad de los diversos
segmentos de fallas activas, para los cuales se contó con cálculos de magnitudes
máximas probables y las respectivas estimaciones sobre niveles de actividad e intervalos
de recurrencia. Adicionalmente, elaboraron un modelo tectónico regional con base en el
campo de esfuerzos reciente determinado en el estudio.
Espinosa, 2000. Realizó estudios sistemáticos de las fallas activas del Departamento
del Quindío con base en criterios morfoneotectónicos, con especial interés en el estudio
de los depósitos cuaternarios, cuyo fin principal fue el de presentar la cartografía detallada
del Abanico del Quindío, en el cual distinguió varias unidades y describió las fallas activas
22
identificadas. Este estudio fue compilado en el Mapa Preliminar de Fallas Activas del
Quindío.
Hincapié & Moreno, 2001. Hicieron un estudio comparativo entre las fases deformativas
presentes en las metamórfitas del Complejo Cajamarca y en la metamórfitas del Complejo
Arquía en el Departamento de Caldas, concluyeron que los procesos tectónicos que las
generaron fueron independientes y con unas características litológicas claramente
diferenciables.
Mojica et al., 2001. Presentaron una descripción y discusión de la geología del flanco
occidental de la Cordillera Central entre los municipios de Salento y Génova en el
Departamento del Quindío y Caicedonia en el Departamento del Valle del Cauca con base
en cartografía realizada a escala 1:25.000. En esta descripción diferenciaron tres
dominios tectónico estratigráficos: un dominio geológico occidental (DGOc) del cual hacen
parte la Formación Amaime (basaltos oceánicos) y los sedimentos neógenos agrupados
en las formaciones La Paila, Cinta de Piedra y La Pobreza. El dominio geológico central,
compuesto por el Complejo Arquía, y finalmente un dominio geológico oriental (DGor),
caracterizado por una complejidad estratigráfica y estructural mayor, en el cual
diferenciaron los siguientes conjuntos: Sedimentitas cretácicas del río Lejos (SCRL),
gabros, Complejo Ígneo de Córdoba, unidad filítica oriental (denominada en otros estudios
como Complejo Quebradagrande), conglomerados polimícticos, stocks y apófisis
dacíticas, apófisis y diques basálticos, y sedimentos cuaternarios del Glacis del Quindío.
Pardo & Moreno, 2001. Con base en publicaciones disponibles y nueva información
estratigráfica y paleontológica, realizaron el trabajo denominado Estratigrafía del
occidente colombiano y su relación con la evolución de la Provincia Ígnea Cretácea del
Caribe Colombiano. La información obtenida les permitió dividir esta región en cinco
complejos estructurales: Quebradagrande, Arquía, Amaime, Codillera Occidental y Chocó,
y explican el origen de éstos como el resultado de la colisión de bloques de corteza
oceánica de tipo arco volcánico y meseta oceánica a medida que la placa Caribe se
desplazaba desde el punto caliente de las islas Galápagos hasta su posición actual.
23
1.5.2 Sismológicos
Tabares, 1998. A partir de mecanismos focales de sismos, analizó la deformación en la
zona de subducción del Viejo Caldas y encontró que bajo esta zona, la placa Nazca
genera esfuerzos distensivos y se mueve a una velocidad de 41 mm/año con un azimut
de 133°. Concluyó que la magnitud máxima probable para sismos generados por esta
fuente es de 7,4 Mb.
INGEOMINAS, 1999a. En el análisis de la secuencia de las réplicas del Sismo del
Quindío del 25 de enero de 1999 se encontró que la mayor concentración de réplicas
estaba sobre las fallas de Navarco y Córdoba, y se sugiere como hipótesis que la ruptura
del sismo principal se generó sobre esta zona, cuya distribución está delimitada por
barreras SE/NW. Finalmente, recomendaron realizar un estudio más detallado sobre
estas estructuras.
1.5.3 Geofísicos
Las diferentes técnicas de exploración geofísica usadas adecuadamente permiten obtener
un mejor conocimiento de las diversas estructuras existentes bajo una región (que
determinan su extensión y profundidad), tales como la realización de perfiles de sísmica
de reflexión, la gravimetría y la magnetometría. Infortunadamente, en la región del Eje
Cafetero se han realizado muy pocos estudios de este tipo y los efectuados han sido a
escalas muy detalladas, sobre zonas muy específicas y a poca profundidad, ya que han
sido enfocados más al conocimiento y a la caracterización de formaciones superficiales, y
su respuesta ante las vibraciones producidas por un sismo.
A escala regional se cuenta con el mapa gravimétrico a escala 1:500.000 del Atlas de
Inversión Geológica Minera ACIGEMI, (INGEOMINAS - IGAC, 1999). Más localmente, en
las zonas urbanas y rurales entre Pereira y Santa Rosa de Cabal en el año de 1998
INGEOMINAS y CARDER, efectuaron sondeos eléctricos verticales, gravimetría,
refracción sísmica y magnetometría en el marco del Proyecto de Mitigación del Riesgo
Sísmico de Pereira, Dosquebradas y Santa Rosa de Cabal.
24
Con la ocurrencia del Sismo del Quindío de enero 25 de 1999, INGEOMINAS en convenio
con la Universidad del Quindío y la Corporación Autónoma Regional del Quindío,
realizaron estudios geofísicos utilizando métodos de resistividad y sísmica de refracción
de poca profundidad y gravimetría; los cuales permitieron reconocer bajo los primeros 200
metros siete diferentes cuerpos geológicos basados en las diferencias halladas en los
valores de resistividad en la zona epicentral.
1.6 METODOLOGÍA
ü Revisión Bibliográfica. En esta fase se llevó a cabo la revisión, selección y
análisis de la información bibliográfica asociada a estudios sismotectónicos, geológicos y
geotectónicos realizados sobre la zona de estudio, a fin de tener suficiente ilustración
sobre las características geodinámicas del área a evaluar.
ü Fotointerpretación y Análisis de Imágenes de Satélite. Esta fase se realizó con
el fin de reconocer las principales estructuras geológicas presentes en la zona. Se
consultaron 17 fotografías aéreas a escalas 1:10.000 y 1:60.000, y una imagen
LANDSAT TM, en las cuales fueron identificadas las unidades geológicas, principales
estructuras (fallas y/o lineamientos) e indicios asociados a las mismas.
ü Reconocimiento en campo. El trabajo de campo estuvo orientado a confirmar los
indicios asociados a los segmentos reconocidos inicialmente en el trabajo de París (1997)
e identificados en la etapa de fotointerpretación. Adicionalmente se hicieron controles
litológicos y geomorfológicos.
ü Análisis y procesamiento de la información. Posterior al desarrollo de las fases
anteriores, se enfocó el estudio al procesamiento y análisis de la información
morfotectónica y sismológica, cuyo proceso metodológico se muestra en la Figura 2.
MORFOTECTÓNICA
SISMOLOGÍA
Figu ra 2. Diagrama explicativo del proceso metodológico. rectángulo : entrada de datos; Elipse: proceso; Cilindro: base de datos; Rombo: Filtro; Rectángulo : resultados; Toma de decisiones.
"Mapa neotectónico"Quindío (París, 1997)"Cartografía geológica
" (según González y Núñez, 1991)
Chequeofotos aéreos
(en diferentes escalas)
Mapa rasgosneotectónicos
MorfometríaSelección 3 cuencas
hidrográficas
DTM 1:25000de c/u de las cuencas
seleccionadasCálculo de indicadores
geomórficos
Perfiles topográficos Rectificación del drenaje "Gráficas:
"Curvas e integral hipsométrica" Factor de asimetría"DTM tres cuencas
Análisis y discusiónde resultados
Verificaciónen campo
Morfometría
MODELOSISMOTECTÓNICO
Integración
Sismicidad históricaFasesTrazas
CatálogoAcelerogramas
952 sismos Q= A, B, C
896 réplicasCatálogo
Gráfica de epicentros ehipocentros (SURFER)
Localización Hp71Mapa de
distribución
Gráfico pormeses y porcalidad
Distribuciónespaciotemporal
Q=A,BMl≥2
173sismos
Gráfico epicentrose hipocentros
Mapa de distribución(7 zonas de concentración)
Acelerograma en Calarcá
Procesamiento de señales(Filtrado y corrección
instrumental)
ASCII (componentee-w rotada (onda SH)
Envolventede forma de onda
Espectros(onda SH)
Similitud
Ploteo (envolventes yespectros)
Amplitud normalizada(en ganancia y amplitud)
136sismos
Amplitudno saturada
Lectura de amplitudesy polaridades P
(red Quindío y Ruiz)
Mecanismos focalescompuestos
BUZ PRT (archivos de salida)
Hypo71INP (archivos
de fases)
Separación por formas
INP (agrupadospor forma)
Hypo71
PRT(archivos de salida)
BUZMecanismos focales
compuestos
Inversión usandoSTRESS
Tensores locales (0-10 km distensivo y>10km compresivo)
Revisiónde polaridades
inestables
Selección de
acuerdo a RAKE
Análisis y discusiónde resultados
Re-Localización
Hp71
Distribuciónde cada zona
32 formas(espectro estación
Catalogo por
zonas
Gráfico amplitud -estación(espectro estación)
26
2. MARCO GEOLÓGICO
2.1 GEOLOGÍA REGIONAL
La extensión considerada para la descripción de la geología regional en el estudio de la
morfotectónica y la sismicidad del área que abarca las réplicas del sismo del Quindío del
25 de enero de 1999, abarca parte del flanco occidental de la Cordillera Central y una
parte del valle del río Cauca, en el Departamento del Quindío, noreste del Departamento
del Valle del Cauca y noroeste del Departamento del Tolima (Figura 3). Litológicamente
comprenden una gran variedad de rocas ígneas, sedimentarias y metamórficas, cuyo
registro geológico abarca desde el Paleozoico hasta el Reciente y donde sus contactos
son principalmente fallados (González & Núñez, 1991). Cronológicamente se distinguen
las siguientes unidades:
Paleozoico
ü Complejo Cajamarca
El Complejo Cajamarca fue definido por Nelson (1957) en la sección Ibagué - Armenia.
Litológicamente se encuentra constituido por esquistos cuarzo seríciticos, originados a
partir de sedimentos pelíticos con intercalaciones de arenitas cuarzosas en un ambiente
de plataforma continental; agrupa, además, esquistos micáceos, filitas y algunas pizarras.
Son rocas metamórficas de bajo a medio grado, que alcanzan facies esquistos verdes
hasta anfibolitas. Toda esta secuencia está afectada por metamorfismo regional con
superposición de eventos dinamotérmicos (McCourt et al., 1984). La edad del Complejo
Cajamarca presenta un rango que va desde 312±15 Ma (K/Ar en roca total) (Restrepo &
Toussaint, 1978) y hasta 61±10 Ma (K/Ar en RT) (Núñez et al., 1979). Se asume como
más probable la primera, ya que la edad de 61±10 Ma puede estar indicando la última
27
edad de calentamiento de la roca y no del origen como tal (González & Núñez, 1991).
Este complejo aflora en todo el flanco occidental de la Cordillera Central.
Figura 3. Unidades geológicas del Eje Cafetero. Tomado de INGEOMINAS (1997).
QcQal Qtz
Kicq
Ksp
Pgocp
Ngmp
NgQp
Jgi
Kigu
Kstd NgQla
Ksb
Jkia
Kica
Pzcc
Batolito de Ibagué
Gabros y rocas ultramáficasGabro de Pereira, Diorita deSta. Rosa
Intrusivos Tonalíticos dioríticos(Complejos Ígneos de Córdobay del río Navarco)
Formación Amaime
Fm. Barroso
Flujos Andesíticos Porfiríticos
Qal: Depósitos de laderaQtz: Terrazas aluvialesAc: Abanicos aluviales, flujos de lodo
Rocas Piroclásticas intercaladas con flujosde lodo y depósitos aluviales
Formación Zarzal
Formación La Paila
Fm. Cauca SuperiorMbo. Cinta de Piedra
Fm. Penderisco
C. Quebradagrande
Complejo Cajamarca
Complejo Arquía
LEYENDAROCAS ÍGNEAS
PLUTÓNICAS VOLCÁNICAS SEDIMENTARIAS METAMÓRFICAS
Ngplz
28
Mesozoico
ü Complejo Quebradagrande
Definido inicialmente por Botero (1963) en González y Núñez (1991) como Formación
Quebradagrande en el Departamento de Antioquia y redefinido posteriormente como
Complejo Quebradagrande por Nivia et al. (1996). Se presenta como una franja
discontinua en dirección norte sur y se extiende a lo largo del flanco occidental de la
Cordillera Central en contacto tectónico con el Complejo Cajamarca. Se caracteriza por
presentar intercalaciones de rocas sedimentarias y volcánicas con variaciones
litoestratigráficas, resultado de un intenso vulcanismo y sedimentación generado en el
Cretácico temprano (Aptiano - Albiano) (Botero & González (1983) en González &
Núñez,1991).
Las dataciones reportadas por Toussaint & Restrepo (1978) para un basalto del Complejo
Quebradagrande arrojaron una edad de 105 ± 10 Ma (límite Aptiano-Albiano - IUGS) (K/Ar
en roca total). Adicionalmente, en fósiles recolectados en las sedimentitas del Complejo
Quebradagrande, sugieren que estas rocas se formaron en el intervalo Valanginiano -
Albiano (González (1980), Gómez et al. (1995) en Pardo & Moreno, 2001).
ü Complejo Arquía
El Complejo Arquía se definió inicialmente por Toussaint & Restrepo (1974) entre los
departamentos de Antioquia y Caldas a lo largo del río Arquía. Constituida litológicamente
de una sucesión de anfibolitas (localmente granatíferas), esquistos actinolíticos y
esquistos negros. Las facies asociadas varían de facies anfibolitas a esquistos verdes,
que sugieren metamorfismo de media a alta presión. Este complejo se encuentra
atravesado en su mayor parte por un denso sistema de fallas que pone en contacto rocas
con diferente grado de metamorfismo y niveles estructurales (Pardo & Moreno, 2001).
Sus límites oriental y occidental corresponden al trazo de las fallas Silvia - Pijao que lo
separa del Complejo Quebradagrande, y Falla Cauca - Almaguer que lo separa de las
rocas volcánicas básicas de afinidad oceánica, respectivamente (McCourt et al. (1984) en
González & Núñez, 1991).
29
La edad del Complejo Arquía actualmente es motivo de discusión, ya que con base en las
dataciones radiométricas de las rocas metamórficas se estableció un rango de 127 a 94
Ma para la fase principal de metamorfismo, como es el caso de los Esquistos de
Sabaletas 127 ? 5 Ma, (K/Ar en roca total) y el Grupo Arquía sensu Toussaint (1996), con
110 ? Ma (K/Ar en hornblenda) (Pardo & Moreno, 2001); pero su estrecha relación con
rocas cartografiadas como Paleozoicas y el hecho de estar instruidas por plutones
triásicos justificarían una edad Paleozoica (Nivia et al., 1996b y París, comunicación
personal en Guzmán et al.,1998). Adicionalmente, Hincapié & Moreno (2001) encuentran
que las dataciones radiométricas existentes muestran que el evento metamórfico principal
que afectó al complejo se restringe al Cretácico temprano, y se desconoce la edad del
protolito ya que no existen datos radiométricos que apoyen la idea de eventos
metamórficos de edad paleozoica.
En el Departamento del Quindío (Figura 4), el Complejo Arquía aflora especialmente
sobre el río Verde - Pijao y entre el área río Lejos río Azul - Alto de La Guala (González &
Núñez, 1991).
? Complejo Ígneo de Córdoba (C.I.C).
El Complejo Ígneo de Córdoba fue definido por McCourt et al. (1984) entre Córdoba y
Génova (Quindío), donde aflora como una franja con dirección norte sur. El CIC (Figura
3) se encuentra limitado al este por la Falla Córdoba y al oeste por la Falla Silvia-Pijao, las
cuales separan el Complejo Quebradagrande y Arquía, respectivamente. (McCourt et al.,
1984). Está constituido por rocas masivas, de grano fino a grueso, composicionalmente
varía de diorita a tonalita, sin ser claras las relaciones entre las diferentes facies
petrográficas. Este cuerpo ha sido emplazado en una zona de intenso tectonismo, donde
presenta estructuras desarrolladas por metamorfismo dinámico (González & Núñez,
1991). Según las dataciones realizadas por McCourt et al. (1984), la edad de este cuerpo
varía entre 83?2 Ma (K/Ar en hornblenda) y 58?1 Ma; y consideran esta última edad como
producto del rejuvenecimiento asociado a los movimientos de los sistemas de fallas de
Romeral (González & Núñez, 1991).
30
rejuvenecimiento asociado a los movimientos de los sistemas de fallas de Romeral
(González & Núñez, 1991).
Figura 4. a) Geología del Departamento del Quindío. Base geológica según INGEOMINAS, 1999. Sistema de fallas según París (1997). b) Geología del flanco occidental de la Cordillera Central, entre los municipios de Salento, Génova y Caicedonia. Modificado de Mojica et al. (2001).
ARMENIA
Calarcá
Quebradanegra
Río San
todom
ingo
Río
Qui
ndío
BUENAVISTA
R. Lejos
R. B
arra
gán
Falla
s Silv
ia P
ijao
Pijao
1157
500
970000
1140
000
975000
961000
1140
000
972000
1152
000
1168
0001007000
Escala 1:100000
Escala 1:25000
800000 810000 820000 830000 840000
970000
980000
990000
Pijao
ARMENIA
Córdoba
Calarcá
Kiqs
Kiq
v
Kiqv
Kiq
v
Kiqn
Kiq
v KdnQto
Pzil
Pzil
PEzc
Pzea
Pze
a+Pz
es
Pze
a+P
zes
TQgv
TQgv
TQga
TQgt
Tocp
Qal
Falla
Nav
arco
Falla
El S
alad
o
Fal la
Arm
enia
Falla
Silv
ia-P
ijao
Falla
Cór
d oba
Falla
San
Jer
ónim
o
Córdoba
a) b)
Complejo CajamarcaPEq
Kiqn Kiqv
Pzus
Kiqs Complejo Quebradagrande
Kdc Complejo Igneo de Córdoba
Pzes
Tqgv
Qal Depósitos consolidados
Tqga Glacis del Quindío
Complejo ArquíaPzea
Complejo Arquía
Unidad Filítica Oriental (UFO)
Formación Amaime
Cuerpos ultramáficos
Sedimentos intercalados en la UFO
Complejo Ígneo de Córdoba
Esquistos negros, cuarzo micáceos
Depósitos fluviales
Glacis del Quindío
Sedimentitas cretácicas de Río Lejos
Conglomerados
Cuerpos hipoabisales
Coluviones
Falla verificada en campo
Lineamiento
A
B
LEYENDA
Kiq
vK
iqv
Kiqn
Tocp
Tmp
TQgv
Kiqn
PEzc
Kdc
Tmp
Tocp
Formación La Paila
Miembro Cinta de Piedra
Tad
h
Pzus
Pzu
s
Tadh
Tad
h
31
Cenozoico
ü Complejo Amaime
El Complejo Amaime fue designado inicialmente como Formación Amaime por McCourt et
al. (1984) en el Departamento del Valle del Cauca. Se ubica hacia al occidente del
Complejo Arquía, y la falla que actúa como límite entre estos dos complejos corresponde
a la Falla Cauca Almaguer. Litológicamente se encuentra constituido por un basamento
de basaltos oceánicos con intercalaciones sedimentarias menores, su edad se ha
calculado a partir de las dataciones obtenidas de los plutones que lo intruyen (Batolito de
Buga, 114±3 Ma,(K/Ar en biotita) 75±4 Ma (K/Ar en hornblenda); Brook 1984; Toussaint
et al., (1978b), plutón de Sabanalarga, plutón de Támesis; 124±6 Ma (K/Ar en
hornblenda), y se postula un rango de edad jurásica - cretácica (Pardo & Moreno, 2001).
Mojica et al. (2001) asignan una edad Albiano medio a tardío, con base en la presencia de
foraminíferos planctónicos y bentónicos hallados en las intercalaciones sedimentarias
calcáreas y limo arenosas de las intercalaciones sedimentarias.
ü Depósitos piroclásticos recientes
Cubriendo de forma variable la región se encuentran los depósitos piroclásticos
constituidos por material de caída, especialmente cenizas. Estos depósitos tienen
espesores variables y son mayores en la parte alta de la cordillera, y cubren tanto las
rocas antiguas como los depósitos más recientes. La edad de estas acumulaciones se ha
considerado como del Pleistoceno - Holoceno (Herd (1982) en González & Núñez, 1991)
ü Glacis del Quindío
El Glacis del Quindío fue definido por González & Núñez (1991) como un depósito
volcano detrítico de edad pliocena - pleistocena y origen múltiple, constituido por flujos de
escombros, flujos de lodo y flujos piroclásticos, relacionables con la actividad volcánica
32
de la Cordillera Central, a partir de deshielos y flujos que descendieron principalmente por
el río Quindío y que en algunos puntos tiene más de 100 m de espesor.
2.2 GEOLOGÍA LOCAL
La zona de estudio se encuentra sobre el denominado piedemonte del flanco occidental
de la Cordillera Central; afloran allí las siguientes unidades: Complejo Quebradagrande,
Complejo Ígneo de Córdoba, Glacis del Quindío, depósitos característicos de dinámica
fluvial y de pendiente y los depósitos de caída piroclástica (Figura 4a y 4b).
Debido a que en el área de estudio no existe cartografía geológica oficial, a escala
1:25.000, se utilizó como base (para el control en campo) el trabajo de cartografía
geológica efectuado por Mojica et al. (2001).
Mesozoico
ü Complejo Quebradagrande
El Complejo Quebradagrande comprende un 70%, aproximadamente, del área de estudio.
Se presenta como una franja alargada en dirección noreste y altamente deformada debido
a la acción de las diferentes fallas pertenecientes al Sistema Romeral y que la atraviesan
longitudinalmente.
Afloramientos asociados a este complejo fueron encontrados en la parte oriental y
nororiental de la zona de estudio a lo largo de las quebradas Los Patos y Quebrada Negra
y en la vía que conduce de Calarcá a la repetidora de Santo Domingo, en el sitio conocido
como Planadas. Son rocas de color verde (en varias tonalidades) con estructuras que van
de masiva (diabasas) a intensamente foliada; esta última estructura es producto de los
efectos dinámicos impuestos por la actividad de las fallas presentes en la zona.
Adicionalmente, pudo apreciarse mineralizaciones de pirita algunas veces diseminada y
en otras como cristales perfectos.
33
ü Complejo Ígneo de Córdoba
El Complejo Ígneo de Córdoba es un cuerpo intrusivo de aproximadamente 27 km de
longitud con dirección general NNE - SSW, cuyos afloramientos ocupan una superficie
trapezoidal con un ancho de menos de 0,5 km en la quebrada Cristales, 1 km entre el río
Azul y el Municipio de Pijao, y casi 4 km en el río Verde (Mojica et al., 2001).
Afloramientos relacionados al Complejo Ígneo de Córdoba se observan en los sectores de
la quebrada Quebradanegra y río Verde (Municipio de Córdoba); incluyen rocas plutónicas
con textura fanerítica; en la zona de estudio estas rocas varían composicionalmente de
dioritas (al este) a granodioritas (al oeste). Los minerales esenciales en estas rocas son:
hornblenda, biotita y plagioclasa con menos del 10% en contenido del cuarzo, en algunos
sectores se observan venas de cuarzo secundario y pirita primaria diseminada; una
característica de estos cuerpos es que con frecuencia se encuentran cortados por diques
de composición máfica y textura afanítica que dan la apariencia de basaltos. El contacto
occidental del Complejo Ígneo de Córdoba es bastante rectilíneo, concordante con la
dirección de las fallas principales, en tanto que el oriental es irregular y claramente
intrusivo (Mojica et al., 2001).
Cuaternario
ü Depósitos aluvio torrenciales
Los depósitos aluvio torrenciales se asocian a las corrientes de agua que drenan las
diferentes cuencas presentes en la zona, y dan lugar a depósitos torrenciales y terrazas
aluviales dispuestas en delgadas franjas sobre las márgenes de las quebradas La
Española, La Siberia y los ríos Santo Domingo y Verde. Se encuentran conformados, en
general, por clastos de rocas ígneas (dioritas, pórfidos andesíticos) y rocas verdes
(esquistos y diabasas foliadas) con formas subangulares a subredondeados, los tamaños
de dichos fragmentos varían desde guijos hasta bloques métricos (hasta 2 m) embebidos
en una matriz areno limosa, la cual se encuentra en la zona de estudio en un contenido
del 30% al 40%.
34
En el sector de la quebrada La Siberia se identificaron cuatro niveles de terrazas,
generadas por la fuerte dinámica fluvial en la zona, los cuales se caracterizan por ser
clasto soportados con tamaños de grano que varían de gránulos a bloques, pobremente
seleccionados, de subangulares a subredondeados, gradación ligeramente normal,
litológicamente compuestos por clastos de dioritas y granodioritas, y rocas verdes foliadas
(diabasas). La diferencia entre un nivel y otro radica en su espesor y su mayor o menor
imbricación.
ü Depósitos coluviales
Los depósitos coluviales cubren extensas áreas a media y baja ladera, se observan
claramente en el Alto del Oso y alrededores del corregimiento Quebrada Negra,
principalmente. Su composición litológica es homogénea (diabasas foliadas), no
presentan imbricación ni buena selección, los clastos son angulares a subredondeados,
con tamaños que varían de guijos a bloques. La matriz es areno limosa de color gris. En
la quebrada Quebradanegra se observan taludes con alturas mayores a 4 m.
ü Depósitos de caída piroclástica
Los depósitos de caída piroclástica están asociados a los centros volcánicos Machín -
Quindío; se observan en mayor o menor espesor en toda la zona de estudio; son capas
irregulares enmascaradas en algunos sectores por depósitos de coluvión.
En la quebrada La Española (Municipio de Córdoba, detrás del estadio) se observó una
secuencia de tefras con espesor de 30 cm, compuesto por paquetes de ceniza arenosa
con un nivel de lapilli hacia la parte superior, la cual presenta un espesor de 4 cm,
compuesto por cuarzo, biotita, hornblenda, pómez y líticos.
ü Depósitos de flujos de escombros
Depósitos de flujos de escombros se observan en la cabecera municipal de Córdoba, el
Corregimiento de Quebrada Negra y la Vereda río Verde Alto, entre otros; estos
depósitos se caracterizan por ser poco consolidados y matriz soportados (areno limosa),
35
asociados a pendientes bajas y a los valles de las quebradas. Estos dos últimos
depósitos hacen parte de lo que se ha denominado como Glacis del Quindío (González &
Núñez, 1991) o Abanico del Quindío (Espinosa, 2000).
36
3. MARCO GEOLÓGICO ESTRUCTURAL
3.1 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL REGIONAL
Los rasgos estructurales presentes en Los Andes del Norte son el resultado de la
compleja interacción entre las placas litosféricas Nazca, Caribe y Suramérica. La placa
oceánica Nazca subduce hacia el Este bajo Suramérica con un movimiento relativo de 6
cm/año y la placa Caribe se mueve 1 - 2 cm/año con movimiento este - sureste
(Freymueller et al., 1993; Kellogg & Vega, 1995 en Taboada et al., 2000). En Colombia,
los movimientos relativos entre las tres placas, durante el Cenozoico, han dado como
resultado las tres cordilleras que atraviesan el país de sur a norte y las respectivas
depresiones intracordilleranas que las separan (Taboada et al., 1998). La interacción de
las placas Nazca y Suramérica es absorbida entre la zona de subducción del Pacífico y a
lo largo de los sistemas de fallas y pliegues activos observados en la tres cordilleras;
pueden destacarse el Sistema de Fallas del Borde Oriental Llanero (SFBO), entre la
Cordillera Oriental y el cratón; el Sistema de Fallas del Valle de Magdalena (SFM), entre
la Cordillera Oriental y la Cordillera Central, y el Sistema de Fallas Romeral (SFR) a lo
largo de la depresión Cauca Patía (entre las cordilleras Central y Occidental) (Figura 5).
El Eje Cafetero se puede dividir en dos sectores estructurales diferentes: Región
Occidental y Región Oriental. Cada uno de ellos agrupan un conjunto de fallas que se
describirán con base en la compilación bibliográfica realizada por INGEOMINAS 1999a y
con base en los aportes de otros autores.
3.1.1 Región Occidental. Agrupa estructuras con rumbo NNE - SSW de tipo inverso y
bajo ángulo de buzamiento, dentro de este estilo estructural se pueden citar las
fallas Cali - Patía y Quebradanueva, principalmente.
37
ü Falla Cali – Patía
La Falla Cali - Patía presenta un rumbo de N20° 30°E . Esta falla experimentó movimiento
siniestral durante la orogenia Andina (Nivia et al. (1997) en INGEOMINAS, 1999a).
Figura 5. Geodinámica de Colombia (principales rasgos tectónicos). En la figura pueden
apreciarse las velocidades y la dirección de convergencia de las placas Nazca (6 cm/año) y Caribe
(1-2 cm/año) bajo la placa Suramericana y los principales sistemas de fallas activas (modificado de
Taboada et al., 2000).
SFR: Sistema de Fallas Romeral FPa: Falla Palestina FI: Falla Ibagué FG: Falla Garrapatas SFBO: Sistema de Fallas del Borde Llanero.
75ºW 70ºW
0ºN
5ºN
10ºN
Bogotá
Tunja
Pereira
PastoMocoa
Yopal
B/manga
Villavicencio
Florencia
Santa Marta
FI
SFR
FG
FMu
ECUADOR BRASIL
PANAMA
S. F. d
el Bord
e Llan
ero
FP
a
FFm
CONVENCIONES
FALLA INVERSA
PLIEGUE REGIONAL
SENTIDO DE MOVIMIENTO
CAPITAL DE DEPARTAMENTO
CAPITAL DEL PAÍS
FALLA NORMAL
ZONA DE SUBDUCCIÓN
CORDILLERA
0º 2º 4º
0 444 km
ESCALA GRÁFICA
0º 2º 4º
P. Nazca6 cm/año
Placa Caribe1-2 cm/año
F. S
a nta Ma rta - B
u ca ra ma ng a
VENEZUELA
38
? Falla Quebradanueva
La Falla Quebradanueva cruza la región en dirección N29°E y coloca en contacto las
rocas del Miembro Cinta de Piedra y Formación Amaime, sobre rocas del Neógeno
(Formación La Paila). La Falla Quebradanueva se ha interpretado como una falla de
cabalgamiento cuyo plano buza al occidente.
3.1.2. Región Oriental. Predominan fallas inversas de alto ángulo con componente de
rumbo. Algunas de estas fallas han presentado actividad durante el Mesozoico y el
Cenozoico. El límite de esta región está definido por la falla más occidental del Sistema
de Fallas Romeral, La Falla Cauca - Almaguer, la cual pone en contacto rocas de afinidad
oceánica al occidente con rocas de afinidad continental al oriente. La mayoría de las
fallas aquí descritas hacen parte del Sistema de Fallas de Romeral.
En la Figura 6 pueden apreciarse las fallas que componen la región oriental.
Sistema de Fallas Romeral
Con una extensión cercana a los 1.200 km, el Sistema de Fallas Romeral se presenta
desde la frontera con Ecuador hasta internarse en el mar Caribe al norte, y se constituye
en el rasgo tectónico más importante del occidente colombiano. Su dirección es N10°-
20°E y el plano de falla define el contacto entre rocas cretácicas de dominio oceánico, al
occidente, con rocas de afinidad continental, al oriente. Sin embargo, ha recibido
diferentes denominaciones en diferentes tramos a través del tiempo. Ha sido conocida de
norte a sur como Falla de Sabanalarga, Cauca Oeste, Cauca, Romeral y Bolívar -
Almaguer, además de numerosos nombres locales (París, 1990); en el presente estudio
se empleará el término Sistema de Fallas Romeral.
? Falla Cauca - Almaguer
En la revisión bibliográfica efectuada, la descripción encontrada para la Falla Cauca -
Almaguer es la misma que la adscrita al Sistema de Fallas Romeral; finalmente, se
encontró que el nombre de Falla Cauca - Almaguer fue propuesto en 1990 por el comité
de nomenclatura del Simposio de Geología Regional, con el fin de conjugar la
39
nomenclatura usada al norte del país con la utilizada al sur para la falla más occidental del
Sistema de Fallas Romeral.
ü Falla Montenegro
La Falla Montenegro tiene una dirección de N20ºE (Figura 6) y se ubica entre los
municipios de Montenegro y La Tebaida. Se encuentra muy bien definida sobre la parte
media del Cuaternario del Glacis del Quindío, se extiende por 20 km de longitud, similar a
la Falla de Armenia, y se constituye en uno de los rasgos morfológicos más sobresaliente
de la región.
ü Falla Armenia
El trazo de la Falla Armenia (Figura 6) se desprende de la Falla Cauca - Almaguer 40 km
al sur de Armenia hasta su truncamiento contra la Falla de Salento al norte del
departamento. Dentro de la ciudad de Armenia se extiende alrededor de 2 km desde el
sur con dirección aproximada N20°E, y continúa hacia el norte con dirección N30°E. Esta
falla atraviesa los depósitos fluviovolcánicos, glaciofluviales y los flujos piroclásticos del
Abanico del Quindío, al igual que lo hacen las fallas de Montenegro y Aeropuerto, las
cuales se encuentran con dirección similar a la Falla Armenia (Mojica et al., 2001). Se ha
interpretado como una falla inversa de alto ángulo, cuyo rasgo morfotectónico más
sobresaliente es un escarpe de falla rectilíneo correspondiente a un talud de 10 a 26 m de
altura con cara libre hacia el oriente, lo que indica levantamiento relativo del bloque
ubicado al occidente del plano de falla.
La tasa de desplazamiento hallada para esta falla oscila entre 0,1 a 1,0 mm/año, que da
un rango de actividad moderada (Guzmán et al., 1998), otros autores reportan una tasa
desplazamiento de 0,4 mm/año (Vergara & Moreno, 1996) y 0,1mm/año (París, 1997).
ü Falla San Jerónimo
La Falla San Jerónimo es una falla inversa de alto ángulo con tendencia general N20°E
(Figura 6). Coloca en contacto rocas del Cretácico Superior (Complejo Quebradagrande),
40
al occidente, con rocas de edad paleozoica (Complejo Cajamarca); es la falla más oriental
del Sistema de Fallas Romeral (INGEOMINAS, 1999a).
940000
950000
960000
970000
980000
990000
1000000
1010000
1020000
1130000 1140000 1150000 1160000 1170000 1180000 1190000
CONVENCIONES Falla geológica con evidencias y rasgos geomorfológicos fuertes y moderados de actividad neotectónica. Falla geológica con evidencias e indicios de actividad neotectónica moderada. Falla geológica con indicios geomorfológicos dispersos de actividad neotectónica débil o baja. Falla geológica sin indicios de actividad neotectónica a la escala trabajada. Por lo general, limita litodemas o formaciones geológicas.
Figura 6. Fallas activas y potencialmente activas del Departamento del Quindío (París, 1997).
41
ü Falla Silvia - Pijao y subsidiarias
De manera informal en el Departamento del Quindío se le ha denominado Sistema de
Fallas Silvia - Pijao a las ramificaciones semiparalelas al trazo de la Falla Silvia - Pijao
(con dirección preferencial N20°E) y contenidas en una franja de amplitud cercana a los
10 km, dentro de la cual se incluyen las fallas de Silvia - Pijao, Córdoba, Navarco y
Buenavista, que a su vez están acompañadas por fallas subsidiarias que en estudios
anteriores no les han sido asignado algún nombre. Para efectos de este estudio, se
reconocen estos trazos de fallas como subsidiarias del gran Sistema de Fallas Romeral.
ü Falla Bellavista
La Falla Buenavista se ubica 1 km al occidente de la Falla Navarco (Figura 6). Se
considera muy importante desde el punto de vista geotectónico, ya que presenta fuertes
indicios de actividad tectónica reciente, estos indicios cruzan un poco al oeste del
Municipio de Pijao en dirección promedio N16°E y se prolonga hacia el norte 1 km al
oriente del Municipio de Córdoba, a partir del cual sufre un cambio de dirección a N30°E,
para más adelante recuperar su rumbo inicial, tal cambio de dirección sugiere que la falla
se compone de dos segmentos.
3.2 GEOLOGÍA ESTRUCTURAL LOCAL
Las fallas o segmentos de fallas que se encuentran dentro de la zona epicentral del
Sismo del Quindío pertenecen o son subsidiarias del Sistema de Fallas Romeral, y han
sido mapeados previamente en diversos estudios (Figura 6).
3.2.1 Sistema de Fallas Romeral en el Quindío
ü Falla Silvia - Pijao
La Falla Silvia - Pijao presenta los rasgos morfotectónicos más contundentes en el Eje
Cafetero; McCourt et al. (1984) la consideran como una falla inversa de alto ángulo con
42
componente dextral. Esta falla separa las rocas del Complejo Arquía, al oeste, de las
rocas del Complejo Quebradagrande, al este.
ü Falla Córdoba
La Falla Córdoba cruza la zona de distribución de réplicas con su trazo casi paralelo, al
oriente de la Falla Silvia - Pijao. Su rumbo varía entre N10° - 20°E y pone en contacto el
Complejo Ígneo de Córdoba con las rocas del Complejo Quebradagrande, y delimitan el
intrusivo por su borde oriental (INGEOMINAS, 1999a). Según Espinosa (2000), la Falla
Córdoba parece tener continuidad por cerca de 40 km desde el oriente de Génova hasta
el Corregimiento de la Nubia, al norte de Armenia. Los indicios neotectónicos que
caracterizan esta falla en la zona de estudio son básicamente control de drenaje (valles
rectos y deflectados), silletas y quiebres de pendiente. Adicionalmente, esta falla afecta
moderadamente los depósitos recientes de carácter aluvial y coluvial de la quebrada
Quebradanegra.
ü Falla Navarco
Se localiza sobre el flanco occidental de la Cordillera Central, al oriente de Armenia, y
tiene una dirección promedio N25°E. Se encuentra cartografiada en los mapas
geológicos de Ingeominas, 1985 y 1991 donde se observa que está afectando las rocas
del Complejo Quebradagrande. Adicionalmente, James (1986) anota que esta falla causa
desplazamientos leves en la superficie del Glacis del Quindío, al sureste de la población
de Salento.
La Tabla 1 presenta las principales características de las fallas activas y potencialmente
activas del Eje Cafetero.
Tabla 1. Fallas activas y potencialmente activas en el Eje Cafetero. Extraído y modificado de INGEOMINAS, 1998.
Falla Sistema Localización Geometría y cinemática de la falla Tipo y edad del cuaternario roto Caracterización actividad reciente Clasificación
Departamentos X / X' Y / Y' Movimiento Long total AZ Buz Tasa de Mag Recurrencia Activa Pot.
Actividad máx. activa
Armenia Romeral Quindío 986.000 819.500 Inverso dextral 22 km 10° Oeste Flujos laháricos del Pleistoceno Moderada - alta 6,8 200 - 2.000 SI
1.004.100 827.500 Holoceno (0,1-1mm/año) años
Cali - Patía Cauca - Patía 721.100 666.400 Dextral 78 km 20° Flujos de escombros de Pance y Jamundí,
869.500 725.300 conos aluviales y terrazas del río Mayo SI
Cauca -Almaguer Romeral Quindío, Caldas 769.000 707.800 Inverso 1000 km 25° vertical Capas de tefras de edad cuaternaria Baja SI
Valle y Rda 1.062.000 828.000 0,01-0,1mm/año
Montenegro Romeral Quindío 986.000 960.100 Inverso dextral 64 km 10° Este Flujos de escombros y cenizas volcánicas Baja - moderada 6,7 100 - 2.000 SI
815.200 1.004.100 del Glacis del Quindío de edad (0,01-1mm/año) años
Paleógeno-Neógeno y cuaternaria
Salento E - W Quindío 1.003.400 849.900 Normal dextral 11 km 138° 80°N Baja - moderada SI
1.004.900 838.700 (0,01-1mm/año)
San Jerónimo Antioquia, 960.000 822.000 Inverso sinistral 175° 75°E Baja - moderada 6,6 6.000-8.000 SI
Quindío y Rda 1.139.700 844.800 (0,01-1mm/año) años
Silvia - Pijao Romeral Caldas, Quindío 628.700 634.600 Inverso dextral 728 km 0 a NE Este Flujo de lodo de 37.000 años Moderada - alta 6,5 500 - 2.000 SI
Valle y Cauca 1.094.600 839.900 (0,1-10mm/año) años
44
4. MORFOTECTÓNICA
La morfotectónica se define como el estudio de las geoformas producidas por procesos
tectónicos o la aplicación de los principios geomorfológicos a la solución de problemas
tectónicos (Keller & Pinter, 1996), sin importar la edad de los procesos mismos. Panizza
(1985) introduce el término morfoneotectónica al hablar de concentrar estos estudios
sobre las formas morfotectónicas recientes.
La geomorfología tectónica puede ser estudiada mediante parámetros cuantitativos
(análisis morfométricos e indicadores geomórficos) y descriptivos (aspectos fisiográficos
del paisaje), y se constituye en una valiosa herramienta para demostrar la actividad
tectónica en una región determinada. Cada tipo de fallamiento desarrolla un conjunto de
geoformas asociadas al mismo.
Una manifestación irrefutable de que existe una actividad tectónica reciente en la zona de
estudio es el sismo del Quindío; no obstante, la ausencia de dataciones para definir de
manera precisa un rango para el período Cuaternario en esta zona, no permite aplicar el
término morfoneotectónica; por lo tanto, el presente estudio se desarrollará con base en
conceptos morfotectónicos.
4.1 SEGMENTOS RECONOCIDOS EN FOTOINTERPRETACIÓN O EN CAMPO
El análisis de las fotografías aéreas, a escalas 1:33.000 y 1:60.000, permitieron
reconocer dentro de la zona de estudio segmentos pertenecientes al Sistema de Fallas
Romeral tales como Silvia - Pijao, Córdoba y Navarco, los cuales fueron chequeados en
campo y comparados posteriormente con el mapa de fallas activas de París (1997).
Adicionalmente, para el sector de Quebradanegra fueron estudiadas fotografías en escala
1:10.000, las cuales permitieron identificar dos segmentos adicionales próximos al
denominado segmento Córdoba
45
Las evidencias geomorfológicas más frecuentes de actividad tectónica en la zona de
estudio están asociadas principalmente a fallamiento vertical y algunas rumbodeslizantes,
y en campo se identifican los siguientes rasgos: valles lineales (VL), escarpes de línea de
falla (ELF), silletas de falla (SF), quiebres de pendiente alineados (QP), hombreras (Ho),
colinas deflectadas (CD), cuchillas lineales (CL), anomalías del drenaje: cauces
decapitados (CD1), deflectados (CD2), desplazados (DD) y rectos (DR), lomos de
obturación (LO), empozamientos (E), basculamientos (B), facetas triangulares (FT) y
bermas de falla (BF), valles en copa de vino (VCV) y valles colgados (VC). (ver anexos A,
B y C).
ü Falla Silvia - Pijao
La Falla Silvia - Pijao se considera como uno de los rasgos estructurales más
contundentes en el Departamento del Quindío, de acuerdo con París (1997). En el área
de estudio se reconoció un segmento perteneciente a esta falla, el cual pudo seguirse por
más de 13 km, desde el sur de la cabecera municipal de Pijao, donde alinea el curso de la
quebrada El Inglés y la cuchilla de Niza, hasta un poco más arriba de la desembocadura
de la quebrada Quebradanegra en el río Santo Domingo. Los indicios asociados a esta
falla son principalmente: valles lineales, silletas de falla, quiebres de pendiente,
hombreras y colinas deflectadas en sentido siniestral.
ü Falla Córdoba
El segmento de la Falla Córdoba que limita el CIC con el Complejo Quebradagrande se
citará en el presente trabajo como segmento Córdoba Principal; los segmentos
adyacentes a este trazo, y que según la cartografía de París (1997) son de actividad
tectónica alta, serán citados en este estudio como segmentos Córdoba Oeste y Este,
respectivamente.
Segmento Córdoba Principal
El segmento Córdoba Principal fue reconocido desde la confluencia de la quebrada La
Española con el río Lejos, 2 km al este de la cabecera municipal de Pijao. El trazo es
46
continuo por 12 km en dirección NNE y puede seguirse por rasgos como quiebres de
pendiente. A dicho segmento pueden asociársele las evidencias encontradas en
cercanías al Corregimiento de Quebradanegra tales como cauces decapitados, lomos de
obturación (en sentido siniestral), empozamientos (Figura 7) y silletas de falla.
Adicionalmente, se observa un pequeño escarpe de línea de falla con cara libre hacia el
este sobre el depósito de Quebradanegra (Figura 8), a partir de este punto se asume, por
asociación de indicios, que dicho trazo continúa hacia el norte. El segmento Córdoba
Principal parece sufrir una inflexión a la altura del depósito, o bien, comportarse como un
pequeño segmento aparte. Es importante mencionar que el Corregimiento de
Quebradanegra sufrió destrucción total con el sismo del 25 de enero de 1999 debido a
que la población se encontraba en dirección del frente de propagación de las ondas
sísmicas.
Figura 7. Empozamiento (e) asociado al trazo de la Falla Córdoba Principal, en el Corregimiento
de Quebradanegra.
EW
e
47
Figura 8. Escarpe de línea de falla sobre depósitos del Corregimiento de Quebradanegra
asociado al trazo de la Falla Córdoba Principal (la flecha roja señala la cara libre del escarpe).
Los segmentos descritos a continuación fueron reconocidos sobre fotografías aéreas del
sector de Quebrada Negra a escala 1:10000, propiedad del Comité de Cafeteros del
Quindío.
Segmento Córdoba Oeste
El segmento Córdoba Oeste se extiende desde el norte de la cabecera municipal de Pijao
con una dirección aproximada norte sur, y se prolonga hacia el norte hasta cercanías
del Municipio de Córdoba dónde cambia su dirección a N13°E. Los indicios asociados a
esta falla son generalmente quiebres de pendiente, valles lineales, escarpe de línea de
falla (NNW de Córdoba sobre los depósitos recientes), silletas de falla y bermas de falla
(Figura 9), este trazo pasa por el flanco este del Alto del Oso.
N
48
Figura 9. Bermas de falla asociadas al trazo de la Falla Córdoba Oeste. Sector de Cuchilla del
Carnicero entre los municipios de Pijao y Córdoba (las flechas indican las bermas).
Segmento Córdoba Este
El segmento Córdoba Este fue reconocido al este de la población de Pijao y a 2 km,
aproximadamente, al este de la cabecera municipal de Córdoba, hacia la parte
montañosa, con una longitud aproximada de 8 km en dirección noreste, a este segmento
se asocian valles lineales, silletas de falla, cauces lineales, una deflexión de la quebrada
Las Pavas en sentido siniestral y quiebres de pendiente alineados.
Segmento Córdoba Este1
El segmento Córdoba Este1 se encuentra aproximadamente 100 m al este del segmento
Córdoba Este, se asocia con silletas de falla, valles lineales, drenajes desplazados y
quiebres de pendiente alineados. En el área de Quebradanegra, este segmento se
reconoce por cambios altimétricos alineados y una longitud no mayor a los 2 km.
Alto del Oso
N
49
Segmento Córdoba Este2
El segmento Córdoba Este2 se caracteriza por controlar la quebrada Las Pavas, se
asocian quiebres de pendiente alineados, silletas de falla, hombreras y valles lineales.
Tiene una longitud aproximada de 11 km sobre las fotografías aéreas. Adicionalmente, en
los vuelos analizados en la Federación de Cafeteros del Quindío fueron cartografiados
segmentos al norte y este del Corregimiento de Quebradanegra con dirección norte sur y
de aproximadamente 2 km de longitud. El segmento más Este pasa cerca de la Vereda El
Pencil. Ambos segmentos pueden reconocerse por quiebres de pendiente y silletas de
falla de acuerdo con la cartografía existente; estos segmentos se desarrollan sobre rocas
del Complejo Quebradagrande.
Evidencias asociadas a trazos de fallas en la zona de estudio
ü Falla Navarco
Rasgos asociados a la Falla Navarco fueron encontrados al norte de la zona de estudio,
sobre la vía que de Calarcá conduce hacia el sector de Planadas. En este trayecto se
observaron: valles en copa de vino (Figura 10), facetas triangulares retrogradadas (Figura
11) y escarpe paralelo al curso del río Santo Domingo en este sector.
Lineamientos E - W
Un rasgo que llama la atención, desde el punto de vista fotogeológico, es el alineamiento
en dirección este - oeste del río Verde y algunos drenajes como el río Azul y el río Lejos
en el punto donde recibe las aguas del río Azul, a excepción de estos drenajes rectos, no
se encontraron otros indicios gemorfológicos que puedan dar certeza de la existencia de
estos trazos. Un soporte de la presencia de este tipo de fallamiento fue encontrado sobre
el río Santo Domingo en el sector de Los Cámbulos en cercanías del Corregimiento de
Barcelona, próximo a la zona de estudio; corresponde a una falla normal que corta
depósitos de canal de río y depósitos piroclásticos asociados al Glacis del Quindío. El
salto de la falla es de 91 cm con un buzamiento de 86° E (Figura 12).
50
Figura 10. Valle en copa de vino observado en el sector de Planadas sobre el cañón río Santo
Domingo; asociado al trazo de la Falla Navarco
Figura 11. Facetas triangulares (FT) retrogradadas asociadas al trazo de la Falla Navarco, en el
sector de Planadas.
N
N
FT
51
Figura 12. Depósito reciente afectado por un fallamiento con rumbo E - W y con un buzamiento
de 86º E (las flechas indican el desplazamiento del techo del depósito).
52
4.2 MORFOMETRÍA
4.2.1 Indicadores geomorfológicos de actividad tectónica
4.2.1.1 Metodología
La metodología empleada para llevar a cabo el análisis morfométrico en el presente
capítulo es una adaptación de Strahler (1952), Pike et al. (1971) y Keller & Pinter (1996),
que consiste en la determinación de parámetros de forma - relieve de cuencas
hidrográficas.
Para este estudio se utilizaron modelos de elevación digital procesados a partir de
planchas topográficas del IGAC, a escala 1:25.000, e interpoladas con métodos
geoestadísticos (krigging) en el programa SURFER 8.
Teniendo en cuenta que los indicadores geomórficos son idealmente aplicables a cuencas
hidrográficas completas, se hizo necesario extender la zona de estudio para la realización
de este punto. Las cuencas evaluadas con estos parámetros son (de sur a norte): cuenca
del río Lejos, cuenca del río Verde y cuenca del río Santo Domingo. Sin embargo, debido
a los cambios dramáticos en la dirección del cauce principal en estas tres cuencas, se
modificó la metodología convencional, ya que, además de trabajar las cuencas completas,
éstas se subdividieron en parte alta y parte baja, con el fin de comparar los resultados y
detectar cambios importantes en cada una de ellas. Esta variación metodológica es
permitida para cuencas con estas características (Keller, comunicación personal, 2002).
4.2.1.2 Fundamentos teóricos
Los indicadores geomórficos de actividad tectónica son parámetros que han sido
desarrollados como una herramienta de reconocimiento básico para identificar y evaluar
áreas que están experimentando una rápida deformación tectónica; son particularmente
útiles cuando se quieren emprender estudios tectónicos en detalle.
53
Estos parámetros son calculados a partir de medidas que a menudo pueden ser leídas
directamente de mapas topográficos (Keller & Pinter, 1996), o con la utilización de
modelos de elevación digital (DEM).
Los indicadores geomórficos calculados en este estudio fueron: a) Curva hipsométrica e
integral hipsométrica, b) Asimetría en cuencas de drenaje (factor de asimetría, factor de
simetría topográfico transversal), c) Perfil longitudinal fluvial, d) Rectificación de drenajes.
ü Curva e integral hipsométricas. La aplicación de la curva y la integral
hipsométricas en estudios geomorfológicos de cuencas permite mostrar un amplio rango
de formas en la evolución del paisaje, desde un período temprano o joven (estado de
desequilibrio erosional), que avanza a un estado maduro o de equilibrio hasta alcanzar
temporalmente una fase postmadura (Strahler, 1952). Pike et al. (1971) demuestran que
la relación elevación - relieve (curva hipsométrica) e integral hipsométrica son
parámetros idénticos que habían sido tratados como independientes hasta entonces por
Strahler (1952).
Ambos parámetros (curva e integral) están relacionados con el grado de disección del
paisaje y, de manera relativa, el análisis de éstos entre cuencas puede ser útil para
diferenciar regiones tectónicamente activas de inactivas. Se considera que el
desequilibrio que presenta una cuenca puede estar dado por: la intensa actividad de los
procesos exógenos, la ocurrencia de actividad tectónica en la zona o por la acción
combinada de las dos (Keller &Pinter, 1996).
ü Curva hipsométrica. Describe la distribución de elevaciones a través de un área
de terreno y se obtiene graficando el área relativa (a/A) de la cuenca contra la altura
relativa de la misma (h/H). Donde a es el área de cada sección de terreno de la cuenca
evaluada, A es el área total de la cuenca, h es la altura acumulada desde el punto más
bajo de la cuenca hasta la altura máxima de la sección evaluada y H es la altura total
entre el punto más bajo y el más alto de la cuenca.
La Figura 13 ilustra la construcción de la curva, la cual a su vez representa una cuenca
en equilibrio, considerada como una expresión que alcanza un estado uniforme en los
54
procesos de erosión y transporte dentro de un sistema fluvial, en el cual no han ocurrido
procesos de origen tectónico (Strahler, 1952).
El valor del área relativa (a/A) varía desde 1 en el punto más bajo de la cuenca (donde
h/H)=0, hasta 0 en el punto más alto de la misma (h/H=1).
ü Integral hipsométrica. Inherente a la curva hipsométrica se halla el valor de
integral hipsométrica, la cual se define como el área bajo la curva hipsométrica. Este
parámetro fue designado específicamente para análisis genético de cuencas fluviales
individuales (Strahler, 1952). Se calcula mediante la fórmula:
ínimaElevaciónMáximaElevaciónM
ínimaElevaciónMediaElevaciónME
−−
= (1)
Valores altos de integral hipsométrica indican que la mayor parte de la topografía es alta
y fuertemente disectada (paisajes jóvenes), valores intermedios (0,5) o bajos reflejan
cuencas más uniformemente disectadas, e indican topografías maduras o antiguas.
Usualmente los rangos van de 0,15 a 0,85 con valores tendientes a estar entre 0,40 y
0,60, lo cual puede representar terrenos con diferentes tipos de litología (Pike et al.,
1971).
Figura 13. Construcción de la curva hipsométrica. Diagrama idealizado modificado de Keller & Pinter, 1996.
0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00Area relativa (a/A)
0.00
0.20
0.40
0.60
0.80
1.00
Altu
ra re
lativ
a (h
/H)
0.50
Area a
Area A
h
H
55
ü Factor de asimetría. El factor de asimetría (AF) fue implementado para detectar el
basculamiento tectónico de cuencas hidrográficas, y se define como:
AF= 100 (Ar/ At) (2)
Donde Ar es el área del flanco derecho de la cuenca (al mirar aguas abajo) y At es el área
total de la cuenca. Para una red de drenaje que fluye en un ambiente estable, AF debe
ser igual o muy cercano a 50, valores mayores o menores sugieren basculamiento hacia
la izquierda o derecha de la cuenca, respectivamente. La Figura 14 muestra una cuenca
de drenaje donde la corriente principal fluye hacia el norte y cuyo basculamiento es hacia
el oeste.
ü Factor de simetría topográfico transversal (T). Este método, al igual que el AF,
sirve para identificar rápidamente posible basculamiento de cuencas (Figura 15). T está
definido por:
T= Da / Dd (3)
Donde Da es la distancia desde la línea media de la cuenca hasta la corriente principal y
Dd es la distancia de la línea media de la cuenca hasta la divisoria. Para una cuenca
perfectamente simétrica, T= 0; a medida que la asimetría aumenta, T se incrementa, y se
aproxima a 1. Este parámetro asume que el buzamiento del lecho rocoso podría no tener
una influencia significativa sobre la migración del canal, por lo tanto, la dirección de
migración regional es un indicador del basculamiento del terreno.
BASCULAMIENTO
Figura 14. Ejemplo ilustrativo de una cuenca basculada.
56
Figura 15. Diagrama que ilustra como T es calculado
ü Geomorfología analítica de perfiles longitudinales fluviales. Como
complemento al análisis de cuencas, es igualmente importante considerar el gradiente
del cauce; para esto se parte de la hipótesis propuesta por Durán (1987), quien intentó
dar una interpretación matemática de los perfiles longitudinales de una corriente en
equilibrio. La hipótesis propone que, en general, el perfil longitudinal de una corriente en
equilibrio se aproxima a una parábola. El método consiste en analizar el perfil de la
corriente de interés con el perfil parabólico ideal, esta relación sugiere que las diferencias
resultantes son debidas principalmente a efectos de actividad tectónica, en concordancia
cuantitativa y cualitativa con los rasgos estructurales regionales.
La parábola es una curva de la forma: bayx +=2 , cuyos puntos pueden calcularse por
las ecuaciones:
2
2
D
HxY = ;
H
yDX
2
= (4)
ü Rectificación de drenajes. Rectificar un drenaje consiste en ajustar a una recta los
tramos o segmentos de la corriente de un río que presenten comportamiento rectilíneo
uniforme. Posteriormente a estos segmentos ya rectificados se les mide el azimut (en
grados) y la longitud (en kilómetros o metros) con el fin de usar métodos estadísticos para
encontrar y definir relaciones que indiquen alguna clase de control sobre la red de drenaje
(Chevillot, 1988).
T=0
Divisoria T=1
Divisoria T=1
Línea media de la cuenca
T1
T2
T3
Da
Dd
57
4.2.1.3 Resultados
ü Curva e integral hipsométrica. La Figura 16 muestra las curvas hipsométricas y
el valor de integral calculados para las cuencas de los ríos Lejos, Verde y Santo
Domingo con sus respectivas subdivisiones.
Cuenca del río Lejos
Comparando las curvas hipsométricas calculadas con las teóricas, se observa que la
curva calculada para la cuenca completa del río Lejos presenta una forma que se acerca
significativamente a la curva de referencia (Figura 16a). Al segmentar la cuenca, se
puede observar que la parte alta de la misma, aunque varía un poco la forma de la curva
y el valor de integral (0,55), ésta sigue mostrando un comportamiento similar al anterior.
En la parte baja de la cuenca se observa una diferencia entre ambas curvas; la curva
calculada se encuentra por debajo de la curva de referencia, y el valor de integral
disminuye a 0,41. La curva e integral hipsométricas calculadas para la cuenca completa y
parte alta sugieren un estado de equilibrio, un comportamiento diferente se observa en la
parte baja de la misma, en la cual la relación curva calculada - curva teórica presenta una
diferencia significativa con una disminución en su valor de integral, e indica con esto una
anomalía en esta parte de la cuenca.
Cuenca del río Verde
La curva hipsométrica calculada para la cuenca completa del río Verde (Figura 16b)
muestra una diferencia importante en la parte baja de la misma con relación a la curva de
referencia, con un valor de integral de 0,43. En las curvas halladas para las cuencas alta
y baja, se observa que la parte alta tiene un valor de integral de 0,49, mientras para la
parte baja el valor de integral es de 0,32, muy por debajo de la curva de referencia, esto
podría indicar que esta parte de la cuenca se encuentra deprimida; lo que permite que
aumente allí la capacidad de depositación y disminuya los niveles de erosión.
0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00a/A
0.00
0.20
0.40
0.60
0.80
1.00
h/H
Cuenca Alta de Río Lejos
0.55
0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00a/A
0.00
0.20
0.40
0.60
0.80
1.00
h/H
Cuenca Baja de Río Lejos
0.41
0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00a/A
0.20
0.40
0.60
0.80
1.00
h/H
Cuenca Río Lejos
0.50
0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00a/A
0.00
0.20
0.40
0.60
0.80
1.00
0.00
0.20
0.40
0.60
0.80
1.00
h/H
Cuenca Río Santodomingo
0.33
0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00a/A
0.00
0.20
0.40
0.60
0.80
1.00
h/H
Cuenca Baja del Río Santodomingo
0.26
0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00
a/A
0.00
0.20
0.40
0.60
0.80
1.00
h/H
Cuenca Alta del Río Santodomingo
0.40
0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00a/A
0.00
0.20
0.40
0.60
0.80
1.00
h/H
Cuenca Río Verde
0.43
0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00a/A
0.00
0.20
0.40
0.60
0.80
1.00
h/H
Cuenca Baja del Río Verde
0.32
0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00a/A
0.00
0.20
0.40
0.60
0.80
1.00
h/H
Cuenca Alta del Río Verde
0.49
a. b. c.
Figura 16. Síntesis de curvas e integrales hipsométricas. La línea continua representa la curva calculada para cada cuenca y la línea punteada la curva de referencia. (El valor de integral se ubica en la parte inferior izquierda de cada curva.)
59
Cuenca del río Santo Domingo
La curva calculada para la cuenca completa del río Santo Domingo (Figura 16c) está
considerablemente por debajo de la curva de referencia, con un valor de 0,33. La parte
alta de la cuenca se comporta de forma similar, presentando un valor de integral de 0,40,
mientras que en la parte baja se observa una mayor diferencia entre la curva calculada
y la curva de referencia, con un valor de integral anómalamente bajo de 0,26. En
general, las curvas calculadas para la cuenca presentan una anomalía tanto en la curva
hipsométrica como en el valor integral.
Las anomalías presentes en cada una de las cuencas pueden estar relacionadas con
levantamientos o subsidencias que se han generado en la zona como consecuencia de la
actividad tectónica que gobierna a la región, esto hace que cada cuenca actúe de manera
fraccionada y presente comportamientos diferentes en los resultados de los indicadores
de curva e integral hipsométricas.
ü Factor de asimetría
En el ejemplo presentado por Keller & Pinter (1996) para calcular el factor de asimetría, el
drenaje principal fluye sin cambios bruscos en su curso; contrario a esto, las cuencas
presentes en el área de estudio muestran cambios drásticos en la dirección de su cauce
principal; aunque el autor no hace referencia a este tipo de casos, se efectuó el cálculo
de manera segmentada para la cuenca del río Santo Domingo, ya que era la que
mostraba cambios más bruscos en su dirección.
La Figura 17 muestra los factores de asimetría hallados para las cuencas hidrográficas
evaluadas. Este factor permitió detectar basculamiento de las tres cuencas, que
mostraron una tendencia hacia el NNW, donde la cuenca del río Lejos es la menos
basculada.
AF (parte alta) =26 AF(parte baja)=70
AF= 33
AF (parte alta)= 41 AF (parte baja)= 23
Cuenca del ríoLejos
Cuenca del ríoVerde
Cuenca del ríoSantodomingo
Figura 17. Factor de asimetría de las tres cuencas de drenaje.
61
ü Factor de simetría topográfico transversal (T). Los valores de T calculados para
las tres cuencas son:
Valores de T
Cuenca río Lejos Cuenca río Verde Cuenca río Santo Domingo
0,5 0,53 0,6
Tabla 2. Valores de T para las tres cuencas a evaluadas.
Gradualmente se observa que el valor es mayor hacia el norte, lo que refleja una
anomalía en el mismo sentido.
ü Geomorfología analítica de perfiles longitudinales fluviales. Este análisis fue
aplicado a los tres cauces principales de las cuencas de los ríos Lejos, Verde y Santo
Domingo, respectivamente (Figura 18).
De acuerdo con las gráficas puede observarse que el gradiente obtenido que se acerca
más al perfil parabólico ideal es el del río Lejos. Los ríos Verde y Santo Domingo
muestran curvas irregulares y en el caso del río Santo Domingo puede apreciarse un
mayor desequilibrio durante todo su trayecto. Adicionalmente, al comparar conjuntamente
las tres curvas, puede verse que el desequilibrio en las cuencas se incrementa de sur a
norte.
Figura 18. Perfiles longitudinales de los ríos Lejos, Verde y Santo Domingo , respectivamente. Perfil del río principal Curva de referencia
0.00 10000.00 20000.00 30000.00 40000.00Distancia (m)
1000.00
1500.00
2000.00
2500.00
3000.00
3500.00
4000.00
Altu
ra (
msn
m)
Perfil Río Lejos
10000.00 20000.00 30000.00Distancia (m)
1500.00
2000.00
2500.00
3000.00
3500.00
4000.00
4500.00
Altu
ra (m
snm
)
Perfil Río Verde
0.00 10000.00 20000.00 30000.00 40000.00Distancia (m)
1500.00
2000.00
2500.00
3000.00
3500.00
4000.00A
ltura
(m
snm
)Perfil Río Santodomingo
Rectificación del drenaje
Los resultados de este análisis son presentados en los diagramas estadísticos contenidos en la Figura 19.
SISMOLOGÍA
Figura 19. Direcciones más frecuentes de los cauces en las cuencas. TKCC total de kilómetros de cauce en la cuenca.
Cuenca del río Lejos TKCC= 199,1
Cuneca del río Verde TKCC= 153,4
Cuenca del río Santo Domingo TKCC= 283,1
63
Con base en los datos obtenidos de los diagramas rosa de rectificación de drenajes, se
pueden identificar tres tendencias comunes a las cuencas de drenaje:
Tendencia NW. Está representada en un 40% del total de cauce en cada una de las
cuencas y coincide con la dirección de basculamiento definida para las mismas, lo que
sugiere una adaptación de la red de drenaje en esa dirección.
Tendencia E - W. Constituye aproximadamente un 25% en cada una de las cuencas, y
se correlaciona con la presencia de un control estructural (alineamiento de drenajes) en
esa dirección representado principalmente por un control sobre los ríos Azul, Verde y
Lejos.
Tendencia NE. Abarca un 23% de la cuenca río Lejos, 18% de la cuenca río Verde y
32% de la cuenca río Santo Domingo. Estas direcciones coinciden con las
contrapendientes, las cuales se asocian a los segmentos de falla que atraviesan las
cuencas en esta dirección.
ü Perfiles topográficos
Los perfiles topográficos realizados en dirección oeste - este abarcan las litologías de los
complejos: Cajamarca, Quebradagrande, Ígneo de Córdoba y Arquía; todos éstos
afectados de manera diferencial por segmentos de fallas que en la zona de estudio
corresponden al denominado sistema Romeral, donde se destacan las fallas: Buenavista,
Silvia - Pijao, Córdoba, El Salado y San Jerónimo, todas con una dirección aproximada
NNE.
Una de las expresiones más notables observadas para las cuencas en esta región es
que a partir de las fallas El Salado y Navarco se produce un notable cambio altimétrico de
800 m en promedio con una caída hacia el oeste, donde se pueden reconocer dos
superficies de referencia, las cuales coinciden con las partes alta y baja de la cuenca,
respectivamente; estas dos superficies se encuentran la primera al este de la Falla El
Salado y Navarco hasta la Falla San Jerónimo, y la segunda, al oeste de las mismas, bajo
la influencia de las fallas Córdoba, Silvia Pijao y Buenavista.
64
Cuenca del río Lejos
En el perfil uno (Figura 20), ubicado al sur, se marca un cambio altimétrico de cerca de
800 m entre las fallas El Salado y San Jerónimo, mientras en el perfil dos, ubicado más al
norte, es a partir de la Falla El Salado donde se produce este cambio del orden de 1.000
m, aproximadamente. Un rasgo característico es la presencia de escarpes en
contrapendiente asociados a la Falla El Salado.
Cuenca del río Verde
En el perfil uno, justo al norte del perfil 2 de la cuenca del río Lejos, la Falla El Salado, la
cual se ubica al oeste de la Falla San Jerónimo, presenta el mayor escalón en el perfil
topográfico con un salto en la vertical de aproximadamente 1.000 m. En el perfil dos, al
norte del anterior, el escalón asociado a la Falla El Salado presenta un salto de 500 m,
aproximadamente; suavizándose más el relieve. Las contrapendientes continúan siendo
un rasgo característico en la topografía (Figura 21).
Cuenca del río Santo Domingo
En el perfil uno sigue siendo muy marcado el fuerte escalón asociado a la Falla El Salado,
pero, además de éste, aparece un escalón asociado muy posiblemente a la Falla
Navarco, la cual se encuentra localizada al oeste de la Falla El Salado. La Falla El
Salado, al sur de la cuenca, destaca un escarpe en contrapendiente que mira en dirección
este; a su vez, a partir de la Falla Navarco, se marca un cambio altimétrico hacia el oeste
de aproximadamente 800 m; estas dos características permanecen para el perfil dos,
aunque el cambio altimétrico a partir de la Falla Navarco es de alrededor de 500 m
(Figura 22).
Cuenca Rio Lejos
Figura 20. Perfiles topográficos a través de la cuenca del río Lejos. Información geológica según Ingeominas ,1999. Sistema de fallas según París, 1997
Cuenca del río Verde
Figura 21. Perfiles topográficos a través de la cuenca del río Verde. Información geológica según Ingeominas ,1999. Sistema de fallas según París, 1997
Cuenca Rio Santodomingo
Figura 22. Perfiles topográficos a través de la cuenca del río Santo Domingo. Información geológica según Ingeominas ,1999. Sistema de fallas según París, 1997.
Cuenca Rio Santodomingo
68
? Modelo de elevación digital
? Cuenca del río Lejos
El modelo de elevación digital (Anexo A, Figura 1) realizado para la cuenca del río Lejos,
permite visualizar una alta actividad en los procesos erosivos a la que ha sido sometida
dicha cuenca, y que continúa en la actualidad. Este proceso erosivo se ve reflejado
claramente en la ladera norte de la cuenca, donde se presenta un descabezamiento
sistemático de la red de drenaje, un ejemplo de esto es la quebrada El Inglés, donde
ésta presenta un valle muy amplio comparado con la pequeña corriente de agua que
fluye a través de él; este descabezamiento generalizado hace que la red de drenaje
presente una forma muy asimétrica cuyo eje o cauce principal es el río Lejos, el cual
presenta cambios drásticos en la dirección de su cauce, asociados posiblemente con la
presencia de estructuras que atraviesan la cuenca en dirección norte sur. El cauce asume
inicialmente una dirección casi este oeste, luego sufre una modificación que lo obliga a
fluir sur norte, posteriormente sufre un cambio brusco que lo hace fluir en dirección este
oeste para luego ir tomando gradualmente una dirección suroeste; finalmente, cambia a
una dirección oeste donde entrega sus aguas al río Barragán. Esta dirección final que
adquiere el río Lejos coincide con la dirección que trae el río Azul (afluente principal del río
Lejos), el cual fluye de forma rectilínea en dirección aproximada este oeste.
La Figura 3 del Anexo A muestra las diferentes estructuras presentes en la cuenca y en
la Figura 1 se muestran algunas de las geoformas indicativas asociadas a dichas
estructuras; algunas de estas georformas identificadas previamente en la
fotointerpretación se observan claramente en el modelo 3D, las más comunes son:
quiebres de pendiente (QP), silletas de falla (SF), valle lineales (VL), cauces deflectados
(CD), drenajes descabezados (DD) y lomos de obturación (LO). Las geoformas
indicativas de fallamiento que más sobresalen son las asociadas a la Falla Silvia - Pijao
(FSP) (la cual es considerada por París (1997) como de actividad alta), Falla Navarco
(FN), Falla El Salado (FS), y Falla San Jerónimo (FSJ), entre otras, a las cuales no se les
ha asignado nombre.
69
? Cuenca del río Verde
El modelo 3D generado para la cuenca del río Verde sigue mostrando un alto nivel en los
procesos de erosión, tal y como se venía dando desde la cuenca del río Lejos. La
ladera sur presenta el fenómeno complementario al descabezamiento sistemático
mostrado en la ladera norte de la cuenca del río Lejos, en este caso, el fenómeno
corresponde a una captura progresiva y crecimiento remontante en dirección sureste de
los drenajes de algunas subcuencas que fluyen hacia el noroeste. Es importante resaltar
que la erosión remontante que se presenta en la cuenca, está relacionada muy
probablemente con el basculamiento hacia el noroeste determinado para la misma, y que
afecta a su vez la red de drenaje haciendo que esta presente una forma asimétrica,
consecuencia de la sobrecarga de corrientes producto de la captura, donde el mayor
aporte de sus tributarios se da en la dirección del basculamiento (noroeste).
El río principal muestra fuertes cambios en la dirección de su curso, asociados muy
seguramente al marcado control estructural que presenta la cuenca, el cambio más fuerte
se presenta cuando éste cambia de una dirección noroeste a una este oeste, denotando
la existencia de un control estructural en este sentido, esta dirección se prolonga hasta
entregar sus aguas al río La Vieja. Aunque algunos de los segmentos de fallas
contenidos en esta cuenca (Falla Silvia - Pijao (FSP), Falla Córdoba (FC)) son de
actividad tectónica alta (París, 1997) es difícil identificar las geoformas indicativas
asociadas al fallamiento presente en la cuenca debido a la alta tasa de erosión que
presenta la misma, los quiebres de pendiente (QP) son las geoformas más comunes por
los cuales se pueden seguir los lineamientos, seguidas por drenajes lineales (DL) y
silletas de falla (SF) básicamente. Sobresale otro rasgo importante, como es el
escalonamiento presente en la cuenca y relacionado principalmente a las fallas El Salado,
Navarco, Córdoba y Silvia - Pijao.
? Cuenca del río Santo Domingo
En el modelo 3D de la cuenca del río Santo Domingo se observa una topografía muy
escalonada, en donde estos escalones coinciden con fallas que cruzan la cuenca en
dirección norte sur, el mayor escalón (salto de 2.000 m) está asociada a la Falla
70
Navarco, la cual genera una gran contrapendiente en la parte alta de la cuenca que obtura
el cauce y lo obliga a fluir hacia el norte; cuando el río supera esta barrera, cambia
drásticamente su curso al suroeste y continúa a través del Glacis del Quindío hasta
confluir con el río Verde. Esta variación anómala del cauce principal puede estar muy
seguramente relacionada con basculamiento determinado para la cuenca.
Dentro de los segmentos de falla presentes en la cuenca (Figura C) se encuentran: Falla
Buenavista (de actividad moderada), Falla Córdoba y Falla Navarco (de actividad alta),
principalmente. Las geoformas asociadas a estas fallas son básicamente de movimiento
vertical, y los quiebres de pendiente (QP) y contrapendientes las georformas indicativas
más frecuentes; se observan también valles en copa de vino (VCV) y valles colgados
(VC).
El cambio brusco de pendiente observado al oeste de la Falla El Salado, genera una red
de drenaje de carácter subparalelo, la cual fluye hacia el este por valles rectilíneos, y
desarrolla un alto poder erosivo debido a la alta pendiente.
4.2.1.4 Interpretación de resultados morfológicos
Interpretación general
Con base en los resultados obtenidos de los índices geomórficos, se pueden reconocer
dos estados de deformación (ED) para las cuencas estudiadas. El primero (ED1), previo
a la apertura de la cuenca del glacis, se caracteriza por presentar una adaptación
importante de la red de drenaje a la deformación causada por la presencia de los
segmentos de falla del Sistema Romeral, y muestra índices de estabilidad muy notorios.
El segundo (ED2), asociado a la deformación de la apertura de la cuenca del glacis,
donde predomina un proceso de rejuvenecimiento del paisaje y de las cuencas de drenaje
donde los procesos erosivos intensos denotan índices de marcada inestabilidad
asociados a un colapso tectónico de los segmentos de falla reactivados por un proceso
aparentemente distensivo.
71
La evaluación de los indicadores geomórficos en las cuencas de drenaje sugieren que el
área comprendida por las cuencas de los ríos Lejos, Verde y Santo Domingo (anexos A,
B, y C) presentan un desequilibrio significativo, evidenciado en un basculamiento
progresivo hacia el norte, más desarrollado en las partes bajas de las cuencas. Este
desequilibrio se ve reflejado de igual manera en un escalonamiento sistemático y
progresivo hacia el noroeste a partir del hundimiento de bloques entre estructuras
mayores que han sido previamente reconocidas para esta región. Los indicios de
deformación de estas fallas, asociados con las anomalías en los perfiles longitudinales
fluviales, los perfiles topográficos, la rectificación de la red de drenaje, los valores de
curva e integral hipsométrica, el factor de asimetría y las observaciones realizadas en
campo, muestran que el tipo de deformación más notorio corresponde a movimientos de
tipo vertical.
Una característica importante es que las cuencas corresponden a remanentes de antiguas
superficies de erosión que al ser afectadas por un proceso tectónico diferencial,
rejuvenece las partes bajas y denotan una marcada diferencia entre las partes baja y alta
de las cuencas, respectivamente.
Cuenca del río Lejos
Las observaciones hechas en el modelo de elevación digital (Anexo A, Figura 1), en
campo y en fotografías aéreas, permiten identificar una alta deformación en la cuenca del
río Lejos; esta deformación se encuentra evidenciada en el fuerte escalonamiento que
presenta la Falla San Jerónimo y la Falla El Salado, así como descabezamiento
sistemático de drenajes en la ladera norte de la cuenca, cambios bruscos en la dirección
del cauce principal, entre otros; sin embargo, los resultados obtenidos con los indicadores
geomórficos muestran de manera integral un comportamiento estable, y sugieren un
estado de madurez (curva e integral hipsométricas, Anexo A, Figura 5 ), donde la red de
drenaje presenta una alta adaptación a la deformación impuesta; además, el factor de
asimetría no indica un basculamiento significativo (Anexo A, Figura 6). Este argumento
permite concluir que la cuenca del río Lejos es antigua con relación a la apertura de la
cuenca de depositación del Glacis del Quindío, donde la adaptación del drenaje explica la
72
tendencia al equilibrio, a pesar de que la parte baja presenta rasgos evidentes de
reactivaciones recientes (ED2).
Cuenca del río Verde
Los resultados morfométricos obtenidos (Anexo B) para la cuenca del río Verde sugieren
que la parte alta hace parte de un estado de deformación antiguo (ED1) o pre-glacis; por
otra parte, el valor bajo de integral y la diferencia anómala que presenta la curva
hipsométrica calculada con la curva de referencia (Anexo B, Figura 5), señalan que la
parte baja de la cuenca se comporta de manera inestable; a este hecho se relacionan los
demás indicadores geomórficos, cuyos resultados insinúan igualmente una condición de
desequilibrio (ED2), como lo muestra el factor de asimetría, el cual sugiere un
basculamiento hacia el noroeste, esto hace que la mayor parte de la red de drenaje se
recline hacia esa dirección (Anexo B, Figura G), y se genere un proceso erosivo en
sentido contrario (sureste) como respuesta al basculamiento.
El perfil longitudinal del río (Anexo B, Figura 6) es también una clara evidencia de los
desajustes a que ha estado sometida esta cuenca, hecho reflejado en la presencia de un
fuerte escalonamiento en la trayectoria de su cauce, asociado a las fallas El Salado,
Navarco y Córdoba. De igual manera, estos escalones son evidentes en los perfiles
topográficos, donde el mayor está asociado a la Falla El Salado. Los segmentos más
activos, según París (1997), se localizan en la parte baja de la cuenca y corresponden a
la Falla Silvia - Pijao y a la Falla Córdoba, principalmente.
Los valores anómalos de los índices geomórficos en la cuenca baja reflejan un período de
rejuvenecimiento evidenciado en la reactivación de antiguos segmentos de falla (ED2),
esto es, la red de drenaje en esta parte se encuentra en un período de adaptación a la
deformación sobreimpuesta.
Cuenca del río Santo Domingo
Los indicadores geomórficos calculados para la cuenca del río Santo Domingo (Anexo C)
muestran de forma integral una desestabilización para la totalidad de la cuenca, que es
73
más marcada en la parte baja de la misma, donde los parámetros de curva e integral
(Anexo C, Figura 5), factor de asimetría y perfil longitudinal fluvial (Anexo C, Figura 7)
reflejan una mayor inestabilidad generada por un proceso de rejuvenecimiento.
El factor de asimetría determina un mayor basculamiento cuya dirección, al igual que en
las dos cuencas anteriores, mantiene su tendencia hacia el noroeste; el factor de
asimetría topográfico transversal da a entender que el cauce ha sufrido una migración,
esto posiblemente puede estar relacionado con las fallas existentes (Anexo C, Figura 3)
que, aunque en la actualidad no presentan indicios de actividad alta, sí pudieron influir en
algún tiempo en la migración del mismo.
Los rasgos geomórficos que definen la alta deformación corresponden básicamente a
movimientos de tipo vertical, representados por fuertes quiebres de pendientes, valles en
forma de copa de vino, valles colgados, control del río Santo Domingo, estructuras de
obturación y contrapendientes asociadas a segmentos de falla (Anexo C, Figura 1). De
manera general, se tiene una cuenca afectada considerablemente por procesos de origen
tectónico, en la cual la red de drenaje no se ha adaptado a los procesos de deformación
(ED2) asociados a movimientos de tipo vertical, principalmente.
74
5. ASPECTOS SISMOLÓGICOS
5.1 SISMICIDAD HISTÓRICA (PREINSTRUMENTAL E INSTRUMENTAL) ANTES DEL
SISMO DEL 25 DE ENERO DE 1999.
El Eje Cafetero colombiano es considerado por la Asociación Colombiana de Ingeniería
Sísmica (AIS) e Ingeominas (1996) como una zona de amenaza sísmica alta e intermedia.
La amenaza sísmica en la región por sismos cercanos y superficiales fue identificada
inicialmente por Espinosa (1996) para la región de Pereira, y se encontró un número
pequeño de eventos con características superficiales, casi todos desconocidos hasta
entonces. El terremoto del Quindío del 25 de enero de 1999 confirmó el alto nivel de
amenaza que enfrenta la región por este tipo de fenómeno y, aunque en esta zona ya se
habían registrado varios eventos sísmicos importantes, que habían provocado grandes
pérdidas humanas y materiales, éstos provenían de fuentes sísmicas profundas entre los
80 km y 180 km; algunas de éstas identificadas en 1995 por el grupo de la Red
Sismológica Regional del Eje Cafetero durante el estudio de evaluación de la amenaza
sísmica, en donde por medio de la utilización del modelo de línea fuente de Der
Kiureghian (Monsalve et al., 1995) definieron tres fuentes sismogénicas principales
(Tolima - Cundinamarca, Murindó y Viejo Caldas - Chocó - Valle) y otras menores.
Los sismos que han sido sentidos en el Eje Cafetero con intensidad epicentral igual o
mayor a VI (incluidos los instrumentales) (Cano et al., 2001) durante el período 1766 -
1999 son presentados en la Figura 23 y 24; y relacionados en la Tabla 3. Espinosa
(1999) encuentra, para la ciudad de Armenia, que durante los últimos cien años, sismos
con intensidad igual o mayor a VII presentan un período de recurrencia de 20 años.
75
Figura 23. Mapa de sismos sentidos en el Viejo Caldas con intensidades MSK = 6. Tomado
de Cano et al. (2000).
Figura 24. Histograma de eventos con Io (MSK) > VII para Armenia. Modificado de Cano et al.
(2000).
Sismos sentidos en Armenia con intensidad Io > VI1900 - 1995
VI
VII
VIVI
VIIVII
VIVI
1906 1925 1938 1961 1962 1967 1979 1995
Año
Inte
nsid
ad M
SK
Intensidades MSK
X
IX
VIII
VII
VI
Chocó
Tolima
Valle de Cauca
Caldas
Risaralda
Quindío
-78 -77 -76 -753
4
5
6
Tabla 3. Catálogo de Sismos Históricos Notables en el Viejo Caldas. Tomado de Cano, et al., 2000. PI: profundidad instrumental; PM: profundidad macrosísmica. Fuente de información: O: Ocola (1983); R: Red Sísmica Nacional; E: Espinosa, A (1996), G: Goberna y otros (1985); V: Observatorio Sismológico del Sur Occidente.
Año Mes Día Hora Local Epicentro Lat. N
Long. W
Io ( M.S.K )
Magn. Richter
I. máx (M.S.K)
Int. (M.S.K) Pereira Profundidad km.
PI Fuente PM Fuente
1766 07 09 16:00 San Pedro (Valle) 4,00 76,25 VIII VIII 20 O
1824 12 17 18:25 Pto. Triunfo - Cocorná (Antioquia) 5,94 74,8 VII 20
O
1827 11 16 18:00 Timaná (Huila) 2,00 75,9 X VII 10
O
1878 02 09 14:30 Parque Nacional de Los Nevados 4,78 75,5 VII VII 25
O 1878 09 09 11.15 Parque Nacional de Los Nevados 4,78 75,5 VIII VIII
1884 11 05 Aguadas (Caldas) 5,6 76,5 VII
1906 1 31 10:35:51 Océano Pacífico 2,38 79,31 X VIII VI 25 O 1924 1 10 Cartago 4,73 76,09 VI VI 1925 6 7 18:41:42 Yotoco ( Valle ) 3,90 76,40 VII-VIII VI VI 170 O
1938 2 4 Neira - Aranzazu - Filadelfia 5,36 75,63 VIII VIII-IX VII 90 O >45 E
1961 12 20 8:25:34 Ansermanuevo - Balboa 4,79 75,96 VII VIII VII 40 O >45 E
1962 7 30 15:20 Aranzazu ( Caldas ) 5,27 75,51 VIII VII VI 69 O >45 E
1967 2 9 10:25:45 E de Neiva 2,90 74,90 IX VI VI 36 O
1973 4 3 8:54:00 Filandia 4,70 75,67 VII VII IV 146 O < 20 E
1973 4 24 17:47:01 Santa Rosa de Cabal 4,90 73,60 VII V < V 19 O < 20 E
1979 11 23 18:40 Santa Rosa de Cabal 4,90 73,20 VIII 7.5 VIII VII 105 O >45 E
1988 11 29 6:23 San José del Palmar ( Chocó ) 5,13 76,68 5.5 V-VI V-VI 90 G
1990 11 23 17:35 Pijao - Roncesvalles 4,34 75,39 V V 129 V
1995 2 8 13:40:25 Calima ( Valle ) 4,13 76,74 VII 6.6 VI VI 100 R
77
Los epicentros localizados en el Eje Cafetero para el período junio de 1993 a enero de
1999 antes de la ocurrencia del sismo del 25 de enero de 1999 pueden apreciarse en la
Figura 25. La consulta realizada en la base de datos de la Red Sismológica Nacional de
Colombia (RSNC) permitió encontrar 767 eventos con rangos de profundidades entre 30
km (superficiales) y 184 km (profundos). Dentro de esta consulta se identificaron veinte
sismos con epicentro en el Departamento del Quindío, algunos de éstos con foco
profundo.
-77.5° -76.5° -75.5° -74.5°
Longitud Oeste
4.0°
5.0°
6.0°
Latit
ud N
orte
CHOCÓ
CALDAS
TOLIMAVALLE DEL CAUCA
RISARALDA
QUINDÍO
0 - 40 km
40 - 70 km
70 - 140 km
> 140 km
Profundidad en km
Figura 25. Distribución de epicentros en el Eje Cafetero durante el período junio 1993 - enero
1999. Se destaca la concentración de eventos de foco profundo (> 140 km) en cercanías al
Departamento del Quindío.
78
5.2 ANÁLISIS SISMOLÓGICO DE LA SECUENCIA DE RÉPLICAS DEL SISMO DEL
QUINDÍO DE ENERO 25 DE 1999
5.2.1 Metodología y aspectos teóricos
ü Procesamiento de los datos sismológicos. Durante el período de tiempo
comprendido entre el 25 de enero de 1999 y el 31 de enero de 2000 se registraron 6.229
eventos sísmicos con una magnitud ML ≥ 1,29 (Magnitud local obtenida a partir de la
duración del sismo) en la escala de Richter, asociados a la secuencia de réplicas del
Sismo del Quindío, de los cuales se localizaron 952 eventos y seleccionados finalmente
896 réplicas, basadas en la calidad de la solución. Los eventos en cuyas localizaciones
se obtuvo calidad C (sin reportes de errores en la horizontal y la vertical) o calidad D no
fueron considerados en el análisis.
Instrumentación y adquisición de datos. La red sismológica local (Figura 26) ha contado
con tres tipos de arreglos, el primero funcionó entre el 26 de enero de 1999 hasta el 31 de
marzo del mismo año, conformado por cuatro tipos de instrumentos: acelerógrafos
digitales de tres componentes, sismógrafos portátiles con sensores de una componente
(vertical), sismógrafos telemétricos de una componente (vertical) y sismógrafos digitales
portátiles con sensor triaxial, para un total de 22 estaciones. Inicialmente se contó con
telemetría con recepción en el Observatorio Vulcanológico y Sismológico de Manizales
(OVSM), con registro analógico y digital. El registro analógico se realizó con sismógrafos
Kinemetrics PS-2, Sprengnether MEQ-800 y Teledyne Geotech RV-320, provistos con
sismómetros Ranger SS-1 con frecuencia natural de 1Hz y el digital en un sistema de
adquisición de datos basado en el programa XDETECT (Tottingham & Lee (1989) en
INGEOMINAS, 1999) con una tasa de muestreo de 100 muestras/seg.
El segundo arreglo se mantuvo hasta el 24 de agosto de 1999, y conservó la misma
instrumentación del primero, pero con un número menor de estaciones. La red estuvo
compuesta por siete estaciones acelerográficas distribuidas así: una cerca al Municipio de
Filandia y una en el Municipio de Calarcá; las cinco estaciones restantes se distribuyeron
en el perímetro urbano de Armenia (Universidad del Quindío, vivero La Secreta, ancianato
El Carmen, CASD y antigua estación del ferrocarril); además, se contaba con cinco
79
estaciones sismológicas telemétricas de período corto, con componente vertical ubicadas
en los municipios de Calarcá, Buenavista, Caicedonia, Circasia y el Corregimiento de
Riberalta (en el Valle del Cauca) con centro de recepción en la Corporación Autónoma
Regional del Quindío (CRQ) y con una estación sismológica digital de tres componentes
localizada en el Municipio de Pijao.
Figura 26. Distribución de las estaciones sismológicas y acelerográficas de acuerdo con su
período de funcionamiento.
El sistema de registro en el centro de recepción fue de tipo analógico, se dispuso de cinco
registradores de papel ahumado, cuatro de ellos modelo PS-2 de Kinemetrics y un MEQ-
800S de la Sprengnether.
Finalmente, el tercer arreglo, consecuencia del retiro parcial de los equipos en agosto de
1999, funcionó básicamente con los equipos abajo relacionados y se mantuvo hasta el
final del período de tiempo analizado (26 de enero de 1999 a 31 de enero de 2000):
Rio
La V
ieja
Falla
Potr
erill o
s
Fal la
Sev i
l la
Falla
Mon
teneg
roF
. La T
ebai d
a
Fal
la A
rmen
ia
Fall a
Nav
arc
o
Fal la
Bue
navi
st a
Fall a
Cord
oba
Falla
El S
ala
d o
Falla
San
Jero
nim
o
Rio
Quin
dío
Rio Verde
-76° -75.9° -75.8° -75.7° -75.6° -75.5° -75.4°
Longitud Oeste
4.2°
4.3°
4.4°
4.5°
4.6°
4.7°
Latitu
d N
ort
e
CIRC
CAIC
MIN 2
G UA2
PIJA
RIB2
RODE
CCAL
CUQU
VIVE
CCAR
CBAR
CCAI
CART
CORDCCOR
CALA
CFLA
GENO
TEBA
VICT
M O N T
SALE
CALARCÁ
ARMENIA
MONTENEGRO
CÓRDOBA
SALENTO
CIRCASIA
Hasta 990331
Hasta 990824
Arreglos de la Red
Vigente
80
Tres acelerógrafos digitales (dos Etna, y un SSA-2), ubicados en la Universidad del
Quindío y Calarcá.
Cuatro estaciones telemétricas con sensores Ranger SS-1 de período corto y componente
vertical, localizadas en Calarcá (Guayaquil), Buenavista (La Mina), Caicedonia y Riberalta.
La estación de Circasia sale de funcionamiento en junio de 1999, y quedan entonces
cuatro estaciones telemétricas que operan hasta la fecha.
Una estación telemétrica que opera en el OVSM, localizada en el volcán Machín.
Un registrador analógico Modelo MEQ-800.
Sistema de adquisición de datos basado en el programa XDETECT (Tottingham & Lee,
1989) con una tasa de muestreo de 100 muestras/seg.
En la Tabla 4 se presenta el listado de todas las estaciones instaladas, incluidas las que
funcionaron durante los primeros meses, el tipo de instrumento y el período de
funcionamiento de cada una.
ü Localización de hipocentros. Para la determinación de hipocentros, magnitudes y
polaridades del primer arribo de movimiento de sismos locales, se utilizó el programa
HYPO71 (Lee & Lahr, 1975). Este programa se basa en el principio de la Ley de Snell
“Método Geiger”, refracción de ondas directas y de interfase, que localizan el evento por
comparación con arribos teóricos a cada estación. El programa usa las lecturas de los
tiempos de arribo de las ondas de cuerpo P y S (en este caso, suministradas por la red
local del Observatorio Sismológico del Quindío), además de permitir aplicar el valor de la
lectura de S-P (como una sola fase) cuando hay problemas con el tiempo debido a las
variaciones de los relojes internos de los equipos, generalmente cuando los registros no
cuentan con hora UT (tiempo universal). Se utilizó el modelo de velocidades propuesto
por INGEOMINAS (1993) con una relación Vp/Vs = 1,74 (Figura 27).
81
Tabla 4. Listado de las estaciones que pertenecieron o pertenecen a la red local del Departamento
del Quindío.
Criterios de selección de los eventos localizados
En los eventos que finalmente fueron seleccionados (896 sismos) para efectuar el análisis
espaciotemporal, la confiabilidad de los resultados estuvo de acuerdo con los márgenes
de error considerados por el programa HYPO71 para calificar un sismo (Tabla 5), el cual
tiene en cuenta el número de fases usadas en la localización, GAP, RMS (error cuadrático
medio en segundos), y los errores en la horizontal (latitud, longitud) y en la vertical; sin
Nombre Estación Código Lat N
Long W
Altitud m Tipo de estación Tiempo de funcionamiento
990126 990331 990824 vigente
BARCELONA CBAR -75,7 4,4 1.323 ACELERÓGRAFO CAICEDONIA CAIC -75,81 4,32 1.458 ANALÓGICA
CAICEDONIA CCAI -75,83 4,36 1.224 ACELERÓGRAFO CALARCÁ CCAL -75,63 4,51 1.761 ACELERÓGRAFO
CARTAGO CART -75,89 4,67 1.427 ANALÓGICA CIRCASIA CIRC -75,64 4,63 1.850 ANALÓGICA CÓRDOBA CORD -75,68 4,38 1.852 DIGITAL CÓRDOBA CCOR -75,78 4,38 1.567 ACELERÓGRAFO CRQ CARM2 -75,66 4,56 1.511 ACELERÓGRAFO EL CASTILLO CALA -75,62 4,55 2.240 TELEMÉTRICA FILANDIA CFLA -75,62 4,69 1.986 ACELERÓGRAFO
GUAYAQUIL GUAY -75,62 4,46 2.750 ANALÓGICA
GÉNOVA GENO -75,75 4,2 1.827 DIGITAL LA MINA MINA -75,72 4,37 1.436 ANALÓGICA
LA TEBAIDA TEBA -75,77 4,47 1.381 ANALÓGICA LA VICTORIA VICT -76,04 4,51 980 DIGITAL MONTENEGRO MONT -75,77 4,54 1.261 DIGITAL PIJAO PIJA -75,71 4,32 1.970 ANALÓGICA
RODEO RODE -75,39 4,49 2.750 TELEMÉTRICA
SALENTO SALE -75,56 4,63 1.986 DIGITAL VIVERO VIVE -75,69 4,52 1.450 ACELERÓGRAFO
RIBERALTA RIBE -75,88 4,51 1.247 ANALÓGICA
ESTACIÓN ESTA -75,69 4,52 1.500 ACELERÓGRAFO CASD CASD -75,67 4,54 1.500 ACELERÓGRAFO EL CARMEN CCAR -75,68 4,53 1.500 ACELERÓGRAFO UNIQUINDÍO CUQU -75,66 4,56 1.511 ACELERÓGRAFO
82
embargo, con el fin de mejorar la calidad de los resultados, se filtró la información
sismológica y se consideró los siguientes criterios:
§ Eventos con RMS < 0,10 s.
§ GAP (ángulo de cobertura azimutal entre el sismo y la estación más cercana) < 300°.
§ Errores en profundidad y epicentrales 2 km.
§ Número de observaciones (fases P y S) 6.
Figura 27. Modelo teórico de velocidad de la corteza utilizado para localización de los sismos.
Tabla 5. Criterios de calidad utilizados por el programa HYPO71 para evaluar las soluciones
obtenidas.
Los eventos analizados se encuentran distribuidos de la siguiente manera: 5 son de
calidad A (1%), 386 de calidad B (43%) y 506 de calidad C (56%), y alcanzan errores
promedios de 1 km en la horizontal y en la vertical y de 0,06 s en RMS (Figura 28).
QS N° FASES GAP Dist. Mínima
km. RMS Seg
ERH km
ERZ km CALIDAD
≤ 0.15 ≥ 6 ≤ 90° ≤Prof. O ≤ 5.0 ≤ 0.15 ≤ 1.0 ≤ 2.0 A ≤ 0.30 ≥ 6 ≤ 135° ≤ 2x prof. o ≤ 10 ≤ 0.30 ≤ 2.5 ≤ 5.0 B ≤ 0.50 ≥ 6 ≤ 180° ≤ 50 ≤ 0.50 ≤ 5.0 OTROS C
OTROS OTROS OTROS OTROS OTROS OTROS OTROS D
0
10
20
30
40
2 4 6 8
Velocidad de la Onda P (km/s)
Pro
fun
did
ad d
e la
cap
a (K
m)
83
La muestra total de sismos localizados estuvo conformada así: 234 eventos usados por
INGEOMINAS (1999), estos eventos fueron sometidos a relocalización y representaron
las réplicas ocurridas en el período comprendido entre el 25 de enero y el 31 de marzo
de 1999; adicionalmente se leyeron (sobre sismogramas analógicos) y se localizaron 718
eventos sísmicos, los cuales incluyeron la lectura del acelerógrafo de Calarcá (CCAL) y
algunas fases de la Red Sísmológica Nacional.
Figura 28. Distribución porcentual de los sismos de acuerdo con la calidad de los mismos arrojado
por el Hypo71.
Finalmente, se seleccionaron 173 eventos con calidad A y B y magnitud ML ≥ 2 en la
escala de Ritchter, para efectuar el análisis de la distribución espacio temporal; a partir de
esto, se obtuvieron siete zonas de concentración de sismos (Figura 29), que fueron
analizadas en intervalos de 5 km de profundidad.
Con los eventos seleccionados, que además contaran con acelerograma en la estación
CCAL (luego de filtrada y estandarizada la señal), fue determinada la envolvente de forma
del sismo y el espectro de frecuencia de acuerdo con la profundidad y la distribución de
los eventos sísmicos contenidos en cada una de las zonas seleccionadas, con el fin de
reconocer el patrón homogéneo de comportamiento en cada una, para posteriormente
hallar los mecanismos focales compuestos que las representaran.
Estadística de los sismos
1%
43%
56%
Calidad A
Calidad B
Calidad C
84
-75.9° -75.8° -75.7° -75.6°
Longitud Oeste
4.3°
4.4°
4.5°
4.6°
Lat
itud
Nort
e
CALARCÁ
ARMENIA
MONTENEGRO
CÓRDOBA
SALENTO
CIRCASIA
0 - 5 km
5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
Figura 29. Distribución epicentral de los sismos calidad B por profundidades. Se presentan las
zonas seleccionadas para el análisis espectral y focal.
ü Análisis de acelerogramas. Un acelerógrafo es un instrumento capaz de registrar
los cambios en la aceleración de las partículas en el terreno de manera simultánea en las
tres componentes del movimiento, ortogonales entre sí, dos horizontales y una
componente vertical. La información queda consignada en un acelerograma, del cual,
mediante un análisis visual y unas pocas medidas a escala, se pueden obtener aspectos
importantes como aceleración máxima del terreno, contenidos de frecuencias o períodos
de las ondas predominantes, relación entre las amplitudes de las ondas P y S, duración
de la fase intensa del movimiento y distancia epicentral (Sauter, 1989).
85
Los registros analizados en el presente análisis corresponden a los obtenidos por la
estación acelerográfica CCAL (instalada en roca), durante el primer año de réplicas del
sismo del Quindío.
Con el acelerograma de los sismos previamente localizados (con magnitud ML ≥ 2 y
calidad B en la localización), fueron rotados en sus componentes radial, longitudinal y
transversal, previa corrección instrumental y de línea base. Sólo la componente
transversal (onda SH) fue convertida a formato ASCII para posteriormente, con estos
datos, extraer la envolvente de forma del sismo y su correspondiente espectro de
amplitudes de Fourier (EAF).
§ Envolvente de forma de un sismo
La extracción de las envolventes de forma de los sismos se realizó con el fin de confirmar
si las fuentes seleccionadas espacial e hipocentralmente también presentaban una misma
envolvente de forma de onda, lo que podría indicar que las fuentes corresponden a un
mecanismo focal igual o semejante.
Para obtener dichas envolventes, se utilizó la componente transversal rotada de cada
acelerograma en formato ASCII. La forma de la envolvente de cada evento fue
encontrada luego de normalizar cada una de las trazas. Normalizar una traza consiste en
hallar el valor de la máxima amplitud (en valor absoluto) y dividir por éste todas las
amplitudes de la misma, de tal forma que las amplitudes alcancen valores entre menos
uno (-1) y uno (1), lo que hace posible el análisis de varios eventos, independiente de su
magnitud.
Mediante el programa ENVOLV (Monsalve, comunicación personal, 2001), se extraen las
envolventes superior e inferior de cada evento para, posteriormente, en una hoja de
cálculo, unirlas y generar una sola gráfica.
Cada agrupación de sismos se grafica de manera conjunta, haciendo coincidir los arribos
de P de todas las señales. Finalmente se traza la envolvente general de la muestra, y se
obtienen los datos de manera directa desde el gráfico (Figura 30).
86
Figura 30. Aspecto de la envolvente (línea negra) de forma para un grupo de sismos.
§ Espectros de amplitudes de Fourier
Un espectro es la transformación de una función que se encuentra en el dominio del
tiempo f(t) (en este caso un acelerograma) en su contenido de frecuencias; obteniendo
una función F(ω) y es una función compleja representada por dos formas (Stein, 1991):
a. La suma de una parte imaginaria y otra real.
F(ω) = α(ω) - ib(ω) (3)
b. Producto de una parte real y otra compleja.
F(ω) = F(ω)eiφ(ω) (4)
Además:
F(ω)= [α2(ω) + b2 (ω)]1/2 (5)
φ(ω) = tag-1 [-b(ω) / α(ω)] + 2nπ (6)
Donde:
F(ω): variación de la función (el espectro)
α(ω) , b(ω): amplitudes a una frecuencia determinada
Envolvente Zona 3a (0 - 10 Km)
-1
-0.5
0
0.5
1
0 5 10 15 20
Tiempo (s)
Am
plitu
d N
orm
aliz
ada
sismo 84 sismo 90 sismo 152 envolvente
87
F(ω): amplitud del espectro
φ(ω): fase del espectro
Para obtener el espectro de un acelerograma es necesaria la utilización de un algoritmo,
en este caso, el de la Transformada Rápida de Fourier (FFT), con la ejecución del
programa DEGTRA (Ordaz & Montoya, 1995). El análisis de Fourier ofrece múltiples
ventajas a la hora de determinar el contenido frecuencial de una señal; sin embargo, la
complejidad de su cálculo hace que resulte inaplicable desde el punto de vista
computacional. Para resolver este inconveniente, se han desarrollado técnicas
aproximadas que permiten obtener aproximaciones al espectro en frecuencias de una
señal. Una de ellas es la Transformada rápida de Fourier (FFT), la cual obtiene los
armónicos que contiene una señal analógica, lo que permite aproximar el espectro en
frecuencia de una señal muestreada a partir de algoritmos simples. Así, puede calcularse
una función H( ωn) discreta, de tal forma que se aproxime al espectro de la señal original.
La fórmula sería:
∑−
=
−
=
1
0
2
)(N
K
N
nkJ
ekThNT
T
NT
nH
π
(7)
Donde:
H(f) una función que depende de la frecuencia.
h(t) la función resultante de las muestras.
T el período de muestreo (distancia entre muestras).
N el número de muestras tomadas.
n =0...N-1 el armónico del cual se habla.
88
§ Cálculo de espectros
Se extrajeron los espectros de frecuencia para la componente transversal rotada (onda
SH) de los acelerogramas registrados en la estación de Calarcá (CCAL) durante el primer
año de réplicas. Sólo 118 eventos de los 173 seleccionados para mecanismos focales,
contaron con este tipo de registro. Para obtener el espectro, se utilizó una ventana de
tiempo de 3 segundos (600 muestras), y se inició justo antes del arribo de la onda S, ya
que como lo anotó Archuleta et al. (1982), la ventana de tiempo para los registros de
aceleración y velocidad cercanos a la fuente, deben ser lo suficientemente largos para
capturar el pulso completo de desplazamiento.
ü Mecanismos focales
Con los mecanismos focales se busca identificar el tipo de fallamiento responsable de la
generación de un sismo. La construcción de éstos consiste simplemente en separar por
dos planos (ortogonales entre sí) las polaridades en cuatro cuadrantes alternantes, de
compresión o movimiento hacia fuera de la fuente y dilataciones o movimientos hacia la
fuente (Figura 31a).
La historia de los mecanismos focales fue tratada en 1910 por Shida de la Universidad de
Kyoto, quien descubrió dos sentidos de polaridad con respecto al epicentro; este
descubrimiento clarificó el mecanismo de las explosiones, el cual genera compresión de la
fase P en todas las direcciones.
Posteriormente, la teoría del rebote elástico de Reid (1910) explicó satisfactoriamente el
mecanismo de generación de los sismos, la cual es aceptada por todos los sismólogos en
la actualidad. Según esta teoría, la energía es almacenada elásticamente de forma
continua, y acumula deformación hasta que se excede la resistencia interna de la roca, la
cual falla y hace que los lados opuestos del material involucrado se muevan uno con
respecto al otro, hasta alcanzar un nuevo estado de equilibrio posterior a la ruptura; de
esta manera, la energía es liberada parcialmente en forma de ondas sísmicas y la
energía restante es transmitida principalmente en forma de calor. En la Figura 31b, el área
alrededor del plano FF' es dividida en cuatro cuadrantes, donde los primeros arribos de P
89
alternan a compresión y a tensión; FF' es el plano de falla y AA' el plano auxiliar, el cual
es perpendicular a éste. Por lo tanto, para definir cuál es el plano principal, es necesario
contar con estudios geológicos y geofísicos que caractericen la geometría de las fallas.
Figura 31. (A). Esquema de la esfera focal y los rayos que llegan a la superficie con su respectivo
movimiento (compresión o dilatación). (B). Vista en planta de la distribución de las compresiones
(+) y dilataciones (-). Tomado de Udías et al. (1986).
En este estudio se presentan las soluciones conjuntas de los mecanismos focales, donde
las polaridades de varios sismos se representan en el mismo gráfico. Esta técnica es
especialmente útil en el estudio del mecanismo de réplicas y sismos pequeños, ya que
permite establecer una solución cuando no hay suficientes polaridades para eventos
individuales en un mismo grupo de eventos (asumiendo que todos ellos pertenecen a la
misma fuente).
§ Cálculo de mecanismos focales
Los mecanismos focales simples y compuestos fueron obtenidos utilizando el programa
BUZ (Rivera, 1990), el cual calcula la mejor solución de acuerdo con los valores definidos
por el puntaje (score) y la calidad. La calidad está definida en función de la posición de
las polaridades en la esfera focal, es decir, será mayor cuanto más alejada se encuentre
de los planos nodales. El puntaje (score) es la relación entre las polaridades ubicadas
B
C D C D
- +
+ -
F
F'
A A'
A
90
correctamente en la esfera focal y el total de polaridades utilizadas para cada sismo o
para cada grupo de sismos. Los parámetros de las localizaciones de los sismos
empleados en los mecanismos focales pueden observarse en el Anexo E.
Las soluciones individuales obtenidas de los mecanismos focales fueron de buena
calidad, ya que la mayor parte de la muestra presentó puntajes (scores) y calidades con
valores superiores al 80%. Los eventos que individualmente mostraron porcentajes
inferiores al promedio, fueron descartados para el análisis de los mecanismos focales
compuestos.
§ Mecanismos focales compuestos obtenidos a partir del análisis de la envolvente
de forma del sismo y los espectros de frecuencia
Los mecanismos focales compuestos que se obtuvieron para cada una de las zonas
seleccionadas, fueron el resultado del análisis espacio temporal y espectral (cálculo del
espectro de Fourier y la envolvente de forma del sismo) de manera conjunta. Las
concentraciones de sismos fueron analizadas tanto epicentral como hipocentralmente
(cada 5 km de profundidad), lo que permitió subdividir cada zona en otras más pequeñas.
Los mecanismos focales calculados para cada zona estuvieron conformados por mínimo
tres eventos.
Debido a que las soluciones focales encontradas con esta metodología fueron de baja
calidad y no permitieron relacionar de manera satisfactoria el comportamiento al interior
de la zona de réplicas, se buscó la manera de mejorar los resultados, con la aplicación de
la metodología de “espectro de estación”, la cual se tratará a continuación.
ü Mecanismos focales compuestos obtenidos a partir del “espectro de estación”
Sato (1984) sugirió que la envolvente de la forma de un sismo podría comprender
diferentes mecanismos focales; por lo tanto, es posible pensar que las formas de la
envolvente de un sismo no son confiables para discriminar familias de mecanismos
focales. Bajo esta observación, se partirá de la hipótesis que los mecanismos focales
91
compuestos pueden ser construidos cuando los patrones de radiación tengan una
distribución espacial similar.
La técnica consiste en leer la polaridad y la amplitud en mm de los primeros arribos de P
de cada sismo seleccionado en un mismo grupo de estaciones de la red que los haya
registrado para posteriormente normalizarlos. Al representar las amplitudes normalizadas,
pueden efectuarse comparaciones entre eventos, independiente de la magnitud de los
mismos. Los valores se normalizaron a la misma ganancia para todas las estaciones (en
teoría, como si estuvieran en el mismo registrador) (Figura 32).
Debido a que en los primeros meses de réplicas del sismo del Quindío (25 de enero a
abril de 1999), la red local fue de carácter portátil, las variaciones instrumentales fueron
muchas (es decir, una misma estación registró en diferentes ganancias o en registradores
diferentes), lo que hizo muy difícil la homogeneización de las lecturas de manera que
cumplieran la condición anteriormente expuesta. Este inconveniente fue resuelto al
utilizar los registros de los mismos sismos en la red de estaciones del Observatorio
Vulcanológico y Sismológico de Manizales, la cual cuenta con telemetría desde hace
varios años y, de manera general, las estaciones han permanecido constantes durante
período de tiempo considerado en el presente estudio; adicionalmente, por estar un poco
más alejada de la zona epicentral, la saturación en los registros es menor, y permite así
obtener un buen número de lecturas.
Para esto, se trabajó con los eventos registrados entre el 25 de enero y el 31 de mayo de
1999 (75% de la muestra seleccionada para calcular los mecanismos focales
compuestos).
Para homogeneizar las amplitudes de una misma estación a una sola ganancia (la que
haya predominado) se partió de la siguiente ecuación:
Donde:
G= ganancia del registrador en Db
G = 20log (A0/Ai) Kinsler et al. (1992) (8)
92
A0= amplitud de salida en mm (leída sobre el registro)
Ai= amplitud de entrada
Figura 32. Ejemplo ilustrativo (zona 3a) de “espectro de estación”.
ü Tensor de esfuerzos
El tensor de esfuerzos se calcula al someter un grupo de planos nodales seleccionados
de los mecanismos focales a una inversión matemática, generalmente una función
trigonométrica, de tal forma que el resultado explique y justifique la geometría y la
dirección de movimiento de la mayoría de los datos involucrados en el análisis (López,
2000).
La relación más comúnmente utilizada en los métodos de inversión se conoce como
“ecuación de Bot (1959) en CNA, 1998”, según la cual, existe una relación entre la
orientación y la forma del elipsoide de esfuerzos que actúa sobre un plano previo, con la
orientación de la máxima componente de cizalla (τ) sobre dicho plano y es expresada de
la siguiente forma:
( ) ( )( )'22 Rnlmlm
nTan −−=θ (9)
Zona 3a
-1,00-0,500,000,501,00
olle
ta
told
a
refu
gio
cisn
e
alfo
mbr
ales
Estación
amp
litu
d
no
rmal
izad
a
990210/1304 990210/1518 990222/1050 990302/003
93
Donde:
θ = cabeceo de la estría
l, m, n = cosenos directores del plano de falla en el sistema de referencia de los ejes
principales de esfuerzo
Donde R’ la razón de esfuerzos (o factor de forma) que proporciona la forma del elipsoide
de esfuerzos y se obtiene de la siguiente manera:
xy
xzR
σσσσ
−−
=' (10)
El parámetro (R) indica la forma aproximada del elipsoide de esfuerzos y su estabilidad
relativa, es decir, si se intercambian los ejes, cambia entonces el régimen de esfuerzos
tectónicos, situación relativamente común en la realidad geológica (López, 2000).
Durante el proceso de inversión son rechazadas todas aquellas fallas que no se ajustan a
los tres ejes de esfuerzo que explican la mayoría de las estructuras, por esta razón se
debe ser cuidadoso al someter a análisis conjuntos de datos, los cuales deben tener
sentido genético y lógica tectónica.
§ Cálculo del tensor de esfuerzos
Fue compilada una base de datos de 31 soluciones de mecanismos focales compuestos,
las cuales representaban las tendencias de las siete zonas de análisis (las mismas del
análisis espacio temporal). El plano nodal elegido para cada mecanismo en este análisis
fue seleccionado de acuerdo con los criterios de calidad propuestos por el programa
STRESS (Reches et al., 1992) y los subconjuntos así obtenidos fueron usados como
datos de entrada para el cálculo de tensores de esfuerzos locales, de tal manera que los
planos que no se ajustaban a la solución eran descartados, mas no eliminados.
94
Se usó el método de inversión de Reches et al. (1992) para encontrar el tensor de
esfuerzos de los mecanismos focales compuestos hallados por “espectro de estación”. El
valor de cohesión determinado por Toro - Ramírez & Osorio (2001) para la zona del Eje
Cafetero es de 0,13, el cual fue empleado en este análisis.
ü Cálculo del momento sísmico (Método de Brune).
El momento sísmico escalar (M0) permite estimar el tamaño o la energía de un sismo,
basado en que éste involucra las propiedades físicas de la roca y las dimensiones del
área que sufre la ruptura. Para este trabajo se parte del modelo de grieta circular
propuesto por Brune (1970), basado en la radiación de las ondas por una falla de sección
regular y velocidad de fractura constante, al considerar que las propiedades físicas en la
fractura son homogéneas.
La estimación de algunos parámetros sísmicos se basa en la información obtenida del
espectro en desplazamiento de las ondas de cuerpo, en este caso de la onda S. En el
espectro que presenta Brune se reconocen tres regiones (Figura 33).
a.- La parte plana caracteriza el comportamiento de las bajas frecuencias y se relaciona
con la energía en la fuente, ya que es proporcional al momento sísmico.
b.- La pendiente caracterizada por la caída de las altas frecuencias, se asocia con la
función tiempo de la fuente y tiene que ver con la longitud de ésta, ya que en esta zona se
presenta difracción de las ondas al propagarse en el medio.
c.- La intersección entre la tendencia de las altas y bajas frecuencias determina la
frecuencia de esquina y se relaciona con las dimensiones de la falla.
La estimación del Momento Sísmico Escalar presentada por Brune (1970) es:
(11)
)2/(4 0
30 θφπρβ RRM Ω=
95
Donde, ρ es la densidad, β la velocidad de la onda S en la fuente, Ω0 nivel plano espectral
de baja frecuencia, R la distancia hipocentral y RèÖ el patrón de radiación.
Figura 33. Muestra las tres regiones del espectro que reconoce Brune. (a) Parte plana (zona de
períodos largos), (b) pendiente y (c) frecuencia de esquina fc que guarda relación con el radio de
fractura supuesta circular. El espectro corresponde a la onda S del sismo del Quindío en la
estación CUQU.
Además, Brune propuso las siguientes relaciones:
(12)
3rMo
167
=∆σ Conocida como la caída de esfuerzos. (13)
Dislocación, donde µ es la rigidez, que se toma como 3,5x1011 dina/cm2 (14)
A la selección de sismos empleada por Monsalve (2001), le fueron adicionados dos
eventos producto de las relocalizaciones efectuadas en el presente estudio, y se le
realizaron cálculos similares. Los parámetros de localización de los sismos utilizados
pueden verse en la Tabla 6.
Sismo principal 1999-01-25, Componente Transversal ( T )
1.00E-05
1.00E-04
1.00E-03
1.00E-02
1.00E-01
1.00E+00
1.00E+01
0.10 1.00 10.00 100.00
Frecuencias (Hz)
Den
sida
d es
pect
ral d
e D
espl
azam
ient
o( c
m-s
) Estación: UQ
a
c
b
A Mo
uµ
=∆
cf 2 2.34
r π
β= L = 2π r A = πr2
96
§ Tratamiento de las señales
Las dos componentes horizontales de cada evento se rotaron en sus componentes radial
y transversal, previa corrección instrumental y de línea base, con el uso del programa
K22ah en sistema operativo UNIX. El programa convierte inicialmente los acelerogramas
con extensión *.evt en archivos con extensión ah, compatibles con el sistema UNIX. Fue
calculado el espectro de desplazamiento de la componente transversal rotada (onda SH)
con una ventana de tiempo de 2-s a 3-s, la cual comienza antes del arribo de la onda S, y
que depende de la serie de tiempo y de la magnitud del evento (Archuleta et al., 1982).
Se integró dos veces el registro de aceleración con el programa DEGTRA para obtener el
respectivo espectro de desplazamiento.
Tabla 6. Parámetros de localización de las réplicas del sismo del 25 de enero de 1999 usadas en
el análisis espectral de fuente. Los sismos sin asterisco fueron adicionados en el presente estudio.
§ Cálculo del momento sísmico a partir de la onda SH
Para identificar la onda SH (componente horizontal de la onda S ) se debe proceder a
integrar los registros de aceleración o de velocidades (banda ancha) hasta obtener
desplazamientos y obtener las amplitudes de la onda P en las tres componentes de los
registros de la estación y calcular el respectivo azimut. La onda SH se encuentra en el
registro de la componente transversal, después de haber rotado las trazas.
#
Fecha
Hora
LAT N
LON W
Prof (km)
Mag
No
Gap
Dmin (km)
Rms (s)
erh
erz
q
1 990211* 10:10:10.24 4,4563 75,6738 13,95 3,29 15 101 7,8 0,07 0,4 0,4 B
2 990225* 15:39:38.4 4,3818 75,6648 15,95 4,35 7 179 9,5 0,05 0,6 0,6 B
3 990306* 03:24:32.55 4,4613 75,5812 19,70 3,43 13 110 7,0 0,10 0,7 0,7 B
4 990317* 01:04:37.54 4,4627 75,6275 19,26 3,26 5 240 4,4 0,02 0,6 0,6 C
5 990323* 03:56:57.59 4,4255 75,6525 15,82 3,41 9 132 4,9 0,06 0,5 0,5 B
6 990629 01:58:28.52 4,4195 -75,6733 14,27 3,93 8 151 7,0 0,05 0,8 0,7 B
7 990925 19:47:16.6 4,4412 75,6187 16,51 3,26 7 139 1,7 0,04 0,6 0,6 B
8 991013* 13:10:55.54 4,3243 75,6802 6,67 4,12 7 111 3,6 0,07 0,9 0,8 B
9 991021* 15:50:44.02 4,4733 75,6292 7,99 3,44 7 189 2,1 0,09 1,8 0,7 C
10 991109* 17:02:24.85 4,4347 75,5865 1,02 3,29 7 126 4,6 0,12 1,1 1,0 B
97
El momento sísmico obtenido a partir de la onda SH es directamente proporcional al área
definida por la onda y a la distancia hipocentral, se expresa como:
(15)
Donde RèÖ 0,55,
ρ: densidad, β: velocidad de la onda S. La relación es aproximadamente igual:
(16)
A (cm-s), y R (km).
En otras palabras, consiste en calcular el área bajo la curva de desplazamiento de la
ventana de la onda SH o simplemente hallar la integral del desplazamiento, de donde se
obtiene el área (Monsalve, 2001).
5.2.2 Resultados
ü Distribución espacial de réplicas
Basados en los criterios de localización del programa HYPO71, se obtuvo 896 réplicas
con calidades A, B, C, pero sólo los sismos de mejor calidad (A y B) son considerados
para calcular el área de ruptura (Figura 34). Considerando especialmente la proyección
en planta (distribución epicentral) de los sismos tipo A y B, los cuales se concentran
epicentralmente hacia el centro de la zona con una tendencia cercana al NNE, se obtiene
una zona elongada de 12,96 km de longitud por 9,6 km de ancho, que constituye un área
de 120 km2, aproximadamente. Comparando este valor con el obtenido por Monsalve
(2001) para el sismo principal (124 km2), se encuentra que la diferencia es sólo del 3,2%.
Como puede observarse en el corte transversal (B-B’) (Figura 34), las réplicas de calidad
B se encuentran entre los 0 y 25 km de profundidad, en el cual pueden diferenciarse dos
AR
MFPRdtU O
SH ==∫ 34πρβθφ
21
≈P
ARxMO231094.1≈
≈F 2 R: distancia hipocentral
98
zonas de concentración de eventos. La primera, de carácter superficial (0 - 5 km), puede
observarse en la parte noroeste (en proyección horizontal) del área de réplicas en
cercanías de la Falla Armenia. De igual manera, para este mismo rango de profundidad,
se aprecia un grupo de sismos dispersos epicentralmente sobre las trazas del Sistema de
Fallas Romeral en el Quindío. Una segunda zona puede reconocerse entre los 10 km y
20 km de profundidad, con una densidad mucho mayor en número de sismos; vistas en
planta, estas réplicas se localizan sobre un área que involucra varios segmentos del
Sistema de Fallas de Romeral. Su disposición en corte insinúa un buzamiento hacia el
este (aunque muy vertical), comportamiento congruente con el valor del ángulo de
buzamiento encontrado por Monsalve (2001) para el sismo principal.
ü Evolución temporal
Las Figuras 35 y 36 ilustran la distribución espacio temporal de réplicas por mes, y se
encuentra que los cambios en la configuración de la red local influyeron directamente en
la distribución y la calidad de las localizaciones.
En los meses de febrero a marzo de 1999 se observa una concentración significativa de
sismos tipo B hacia el centro del área epicentral y una mínima proporción de eventos tipo
C; este buen nivel de calidad observado deriva de un óptimo cubrimiento de la red
instalada durante dicho período.
Posteriormente, en los períodos de abril - julio de 1999 y agosto de 1999 - enero de 2000,
el nivel de calidad decayó a medida que la red disminuía su cubrimiento; esto se ve
reflejado en el aumento en número y dispersión de los sismos tipo C, principalmente hacia
el sureste de la zona de estudio; una posible explicación puede darse por el retiro de la
estación ubicada en Pijao, lo que conllevó a la ausencia de las fases de ésta en las
localizaciones, que redujo significativamente el nivel de calidad y confiabilidad.
Es importante destacar que la mayor parte de los sismos de calidad B continuaron
epicentralmente concentrados a través del tiempo sobre la zona inicialmente señalada, en
especial sobre las fallas del Sistema Romeral en el Quindío (fallas Silvia - Pijao, Córdoba,
Buenavista).
99
Figura 34. Epicentros de las réplicas localizadas con calidades A y B. (1) Proyección horizontal,
(2) Sección perpendicular al trazo de la Falla Córdoba (nótese la tendencia hacia el este del plano
de ruptura descrito por la nube de réplicas) y (3) Sección longitudinal.
1. Distribucion Espacial
-75.9° -75.8° -75.7° -75.6° -75.5° -75.4°
Longitud Oeste
4.1°
4.2°
4.3°
4.4°
4.5°
4.6°
4.7°
Lat
itud
Nor
te
CALARCÁARMENIA
MONTENEGRO
CÓRDOBA
SALENTO
CIRCASIA
CAIC
MIN 2
G UA2
RIB2
RODE
CCAL
CUQU
VIVE
A
A'
B
B'
0 10 20 30 40
Distancia (km)
2. Perfil B - B'
-25
-20
-15
-10
-5
0
Pro
fun
did
ad (
km)
0 5 10 15 20 25
Profundidad (km)
3. Perfil A - A'
0
10
20
30
40
50
Dis
tanc
ia (
km)
Calidad ACalidad B
Calidad del Sismo
A'
A
100
ü Análisis de acelerogramas
El análisis de acelerogramas comprendió la extracción de la envolvente de forma del
sismo y los respectivos espectros de aceleración, con el fin de determinar las
asociaciones de sismos que permitieran encontrar los mecanismos focales compuestos
representativos de las zonas identificadas. Todos los resultados son presentados de
manera conjunta en el Anexo D.
§ Envolventes de forma del sismo. La extracción de las envolventes (Anexo D) de
forma de las trazas permitió separar las siete (7) zonas de análisis de la siguiente manera:
Zona 1. La primera envolvente (zona 1a) abarca sismos con una leve dispersión
epicentral, pero hipocentralmente concentrados en los primeros 4 km. La segunda
envolvente (zona 1b) representa los sismos entre los 10 y 15 km de profundidad (Anexo
D, Figura 1).
Zona 2. Los sismos incluidos dentro de esta zona fueron agrupados en dos envolventes:
la primera (Zona 2a) incluye los sismos hipocentralmente concentrados entre los 0 - 10
km, y la segunda (Zona 2b) representa los sismos entre los 10 - 17 km de profundidad
(Anexo D, Figura 2). Como puede apreciarse en la figura, todos los eventos
pertenecientes a esta zona se encuentran epicentralmente concentrados sobre una
misma franja de 4,4 km de largo por 2,2 km de ancho, y de acuerdo con el mapa de la
Figura 2a (Anexo D) prácticamente no existe dispersión.
Zona 3. Es la zona con mayor número de eventos, debido a esto fueron determinadas
seis diferentes envolventes para el rango de profundidades entre los 0 - 20 km así:
Zona 3a. Incluye los epicentros de los sismos cuyas profundidades oscilan principalmente
entre los 0 - 10 km (Anexo D, Figura 3). Se destaca en esta subzona que los eventos
asociados a ésta se encuentran epicentralmente concentrados sobre una pequeña franja
de aproximadamente 2 km de largo por 1,1 km de ancho y dirección aproximada norte
sur.
101
Figura 35. Distribución espacio temporal de las réplicas durante el período febrero- mayo de 1999.
Calidad A
Calidad BCalidad C
Calidad del Sismo
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
Simicidad Febrero 1999
4.4
4.6
Latit
ud N
orte
CALARCÁARMENIA
MONTENEGRO
CÓRDOBA
SALENTO
CIRCASIA
CAIC
MIN 2
GUA2
RIB2CCAL
CUQU
VIVE
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
Sismicidad Marzo 1999
4.4
4.6
Latit
ud N
orte
CALARCÁARMENIA
MONTENEGRO
CÓRDOBA
SALENTO
CIRCASIA
CAIC
MIN 2
GUA2
RIB2CCAL
CUQU
VIVE
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
Sismicidad Abril 1999
4.4
4.6
Latit
ud N
orte
CALARCÁARMENIA
MONTENEGRO
CÓRDOBA
SALENTO
CIRCASIA
CAIC
MIN 2
GUA2
RIB2CCAL
CUQU
VIVE
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
Sismicidad Mayo 1999
4.4
4.6
Latit
ud N
orte
CALARCÁARMENIA
MONTENEGRO
CÓRDOBA
SALENTO
CIRCASIA
CAIC
MIN 2
GUA2
RIB2CCAL
CUQU
VIVE
102
Figura 36. Distribución espacio temporal de las réplicas durante el período junio de 1999 - enero
de 2000.
Calidad ACalidad BCalidad C
Calidad del Sismo
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
Simicidad Agosto 1999
4.4
4.6
Latit
ud N
orte
CALARCÁARMENIA
MONTENEGRO
CÓRDOBA
SALENTO
CIRCASIA
CAIC
MIN 2
GUA2
RIB2CCAL
CUQU
VIVE
Rio
La
Vie
ja
Fall a
Pot
reri l
los
Falla
Sev
illa
Falla
Mon
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Arm
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uen a
vist
a
Fal
la C
ordo
baFa
lla E
l Sal
ado
Falla
San
Jer
onim
oR
io Q
uind
ío
Rio Verde
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
Simicidad Septiembre 1999 - Enero 2000
4.4
4.6
Latit
ud N
orte
CALARCÁARMENIA
MONTENEGRO
CÓRDOBA
SALENTO
CIRCASIA
CAIC
MIN 2
GUA2
RIB2CCAL
CUQU
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Rio
La
Viej
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Falla
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Arm
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Fal
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uen a
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Cor
doba
Falla
El S
alad
o
Falla
San
Jer
onim
oR
io Q
uind
íoRio Verde
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
Sismicidad Junio 1999
4.4
4.6
Latit
ud N
orte
CALARCÁARMENIA
MONTENEGRO
CÓRDOBA
SALENTO
CIRCASIA
CAIC
MIN 2
GUA2
RIB2CCAL
CUQU
VIVE
Rio
La
Vie
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rillo
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Mon
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F. L
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Arm
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la N
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vist
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Cor
doba
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El S
alad
o
Fal
la S
an J
eron
imo
Rio
Qui
ndío
Rio Verde
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
Sismicidad Julio 1999
4.4
4.6
Latit
ud N
orte
CALARCÁARMENIA
MONTENEGRO
CÓRDOBA
SALENTO
CIRCASIA
CAIC
MIN 2
GUA2
RIB2CCAL
CUQU
VIVE
Rio
La
Viej
a
Fal
la P
otre
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lla S
evilla
Falla
Mon
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F. L
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Falla
Arm
enia
Fal
la N
avar
co
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la B
uena
vist
a
Falla
Cor
doba
Falla
El S
alad
o
Falla
San
Jer
onim
oR
io Q
uind
ío
Rio Verde
103
Zonas 3bc, 3d y 3e (Anexo D, figuras 4 a 6). En conjunto, éstas representan la mayor
cantidad de eventos considerados para la Zona 3. Su distribución epicentral permitió
separarlos en estas tres subfuentes, pero hipocentralmente permanecieron concentrados
entre los 10 km y 15 km. Las figuras 4 a 6 permiten observar la poca dispersión de las
réplicas analizadas, las cuales, en general, se distribuyen en franjas angostas con
dirección aproximada noreste, excepto para la Zona 3bc; la cual nace como el resultado
de la unión de las zonas 3b y 3c; en donde las similitudes encontradas entre sus
envolventes de forma y espectros de frecuencias, posiblemente representan un patrón
similar de comportamiento aunque epicentralmente se encuentren dispersas sobre un
franja de 6 km de largo por 1,17 km de ancho.
Zonas 3f y 3g (Anexo D, figuras 7 y 8). Los hipocentros de los sismos asociados en estas
subzonas se encuentran entre los 15 km y 20 km de profundidad, lo cual es su
característica distintiva con respecto de las zonas 3d y 3e, debido a que epicentralmente
ocupan la misma área de influencia y, al igual que aquellas, se presentan en franjas de
4,7 km de largo por 1,4 km de ancho para la zona 3f y de 4,3 km de largo por 1,5 km de
ancho para la zona 3g y dirección aproximada noreste.
Zona 4-5. Inicialmente conformada por las zonas 4 y 5, y analizadas individualmente;
luego de observar su distribución epicentral y los resultados de las envolventes de forma
de los sismos, se encontró que éstas representaban una misma zona, con una
distribución hipocentral entre los 9 km y 21 km (Anexo D, Figura 9). La distribución
epicentral demarca un área de 4,9 km de largo por 2,6 km y, como se puede observar en
el mapa de la Figura 9 (Anexo D), las distribución de los epicentros sigue la dirección de
las estructuras presentes en área.
Zona 6. En número de eventos ocupa el segundo lugar y, epicentralmente, éstos se
encuentran justo por debajo del área de influencia de la Zona 3 (al sur de río Verde). Al
igual que en la Zona 3, el número de eventos y la distribución epicentral e hipocentral
permitió subdividirla en tres subzonas así:
Zona 6a. Los eventos que están representados por la envolvente de forma de sismo
determinada para esta subzona y similares formas espectrales, hipocentralmente se
104
encuentran entre los 10 km y 15 km de profundidad (Anexo D, Figura 10); adicionalmente,
se observa en la figura la poca dispersión epicentral de las réplicas, las cuales se
concentran en un área de 7 km2.
Zona 6b y 6c (Anexo D, figuras 11 y 12). La profundidad que caracteriza los hipocentros
para estas dos subzonas es 15 km - 20 km. El análisis de las envolventes de forma de los
sismos y las formas espectrales determinaron patrones similares de comportamiento para
los eventos que constituían cada subfuente. En las figuras puede observarse que la
distribución de los sismos en ambas subzonas es en forma de franjas angostas con
dirección aproximada norte sur. Para la Zona 6b, dicha franja tiene 1,1 km de largo por
1,28 km de ancho, y para la Zona 6c las dimensiones de la franja alcanzan los 2 km de
largo por 2,6 km de ancho.
Zona 7. La envolvente encontrada para esta zona representa hipocentros entre los 3 km
y 7 km y se encuentra al este de la Zona 6 (Anexo D, Figura 13) como una pequeña área
de 2,4 km2.
§ Análisis espectral. Los espectros obtenidos se asociaron de acuerdo con la selección
efectuada en el análisis espacio temporal, en la cual fueron clasificadas siete zonas de
estudio. Fueron analizadas igual número de subzonas que las encontradas al efectuar el
análisis de la envolvente de forma del sismo y descritas anteriormente. Fueron
encontrados los valores de amplitud espectral máxima (densidad espectral) y frecuencias
características para cada fuente, las cuales se consignan en la Tabla 7. Los mayores
valores de densidad espectral corresponden a los sismos de mayor magnitud, ya que,
como se había mencionado anteriormente, la amplitud del espectro de un sismo es
proporcional a la magnitud del mismo.
105
Frecuencia Densidad espectral
Magnitud sismo Zona
(Hz) (máx) cm / s (máx de Den. esp) Zona 1 1a 2,25 - 5,57 1,1 2,49
1b 2,5 - 5,50 0,9 2,67 Zona 2 2a 2,34 - 6,74 0,18 2,53
2b 2,73 - 6,74 0,47 2,81 3a 2,73 -6,54 0,12 2,25 3bc 1,66 - 6,93 2,57 3,93
Zona 3 3d 3,0 - 7,23 0,76 2,73 3e 3,5 - 7,0 2,33 4,1 3f 3,81 - 6,15 0,47 2,17 3g 2,54 - 6,84 1,09 2,93
Zona 4-5 4- 5 2,15 - 6,45 0,4 2,06 6a 2,5 -7,23 1,13 2,42
Zona 6 6b 2,5 - 5,0 11,1 4,35 6c 2,7 - 6,70 1,66 3,26
Zona 7 7 2,15 - 7,0 0,09 2,06
Tabla 7. Frecuencias dominantes y amplitudes espectrales máximas (densidad espectral) para
cada zona identificada.
ü Mecanismos focales
§ Mecanismos focales obtenidos de acuerdo con las envolventes de forma de los
sismos y sus formas espectrales.
Las soluciones focales compuestas encontradas (Tabla 8, Figura 37) no dieron
resultados satisfactorios o de buena calidad, y demostraron que las réplicas de
magnitudes pequeñas, como las que fueron analizadas para el cálculo de estos
mecanismos, corresponden a pequeñas fracturas que pueden estar orientadas en
diferentes direcciones, originadas por el reacomodamiento de la corteza, posterior al
sismo principal.
Los mecanismos focales obtenidos para la zona que se consideró como fuente principal
Zona 3 (d y e) tienen similitud con la solución del mecanismo para el sismo principal
obtenido por Monsalve (2001) mediante el método de inversión de forma de onda y que a
la vez es consistente con el obtenido por las agencias internacionales, como Harvad
(1999) (Tabla 8).
106
Tabla 8. Mecanismos focales calculados para el sismo principal. φ=azimut (strike), δ=buzamiento
(dip), λ=deslizamiento (slip). Tomado de Monsalve (2001).
Adicionalmente, se realizaron diagramas estadísticos (Figura 38) para representar los
azimut de cada plano nodal obtenido. En el diagrama (a) se destacan las tendencias
noroeste y noreste con un porcentaje similar. La distribución de los azimut en el
diagrama (b) señala tendencias este - noreste y suroeste, sin destacar alguna de éstas
como la preferencial.
Finalmente, los resultados obtenidos con los diferentes análisis efectuados para cada una
de las zonas (y subzonas) en que se dividió el área epicentral son presentados en un
gráfico consolidado (Anexo D, figuras 1-13), donde se pueden apreciar la localización
epicentral e hipocentral, la envolvente de forma, las formas espectrales y el mecanismo
focal compuesto que representa cada una de éstas.
Zona Az 1 Buz 1 Rake 1 Az 2 Buz 2 Rake 2 Az Eje P Dip
Eje P Az Eje
T Dip
Eje T
Zona 1 1a 350 53 -63 130 45 -120 321 68 61 4
2a 20 50 125 153 51 56 266 1 357 64
Zona 2 2b 120 35 -2 212 89 -125 92 36 331 34
3a 152 43 -69 304 50 -108 151 75 47 4
Zona 3 3bc 197 66 108 338 30 55 273 19 138 64
3d 348 38 -18 92 80 -127 326 43 210 26
3e 99 31 160 207 80 61 320 29 86 47
3f 200 90 50 110 40 180 323 33 77 33
3g 100 28 168 201 84 62 314 33 84 44
Zona 4 -5 4 -5 12 72 -20 108 71 -161 330 27 60 1
Zona 6 6a 345 66 11 250 80 155 299 9 205 24
6b 163 46 60 22 52 117 93 3 355 69
6c 10 88 -47 103 43 -176 315 33 67 29
Zona 7 7 316 38 -135 187 64 -61 140 60 257 14
Tabla 9. Mecanismos focales compuestos obtenidos para las siete zonas o familias analizadas en el presente estudio.
MECANISMO
EVENTO
INVER.
φ
δ λ
H
Km
0M
dina-cm
WM
Duración s
CMT
8°
65°
-21°
27,7
2,01e25
6,1
7,3
Principal
18:19:16.9 NABELEK
356°
67,3°
-33,8°
18,6
2,1e25
6,2
6,0
107
Figura 37. Mecanismos focales compuestos calculados para las siete zonas seleccionadas.
Mecanismos 4-9 corresponden a la fuente principal (Zona 3), nótese que aunque existe variedad
en los tipos de mecanismos, hay una predominancia del régimen de rumbo (los colores hacen
referencia a los mecanismos focales que corresponden a una misma zona).
Mecanismos focales obtenidos por el análisis del “espectro de estación”
La metodología de espectro de estación permitió obtener 32 mecanismos focales
compuestos (Figura 39), cuyos parámetros pueden observarse en la Tabla 10. A
diferencia de las 14 familias focales encontradas por medio del estudio de la envolvente
de forma del sismo y las formas de los espectros de frecuencia, éstos no tienen en cuenta
la profundidad hipocentral, ni la distribución epicentral dentro de una misma zona, ya que
el aspecto que permitió reconocer las diferentes familias fue la forma que dibujaban las
amplitudes de los primeros arribos de P de cada evento en las estaciones del OVSM.
2. Mecanismo focal zona 2a
1. Mecanismo focal zona 1
3. Mecanismo focal zona 2b
4. Mecanismo focal zona 3a
5. Mecanismo focal zona 3bc
6. Mecanismo focal zona 3d
7. Mecanismo focal zona 3e
8. Mecanismo focal zona 3f
9. Mecanismo focal zona 3g
11. Mecanismo focal zona 6a
10. Mecanismo focal zona 45
12. Mecanismo focal zona 6b
14. Mecanismo focal zona 7
13. Mecanismo focal zona 6c
108
Figura 38. Diagramas rosa obtenidos con los azimut de los planos (a) y (b) de los mecanismos
focales compuestos de acuerdo con el análisis efectuado por medio de las envolventes de forma
del sismo y la forma espectral, respectivamente.
Figura 39. Mecanismos focales compuestos calculados de acuerdo con las subzonas encontradas
por el análisis del “espectro de estación” para las siete zonas reconocidas. En color verde: Zona 1;
morado: Zona 2; gris: Zona 3; azul oscuro: Zona 4 - 5; negro: Zona 6, y pardo: zona 7.
0
90
180
270
ba
0
90
180
270
109
Zona Az 1 Buz 1 Rake 1 Az 2 Buz 2 Rake 2
Az Eje P
Dip Eje P
Az Eje T
Dip Eje T
Zona 1 Es1a 343 40 -67 134 54 -108 352 74 237 7 Es1b 30 89 -100 293 10 -7 290 45 130 43
Zona 2 Es 2a 30 60 127 153 47 44 94 7 353 57 Es 2b 306 47 -57 83 52 -120 290 67 194 3 Es 3a 209 77 40 108 51 163 333 17 76 37 Es 3b 329 63 -28 72 66 -150 291 37 200 2 Es 3c 41 61 48 284 50 141 160 6 259 53 Es 3d 223 48 -15 323 79 -136 192 37 86 20 Es 3e 38 45 173 133 85 43 257 26 6 34 Es 3f 5 83 -56 105 35 -167 307 42 68 30 Es 3g 53 71 -135 305 48 -26 278 45 174 14
Zona 3 Es 3h 50 90 -170 320 80 0 275 7 185 7 Es 3i 69 35 -97 258 55 -85 188 79 344 10 Es 3j 57 85 135 65 79 8 67 37 331 8 Es 3k 90 70 -142 345 55 -25 313 40 214 9 Es 3l 342 32 -60 128 63 -107 5 67 231 16 Es 3m 123 18 -165 18 86 -73 306 47 93 38 Es 3n 313 55 98 120 36 79 38 10 251 79 Es 3o 353 56 -35 105 61 -140 321 48 228 3 Es 3p 11 88 -45 103 45 -177 317 32 66 28 Es 3q 29 61 17 290 75 150 342 9 246 32 Es4-5a 92 63 -131 335 48 -37 312 52 210 9
Zona Es 4-5b 115 88 -150 24 60 -3 344 22 245 19 4-5 Es 4-5c 342 31 -11 81 84 -120 322 43 196 32
Es 4-5d 103 83 -130 4 41 -12 337 39 224 26 Es 6a 85 50 150 195 68 44 316 11 58 46 Es 6b 15 83 -35 110 55 -171 327 29 68 19
Zona 6 Es 6c 153 35 -57 295 61 -111 165 67 40 14 Es 6d 176 59 20 76 73 147 129 9 32 35 Es 6e 95 30 160 203 80 62 316 29 83 47 Es 6f 56 76 -157 320 68 -15 279 26 187 5
Zona 7 Es 7 0 33 -77 165 58 -98 51 76 261 13
Tabla 10. Mecanismos focales compuestos obtenidos del análisis por “espectro de estación” para
las siete zonas analizadas en el presente estudio.
Aunque los mecanismos obtenidos muestran variedad en el tipo de fallamiento, existe una
predominancia de las soluciones en rumbo, ya que el 48% de los mecanismos (15) tuvo
solución para uno de sus planos como siniestral normal, dato concordante con el
mecanismo focal obtenido para el sismo principal por Monsalve (2001).
110
El histograma de la Figura 40 representa las soluciones presentadas en la Tabla 10. La
profundidad promedio alcanza los 13,2 km; ésta coincide con el rango de profundidad de
mayor concentración de hipocentros (10-15 km) encontrado para la zona de réplicas. Se
reconoce también que las soluciones más distensivas se encuentran en profundidades no
mayores a los 10 km.
Figura 40. Histograma representativo de las soluciones de los mecanismos focales compuestos
obtenidos a partir de ”espectro de estación”. ND: normal dextral; NS: normal siniestral; DI: dextral
inversa; SI: siniestral inversa; D: dextral; S: siniestral; ID: inverso dextral.
En los diagramas estadísticos (diagramas rosa) obtenidos para los azimut de ambos
planos nodales de cada mecanismo (Figura 41) puede apreciarse que para el primero (a)
las soluciones van en todas direcciones, aunque puede destacarse el predominio hacia el
noreste para dos rangos azimutales: 20°-30° y 50°-60°. Al observar la tendencia de los
azimutes para el segundo plano nodal, puede distinguirse, sin lugar a dudas, la
predominancia de las soluciones en dirección WNW - ESE.
Profundidad Número de planos
111
Figura 41. Diagramas rosa calculados para los azimut de los planos 1 (a) y 2 (b) de los
mecanismos focales compuestos obtenidos, resultado del análisis efectuado por medio “espectro
de estación”.
ü Tensor de esfuerzos
Se usó el método de inversión de Reches et al. (1992) para calcular el tensor de
esfuerzos de los mecanismos focales compuestos hallados por “Espectro de estación”.
Se empleó el valor de cohesión determinado por Toro - Ramírez y Osorio (2001) para la
zona del Eje Cafetero (0,13) y fueron separados los planos a invertir de acuerdo con lo
señalado por el histograma de frecuencias presentado en la Figura 42 permite obtener
dos tensores.
El primer tensor (Figura 42a) incluye todas las soluciones compresivas de rumbo e
inversas, las cuales se encuentran entre los 12 km y 16 km de profundidad. Explica 36
planos con un tensor de régimen rumbo deslizante (strike-slip) inverso (σ2 muy cercano a
la vertical y σ1 cercano a la horizontal), con un factor de forma de 0,2. Los márgenes de
confiabilidad para el tensor uno son: σ1 = 35°/308 ± 25°, σ2 = 52°/108 ± 24°, σ3 =
10°/211 ± 13°.
b
270 90
180
0
a
0
90
180
270
112
a bS
EW
N
3
3
3
1
2
2
2
1
1
1
N
S
W E2
2
2
33 3
El segundo tensor (Figura 42b) incluye las soluciones más distensivas (normales), las
cuales se localizaron entre los 0 km y 10 km de profundidad. Tiene a σ1 vertical y señala
un régimen extensivo; explica 10 fallas con un factor de forma de 0,24.
Los márgenes de confiabilidad para el tensor dos son las siguientes:
σ1 = 72°/287 ± 29°
σ2 = 14°/145 ± 45°
σ3 = 7°/52 ± 37°
En ambos casos, el tensor que presentó mejor ajuste se obtuvo con un coeficiente de
fricción de 0,2, además, se observó que los márgenes de confianza para la localización
de los ejes principales de esfuerzo restringen confiablemente a σ1 para los dos tensores.
Figura 42. Representación estereográfica de los resultados obtenidos con el método de inversión
de esfuerzos de Reches et al. (1992). (a) Tensor de esfuerzos obtenido para las réplicas con
profundidades entre 12 y 16 km. (b) Tensor de esfuerzos obtenidos para las réplicas localizadas
entre los 0 y 10 km.
113
Si bien el tensor uno se obtuvo con sismos de magnitud pequeña (réplicas), éstos dieron
muy acorde con el tensor regional calculado para el Eje Cafetero por Rivera (1999) en
Bohórquez, et al. (2001) y por Toro - Ramírez y Osorio (2001); estos últimos presentan a
σ1 con rumbo NNW, σ2 vertical y un R = 0,45, lo que indica un régimen rumbo deslizante
o direccional, y representa el empuje del Bloque Chocó en dirección sureste (Toro -
Ramírez y Osorio, 2001).
El tensor dos es un tensor muy local para la zona de réplicas del sismo del Quindío del 25
de enero de 1999 y muestra una distensión local manifestada por los mecanismos de tipo
normal.
La Figura 43 fue empleada para ubicar los tensores hallados en el presente estudio de
acuerdo con los valores de R y la orientación de los esfuerzos.
Figura 43. Clasificación de varios tipos de deformación en términos de la forma y la orientación del
correspondiente tensor de esfuerzos. Tomado de Phillip (1987). Las letras azules indican la
localización de los tensores encontrados.
a b
114
Cálculo del momento sísmico
#
Est.
FECHA
0Ω
D
Km
H
Km
R
Km 0
−
M Dina-cm
Princ. BOCA 990125 7,0e-01 29,69 18,58 27,09 1,45e25 1 CCAL 990211* 1,1e-04 7,8 13,95 15,98 4,45e20 2 CCAL 990225* 2,1e-03 14,73 15,95 22,00 4,28e21 3 CCAL 990306* 1,8e-04 8,38 19,70 20,71 6,01e20 4 CCAL 990317* 3,5e-04 7,28 19,26 20,56 1,09e21 5 CCAL 990323* 1,0e-04 9,69 15,82 18,55 2,55e20 6 CCAL 990629 1,51e-03 7 14,27 15,89 2,96e21 7 CCAL 990925 8,73e-05 1,7 16,51 16,60 1,98e20 8 CCAL 991013* 1,0e-03 21,33 6,67 22,35 3,06e21 9 CCAL 991021* 2,0e-04 3,99 7,99 8,93 2,45e20
10 CCAL 991109* 1,5e-04 9,43 1,02 9,48 1,95e20
Tabla 11. Cálculo del momento sísmico para los eventos con magnitud ML > 3 de acuerdo con el
modelo de Brune (1970) Modificado de Monsalve (2001).
#
FECHA
cf
r
Km
L
Km
σ∆
1 990211* 6,9 0,19 1,20 28,4 2 990225* 5,9 0,22 1,38 175,9 3 990306* 7,25 0,18 1,13 45,08 4 990317* 6,45 0,20 1,26 59,61 5 990323* 7,1 0,19 1,20 16,27 6 990629 4,59 0,28 1,76 58,99 7 990925 6,5 0,20 1,26 10,83 8 991013* 5,0 0,26 1,63 76,17 9 991021* 7,0 0,19 1,20 15,63 10 991109* 7,1 0,19 1,20 12,44
Tabla 12. Cálculo de los parámetros de la fuente para los eventos con magnitud ML > 3 de
acuerdo con el modelo de Brune (1970). Modificado de Monsalve (2001).
115
Los valores de 0Ω se seleccionaron por inspección visual, mediante una línea recta que
expresara el mejor ajuste de la zona plana del espectro de desplazamiento.
Tabla 13. Momento sísmico calculado a partir de la onda SH. Modificado de Monsalve (2001).
El valor calculado para los radios (r) (Tabla 12) de ruptura no superan los 300 m, es decir,
sus longitudes (L) están por debajo de los 2 km, y justifican el detalle con que fueron
analizadas las réplicas, ya que deben tomarse áreas del mismo tamaño de las rupturas
posibles para asegurar que el mecanismo encontrado sea similar.
5.2.3 Interpretación de resultados sismológicos
La gran cantidad de daños y la ausencia de ruptura superficial asociados con el sismo del
Quindío del 25 de enero de 1999 son las características más importantes asociadas a
este evento; además de estar localizado en una zona con una alta complejidad
estructural, como la que delimita el Sistema de Fallas Romeral, el cual está caracterizado
por presentar fallas de carácter regional que alcanzan profundidades de corteza y separan
bloques litológicos reconocidos como basamento. Las fallas de San Jerónimo, Silvia Pijao
y Cauca Almaguer, son la representación de la situación antes expuesta, éstas
posiblemente tienen la capacidad de producir sismos importantes, porque probablemente
se profundizan hasta las zonas sismogénicas esperada para estos tipos de falla (15 km
25 km), así como lo señaló la profundidad focal de 18 km encontrada por Monsalve (2001)
Esta. FECHA A
-s0M
dina-cm2
1 CCAL 990211 4,49e-05 3,33e-04 2 CCAL 990225 6,80e-04 2,86e21 3 CCAL 990306 9,77e-05 3,92e20 4 CCAL 990317 3,87e-04 1,55e21 5 CCAL 990323 6,17e-05 2,22e20 6 CCAL 990629 1,07e-03 2,96e21 7 CCAL 990925 6,18e-05 1,98e20 8 CCAL 991013 4,23e-04 1,83e21 9 CCAL 991021 8,02e-05 1,39e20 10 CCAL 991109 8,8e-05 1,62e20
116
Los resultados del estudio del sismo principal y su secuencia de réplicas muestran que el
mecanismo focal para el sismo principal responde satisfactoriamente a un ambiente
compresivo en un régimen de rumbo, donde el plano principal presenta una geometría
concordante con la conocida hasta el momento para las fallas importantes en esta región,
es decir, una dirección cercana a N-S y un buzamiento alto en dirección E. Es importante
destacar que el área demarcada por la distribución de réplicas alcanza aproximadamente
120 km2, donde la profundidad de éstas no superó los 20 km. El mayor número de
eventos se concentró hipocentralmente entre 10 km y 20 km y sus mecanismos focales de
rumbo e inversos. Pudo distinguirse también, un grupo de sismos cuyos mecanismos
focales normales, se ubicaron en profundidades menores a los 10 km; sugiriendo un
proceso distensivo superficial en la zona, donde son movilizados los segmentos de falla
más superficiales.
Los tensores de esfuerzos calculados a partir de mecanismos focales de sismos
pequeños asociados a la secuencia de réplicas del sismo del Quindío, mostraron dos
comportamientos: el primero un tensor compresivo (agrupa las réplicas entre los 10 km y
20 km de profundidad), y de manera general está de acuerdo con el tensor regional
calculado para el Eje Cafetero por Rivera (1999) en Bohórquez, et al. (2001) y por Toro-
Ramírez y Osorio, 2001. El segundo tensor, muestra una distensión local bajo los
primeros 10 km de profundidad y que epicentralmente coinciden con la zona deprimida de
la cuenca del Glacis del Quindío. Este comportamiento muestra que este último grupo de
sismos moviliza los segmentos de falla más superficiales, y actúa como una zona de
reacomodamiento de bloques que reestablecen la estabilidad de la región posterior al
sismo principal; esta estructura posiblemente está asociada con el colapso tectónico de
los bloques de roca que se encuentran entre las fallas principales presentes en la región y
sobre las cuales se genera la cuenca de depositación del Glacis del Quindío. Esta
estructura distensiva aparentemente cohexiste dentro de un ambiente compresivo
regional, dado por la interacción de las placas tectónicas que convergen en esta latitud.
117
6. MODELO PROPUESTO
6.1 ARGUMENTOS DEL MODELO PROPUESTO
Se describen a continuación los argumentos morfológicos y sismológicos con base en el
análisis realizado para la zona de estudio (Figura 44). Finalmente se analizan estos
resultados dentro de un contexto regional y se plantea un modelo preliminar para explicar
el mecanismo del sismo del Quindío y su secuencia de réplicas.
ü Morfológicos:
§ Rejuvenecimiento del paisaje (edad del glacis), por la apertura de la cuenca del Glacis
del Quindío en dirección NW a SE.
§ Escalonamiento del relieve progresivo hacia el NW.
§ Inestabilidad de las cuencas de drenaje progresivas hacia el norte.
§ Basculamiento de las cuencas de drenaje progresivo hacia el NW
§ La base del basamento es superficial de acuerdo con el espesor de los depósitos del
glacis y en las diferencias de altura de los niveles de referencia (nivel erosivo del relieve
más antiguo y nivel erosivo del relieve más joven) de no más de 2 km.
§ Contraescarpes asociados a las principales fallas con cara libre hacia E, que indican un
buzamiento en este sentido.
§ Rasgos morfológicos diagnósticos de fallamiento vertical.
ü Sismológicos:
§ Mecanismo del sismo principal a 20 km de profundidad, responde a un tensor de
esfuerzos compresivo en dirección NW - SE.
118
§ La presencia de dos zonas de distribución de mecanismos; distensivos superficiales
(menor a 10 km) y mecanismos compresivos profundos (por encima de 12 km), los cuales
son consistentes con el mecanismo focal compresivo del sismo principal.
§ Los mecanismos focales distensivos refuerzan la distensión superficial propuesta con
la morfotectónica.
ü Regionales:
§ La transferencia de la deformación sismogénica se da a niveles profundos (entre los 15
y 20 km).
§ La curvatura que presenta la Falla de San Jerónimo que aumenta el ancho del sistema
en esta región en más de 30 km y su posible asociación con la presencia de la Falla de
Ibagué con movimiento dextral al sur y de Palestina al norte con movimiento siniestral,
que expulsan el bloque de la Cordillera Central entre ellas hacia el Este.
§ La estructura de la cuenca superficial queda por fuera del alcance de la gravimetría, ya
que la información gravimétrica es de carácter regional y sólo muestra estructuras de
carácter profundo o altos contrastes litológicos.
§ Todas estas fallas son estructuras de acreción antiguas que separan dominios
litológicos continentales de oceánicos.
§ El tensor de esfuerzos calculado para la zona es compresivo en dirección NW - SE con
un factor de forma de 0,45.
§ La edad asociada al Glacis del Quindío es considerada como cuaternaria.
§ Esta zona se considera como la zona de transferencia de un tensor compresivo en
dirección NW-SE al norte y un tensor compresivo en dirección WSW - ENE al sur.
Figura 44. Esquema morfológico y sismológico de la zona de estudio
120
De los modelos propuestos para explicar zonas distensivas en un campo de esfuerzos
compresivo, el que más se aproxima a la situación de esta zona corresponde con una
estructura tipo flor negativa (Figura 45), producida por un cambio geométrico en una falla
de rumbo que produce una distensión de carácter superficial en forma de cuenca de
tracción. Este modelo se genera a partir de una falla principal en condiciones de
neoformación, mientras que en la zona de estudio el Sistema Romeral, por ser una
estructura compleja de acreción de bloques independientes, sólo con procesos de
reactivación inducidos por la acción de la Falla de Ibagué se puede lograr una condición
estructural semejante.
Figura 45. Gráfico ilustrativo de un modelo de estructura en flor negativa
El análisis de los resultados obtenidos con los parámetros morfotectónicos y sismológicos
muestran que la zona de réplicas se encuentra sometida a un proceso distensivo
superficial, asociado posiblemente a la apertura de la cuenca de depositación del Glacis
del Quindío (Figura 46), a partir de la tracción lateral de la Falla de Ibagué sobre el
Sistema Romeral, la cual produce una curvatura equivalente al desplazamiento de la
Falla de Ibagué en esta zona (cerca de 30 km en sentido dextral de acuerdo con
descripciones realizadas por INGEOMINAS, 2002).
Pijao
Pereira
Armenia
Ibagué
VM
VNT
VNR
CC
AI
BI
BI
BI: Batolito de Ibagué
VNT: Volcán Nevado del Tolima
AI: Abanico de Ibagué
VM: Volcán Machín
VNR: Volcán Nevado del Ruiz
LEYENDAFalla Salento RQ
RV
RL
RL: Río Lejos
RV: Río VerdeFOP: Falla Otú-Pericos
FSJ: Falla San Jerónimo
Sismo principal
RSD: Río Santo Domingo
RQ: Río Quindío
CC: Cordillera Central
SFR: Sistema de Fallas RomeralSFC: Sistema de Fallas del Cauca
?
??
?
CC
CO
(a) (b)
Modelo geológico estructural preliminar, propuesto para la zona de estudio.Figura 46.
122
6.1.2 Temas de discusión
Se proponen dos niveles de investigación futuros:
ü Nivel superficial
§ Verificar las dimensiones del escalonamiento y de la deformación superficial con
sísmica de reflexión para los primeros 10 km.
§ Cómo se puede evaluar a partir de evidencias de deformación superficial el potencial
sísmico de una falla en particular cuando se desconoce la función mecánica de ésta
dentro de un sistema estructural?
§ La aparición y desaparición de puntos de agua, durante la ocurrencia del sismo, es un
indicativo de que el proceso de reacomodación es superficial.
§ ¿Cuál es la relación entre los procesos superficiales distensivos y la reacomodación
del proceso sísmico profundo?
§ ¿Qué papel juegan las estructuras EW, tipo Salento y río Verde en el esquema
estructural del sistema?
§ ¿Cómo afectó el sismo de Armenia a las demás fallas cercanas?
ü Nivel profundo
§ Dimensionar la geometría del fallamiento a niveles sísmicos (acumulación de energía
sísmica) y su asociación con la fuente.
§ ¿Cómo migra la deformación sísmica?
§ ¿Cúal es el próximo segmento a romperse?
§ ¿Qué relación existe entre el Sistema Romeral y las fallas de Ibagué y Palestina?
§ Si bien la deformación se explica a nivel local en este estudio, es necesario estudiarlo a
nivel regional.
123
LIMITACIONES § La inestabilidad inicial en la configuración de la red provocó la disminución en la
calidad de las localizaciones obtenidas y aumentó la dispersión de los sismos,
limitando el número de eventos bien localizados con los que se pudo efectuar el
análisis sismológico.
§ Aunque la confiabilidad de las réplicas utilizadas en el presente análisis fue
buena, los resultados obtenidos tanto en los mecanismos focales (por “espectro
de estación”) como en el tensor de esfuerzos calculado a partir de éstos, no son
estables, debido a la pequeña magnitud de las réplicas estudiadas.
§ La no existencia de un modelo de estructura de velocidades adecuado para la
región, ya que las localizaciones se efectuaron usando un modelo regional.
§ Carencia de registros instrumentales en una escala de tiempo mayor, que permita
reconocer comportamientos especiales para la zona de estudio.
§ El tipo de instrumentación sismológica con que se cuenta actualmente en el
Observatorio del Quindío, no permite realizar análisis mas refinados debido al
limitado rango dinámico de los instrumentos.
§ Ausencia de perfiles sísmicos a través de las principales estructuras de la región,
que faciliten observar el comportamiento real de las mismas, que permita elaborar
un modelo más real. En general, la falta de información del subsuelo en la cual se
pueda relacionar la cartografía superficial con estructuras profundas, para lo cual
se requeriría estudios detallados de gravimetría, sísmica de refracción y
tomografía sísmica.
124
CONCLUSIONES
ü La zona de estudio se encuentra sometida a un proceso distensivo superficial
(primeros 10 km) producto de la apertura de la cuenca de depositación del Glacis del
Quindío, a partir de la tracción lateral de la Falla de Ibagué sobre el Sistema Romeral. A
profundidades mayores a los 10 km, se identifica un proceso aparentemente compresivo,
asociado con el régimen compresivo regional derivado de la interacción entre las placas
tectónicas en esta región.
ü El proceso distensivo superficial es posiblemente producto de la apertura de la
cuenca de depositación del Glacis del Quindío, a partir de la tracción lateral de la Falla de
Ibagué sobre el Sistema Romeral en esta zona.
ü La presencia de este proceso distensivo dentro del régimen compresivo regional,
podría enmarcarse dentro de un modelo de estructura en flor negativa. Esta geometría se
interpreta como el producto de la tracción lateral de la Falla de Ibagué sobre el Sistema de
Fallas Romeral, que origina una cuenca de tracción que es colmatada por el Glacis del
Quindío durante los últimos 5 millones de años.
ü A partir de la valoración diferencial de los índices geomórficos de actividad tectónica
en las cuencas de drenaje, se determinó que éstas presentan un basculamiento
progresivo hacia el noroeste, en dirección del Glacis del Quindío; consecuente con esto,
se genera un proceso erosivo remontante que se prolonga hacia el sureste de la zona de
estudio.
ü Los índices geomórficos son una herramienta importante al momento de llevar a
cabo estudios de los efectos tectónicos sobre cuencas hidrográficas, ya que permiten
identificar, de forma general y rápida, deformación tectónica en un área determinada
ü Los diversos resultados obtenidos a partir de los indicadores geomórficos señalan
una relación diferencial entre los procesos erosivos y el equilibrio tectónico.
125
? Se observan rasgos que definen aparentemente estructuras E - W, las cuales
pueden jugar un papel muy importante en el esquema estructural de la región.
? No se evidenció migración para la secuencia de réplicas analizada y se concluye
que la aparente migración fue consecuencia de los cambios en la red, los cuales
influyeron significativamente en la calidad y la dispersión de las localizaciones.
? El aparente control al norte del área de distribución espacial de las réplicas está
relacionado probablemente con las variaciones en los arreglos de la red y las dimensiones
de la ruptura desarrollada por el sismo principal, más que con un control litológico ó
estructural. Los análisis de las imágenes de satélite y las fotografías aéreas no revelaron
estructuras con dirección noroeste afectando el norte de la zona de estudio, esta situación
pudo ser corroborada durante los chequeos efectuados en el trabajo de campo, en los
cuales no se encontraron indicios asociados con éste tipo de estructura.
? Con los valores del rake obtenidos en los mecanismos focales compuestos por
“espectro de estación” para cada una de las zonas de trabajo, permite reconocer dos
dominios; el primero, superficial (0 - 10 km) con estría normal, y el segundo entre los 10 -
20 km, donde dominan las soluciones en rumbo, principalmente.
? Desde el punto de vista de las fuerzas tectónicas que afectan la zona epicentral del
sismo del Quindío, puede notarse un régimen aparentemente compresivo en dirección
noroeste (coincidente con el tensor de esfuerzos regional conocido) al que responden las
soluciones focales entre los 10 y 20 km y, de manera local, pero con mucha importancia,
un tensor aparentemente distensivo para la parte superficial de la zona.
126
RECOMENDACIONES
ü Llevar a cabo un estudio detallado de estratigrafía y paleosismología de los
cuaternarios molásicos presentes en el Municipio de Córdoba y el Corregimiento de
Quebradanegra (Calarcá) con el fin de entender y reconocer los eventos de apertura de
la cuenca del Glacis del Quindío.
ü Dentro del marco de la Red Sismológica del Eje Cafetero, ampliar la cobertura de la
red sismológica local y sostenerla permanentemente con el fin de tener más datos que
permitan estudiar o realizar evaluaciones adicionales sobre las fuentes sísmicas
superficiales y las asociadas a subducción y sus efectos sobre la región, para contribuír
así a mejorar los estudios de amenaza sísmica existentes.
ü Las fuentes sismogénicas reconocidas en este estudio deben ser objeto de análisis
posteriores que permitan ampliar el conocimiento y el comportamiento sismotectónico de
la región.
ü Realizar estudios geofísicos, como perfiles sísmicos y gravimétricos que atraviesen
el corredor de fallas que delimita el ancho del Sistema Romeral en el departamento, con
el fin de conocer relación estructural de éstas en profundidad y así poder establecer con
certeza la relación estructural de la fuente sísmica.
ü Es necesario contar con un modelo de velocidades locales adecuado que
represente mejor la configuración del subsuelo en la zona, para con ello mejorar las
localizaciones actuales y poder identificar variaciones laterales en la velocidad de las
ondas que puedan estar asociadas a rasgos estructurales.
127
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ANEXOS
ANEXO D
ANÁLISIS DE DATOS SISMOLÓGICOS
(a) (d)
(e)
Score: 87.9% Calidad: 75.7%
Az Dip Rake 349.5 52.61 -63.2
Envolvente Zona 1b (10 - 15 Km)
-1
-0.5
0
0.5
1
0 5 10 15 20 25Tiempo (s)
Am
plitu
d N
orm
aliz
ada
sismo 128 sismo 133 envolvente
Espectro de Fourier zona 1b (10 - 15 Km)
0,00
0,00
0,01
0,10
1,00
0 1 10 100
Frecuencia (Hz)
Den
sida
d E
spec
tral
(c
m/s
eg)
sismo 133 sismo 128
Espectro de Fourier Zona 1a (0-5 Km)
0,00
0,00
0,01
0,10
1,00
0 1 10 100Frecuencia (Hz)
Den
sida
d E
spec
tral
(cm
/seg
)
sismo 40 sismo 35 sismo 121
Envolvente Zona 1a (0 - 5 Km)
-1
-0,5
0
0,5
1
0 5 10 15 20 25
Tiempo (s)
Am
plitu
d N
orm
aliz
ada
sismo 40 sismo 121 envolvente
20 30Distancia (km)
(c). Perfil B - B'
-20
-15
-10
-5
0
Prof
undi
dad
(km
)
0 5 10 15 20
Profundidad (km)
(b). Perfil A - A'
20
30
40
Dis
tanc
ia (
km)
Figura 1. Zona 1. (a) Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (E-W) perpendicular al trazode la Falla Córdoba. (d) Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
4.3
4.4
4.5
4.6
Latit
ud N
ort
e
CALARCÁARMENIA
MONTENEGRO
C Ó R D O B A
CIRCASIA
CAIC
MIN 2
G U A 2
RIB2C C A L
C U Q U
V I V E
Rio
La
Vie
ja
F. L
a Te
baid
a
Fal la
San
Jer
onim
o
A
A'
B'
0 - 5 km
5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1km
(a) (d)
(e)
Score: 73.1% Calidad: 81%
Az Dip Rake 20 50 125
Mecanismo focal Zona 2a Mecanismo Focal Zona 2b
Store: 68.8% Calidad: 67.2%
Az Dip Rake 212 88.6 -125
Envolvente Zona 2a (0 - 10 Km)
-1
-0,5
0
0,5
1
0 5 10 15 20Tiempo (s)
Am
plitu
d N
orm
aliz
ada
sismo 131 sismo 126sismo 130 sismo 134envolvente
Espectro de Fourier Zona 2a (0 - 10 Km)
0,00
0,00
0,01
0,10
1,00
0 1 10 100Frecuencia (Hz)
Den
sida
d E
spec
tral
(cm
/seg
)
sismo 126 sismo 134 sismo 131
sismo 130 sismo 148 sismo 150
Espectro de Fourier Zona 2b ( 10 - 20 Km)
0,00
0,00
0,01
0,10
1,00
0 1 10 100Frecuencia (Hz)
Den
sida
d E
spec
tral
(cm
/seg
)
sismo 28 sismo 96 sismo 138sismo 127 sismo 87
Envolvente Zona 2b (10 - 20 Km)
-1
-0,5
0
0,5
1
0 5 10 15 20Tiempo (s)
Am
plitu
d N
orm
aliz
ada
sismo 28 sismo 87 sismo 127
sismo 138 sismo 96 envolvente
Zona 2a
Zona 2b
20 30
Distancia (km)
(c). Perfil B - B'
-20
-15
-10
-5
0
Prof
undid
ad (k
m)
0 5 10 15 20
Profundidad (km)
(b). Perfil A - A'
20
30
40
Dis
tanc
ia (
km)
Figura 2. Zona 2: (a) Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (E-W)perpendicular al trazo de la Falla Córdoba. (d) Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
4.3
4.4
4.5
4.6
Latit
ud N
orte
C A L A R C ÁARMENIA
MONTENEGRO
CÓRDOBA
CIRCASIA
CAIC
MIN 2
G U A 2
RIB2CCAL
CUQU
VIVE
Rio
La
Vie
j a
F. L
a Te
bai d
a
Fal la
San
Jer
onim
o
A
A'
B'
0 - 5 km
5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1 km
Figura 3. Zona 3a: (a) Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (E-W) perpendicular al trazo de la Falla Córdoba. (d) Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
(a)
(d)
(e)Score: 62.8%Calidad: 60.6%
Az Dip Rake303.9 50.2 -113.5
Espectro de Fourier Zona 3a (0 -1 0 Km)
0.00
0.00
0.01
0.10
1.00
0 1 10 100Frecuencia (Hz)
De
nsi
da
d E
spe
ctra
l (c
m/s
eg
)
sismo 152 sismo 90 sismo 84
Envolvente Zona 3a (0 - 10 Km)
-1
-0.5
0
0.5
1
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sismo 84 sismo 90 sismo 152 envolvente
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Profundidad (km)
b. Perfil A - A'
30
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20 30Distancia (Km)
c. Perfil B - B'
-20
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-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
4.3
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0 - 5 km
5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1 km
Figura 4. Zona 3bc: (a) Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (E-W) perpendicular al trazode la Falla Córdoba, (d). Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
(d)
(e)Score: 69.6%Calidad: 66.4%
Az Dip Rake196.6 66.2 108
Espectro de Fourier Zona 3bc (10 - 15 Km)
0.00
0.00
0.01
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10.00
0 1 10 100Frecuencia (Hz)
Den
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)
sismo 17 sismo 71 sismo 141 sismo 147
Envolvente Zona 3bc (10 - 15 Km)
-1
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sismo 17 sismo71 sismo141sismo 147 envolvente
0 5 10 15 20
Profundidad (km)
(b). Perfil A - A'
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Distancia (km)
(c). Perfil B - B'
-20
-15
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(a)
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
4.3
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0 - 5 km
5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1 km
Figura 5. Zona 3d: (a) Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (E-W) perpendicular al trazode la Falla Córdoba. (d). Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
(d)
(e)
Score: 61.6%Calidad: 70.2%
Az Dip Rake347.8 38.1 -17.8
Espectro de Fourier Zona 3d (10 - 15 Km)
0.00
0.00
0.01
0.10
1.00
0 1 10 100Frecuencia (Hz)
Den
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)
sismo 51 sismo 97 sismo 101
sismo 135 sismo 173
Envolvente Zona 3d (10 - 15 Km)
-1
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0 5 10 15 20Tiempo (s)
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0 5 10 1 5 20
Profundidad (km)
3. Perfil A - A'
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Distancia (km)
2. Perfil B - B'
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-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
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5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1 km
(a)
Figura 6. Zona 3e: (a) Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (E-W)nperpendicular al trazo de la Falla Córdoba. (d) Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
(d)
(e)Score: 64.6%Calidad: 63%
Az Dip Rake206.6 80 60.5
Espectro de Fourier Zona 3e (10 - 15 Km)
0.00
0.00
0.01
0.10
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10.00
0 1 10 100Frecuencia (Hz)
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sismo 24 sismo 43 sismo 52 sismo 72sismo 95 sismo 98 sismo 113 sismo 140sismo 142 sismo 166 sismo 172
Envolvente Zona 3e (10 - 15 Km)
-1.0
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0.5
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sismo 24 sismo 43 sismo 52 sismo 72sismo 95 sismo 113 sismo 140 sismo 166sismo 172 envolvente
0 5 10 15 20
Profundidad (km)
(b). Perfil A - A'
30
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km)
20 30
Distancia (km)
(c). Perfil B - B'
-20
-15
-10
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m)
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
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5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1 km
(a)
Figura 7. Zona 3f: (a) Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (E-W) perpendicular al trazo de la Falla Córdoba. (d) Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
(d)
(e)Score: 66.7%Calidad: 75.9%
Az Dip Rake200 90 50
Espectro Zona 3f (15 - 20)
0.00
0.00
0.01
0.10
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0 1 10 100Frecuencia (Hz)
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sismo 48 sismo 136 sismo 132 sismo 65sismo 64 sismo 61 sismo 153 sismo 105sismo 74 sismo 70
Envolvente Zona 3f (15 - 20 Km)
-1
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0.5
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0 5 10 15 20Tiempo (s)
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sismo 48 sismo 61 sismo 64 sismo 65sismo 70 sismo 74 sismo 98 sismo 105sismo 132 sismo 136 sismo 153 envolvente
0 5 10 15 20
Profundidad (km)
(c). Perfil A - A'
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20 30
Distancia (km)
(b). Perfil B - B'
-20
-15
-10
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m)
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
4.3
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10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1km
(a)
Figura 8. Zona 3g: (a) Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (E-W) perpendicular al trazode la Falla Córdoba. (d) Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
(d)
(e)
Score: 70.7% Calidad: 77.2%
Az Dip Rake 200.7 84.4 62.3
Espectro de Fourier Zona 3g (15 -20 Km)
0.00
0.00
0.01
0.10
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0 1 10 100Frecuencia (Hz)
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sismo 47 sismo 39 sismo 32sismo 117 sismo 112 sismo 91
Envolvente Zona 3g (15 -20 Km)
-1
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0 5 10 15 20Tiempo (s)
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0 5 10 15 20
Profundidad (km)
3. Perfil A - A'
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Distancia (km)
2. Perfil B - B'
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Longitud Oeste
4.3
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0 - 5 km
5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1 km
Figura 9. Zona 4-5: (a) Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (E-W) perpendicular al trazode la Falla Córdoba. (d) Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
(a)
(d)
(e)
Score: 65.3% Calidad: 61.9%
Az Dip Rake 11.8 72 -19.6
Espectro de Fourier Zona 45
0,000
0,001
0,010
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1,000
0 1 10 100Frecuencia (Hz)
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)
sismo 26 sismo 41 sismo 42sismo 62 sismo 88 sismo 89sismo 111 sismo 137 sismo 169
Envolvente Zona 45 (0 - 20 Km)
-1
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Tiempo (s)
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sismo 41 sismo 42 sismo 62sismo 88 sismo 26 sismo 89sismo 111 sismo 137 sismo 169envolvente
0 5 10 15 20
Profundidad (km)
(b). Perfil A - A'
20
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km)
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Distancia (km)
(c). Perfil B - B'
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-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
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5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1 km
Figura 10. Zona 6a: (a) Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (E-W) perpendicular al trazo de la Falla Córdoba. (d) Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
(d)
(e)
Az Dip Rake 345.2 65.5 11.2
Score: 70.8% Calidad: 70.2%
Espectro de Fourier Zona 6a (10 -15 Km)
0,000
0,001
0,010
0,100
1,000
0 1 10 100Frecuencia (Hz)
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sismo 9 sismo 145sismo 144 sismo 115sismo 106 sismo 92
Envolvente Zona 6a (10 -15 Km)
-1
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0 5 10 15 20Tiempo (s)
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0 5 10 15 20
Profundidad (km)
(b). Perfil A - A'
20
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15 20 25 30
Distancia (km)
(c). Perfil B - B'
-20
-15
-10
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(km
)
(a)
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
4.3
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4.5
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0 - 5 km
5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1 km
Figura 11. Zona 6b: (a). Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (E-W) perpendicular al trazo de la Falla Córdoba. (d) Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
(e)
(d)
Az Dip Rake 22.2 51.5 117.2
Score: 75.6% Calidad: 78.5%
Espectro de Fourier Zona 6 b (15 - 20Km)
0,001
0,010
0,100
1,000
10,000
0 1 10 100
Frecuencia (Hz)
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sismo 46 sismo 55
Envolvente Zona 6b (15 -20 Km)
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0 5 10 15 20
Profundidad (km)
(b). Perfil A - A'
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Distancia (km)
(c). Perfil B - B'
-15
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Longitud Oeste
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5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1 km
Figura 12. Zona 6c: (a) Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (NS) perpendicular al trazo de la Falla Córdoba. (d) Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
(d)
(e)
Az Dip Rake 10 87.5 -47.2
Score: 64.8% Calidad: 76.8%
Envolvente Zona 6c (15 - 20Km)
-1
-0,5
0
0,5
1
0 5 10 15 20Tiempo (s)
Am
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sismo 11 sismo 33 sismo 50 sismo 66 envolvente
Espectro de Fourier Zona 6c (15 - 20 Km)
0,00
0,00
0,01
0,10
1,00
10,00
0 1 10 100Frecuencia (Hz)
Den
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m/s
eg)
sismo 10 sismo 11 sismo 33 sismo 50sismo 66 sismo 68
0 5 10 1 5 20
Profundidad (Km)
(c). Perfil A - A'
20
30
40
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m)
20 30Distancia (Km)
(c). Perfil B - B'
-20
-15
-10
-5
0
Prof
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(Km
)
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
4.3
4.4
4.5
4.6
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0 - 5 km
5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1 km
Figura 13. Zona 7: (a) Vista en planta. (b) Perfil (NS) longitudinal al trazo de la Falla Córdoba. (c) Perfil (E-W) perpendicular al trazode la Falla Córdoba. (d) Envolvente de forma de onda y espectros de frecuencia. (e) Mecanismo focal compuesto.
(d)
(e)
Az Dip Rake 187.1 64 -61
Score: 81% Calidad: 93%
Espectro de Fourier Zona 7
0,00
0,00
0,01
0,10
1,00
0 1 10 100Frecuencia (Hz)
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sismo 75 sismo 67
Envolvente Zona 7
-1
-0,5
0
0,5
1
0 5 10 15 20Tiempo (s)
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sismo 76 sismo 67 envolvente
0 5 10 1 5 20
Profundidad (km)
(b). Perfil A - A'
20
30
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Dis
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m)
20 30Distancia (km)
(c). Perfil B - B'
-20
-15
-10
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Prof
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m)
(a)
-75.9 -75.8 -75.7 -75.6 -75.5
Longitud Oeste
4.3
4.4
4.5
4.6
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CIRCASIA
0 - 5 km
5 - 10 km
10 - 15 km
15 - 20 km
>20 km
Profundidad del Sismo
0 5.55 11.1 km
ANEXO E
CATÁLOGO DE SISMOS (CALIDAD A Y B)
N° FECHA HORA ORIG LAT LONG PROF MAG NO GAP DMIN RMS ERH ERZ QM 1 990202 626 47,69 4,47 -75,69 -17,09 2,54 6 137 11,9 0,05 0,7 0,9 B1 2 990208 1519 46,72 4,43 -75,69 -9,00 2,33 7 158 5,1 0,07 0,7 0,7 B1 3 990209 39 38,41 4,40 -75,67 -12,81 2,49 7 161 5,9 0,02 0,2 0,3 B1 4 990209 1021 13,84 4,43 -75,68 -12,73 2,15 9 117 6,8 0,1 0,9 0,9 B1 5 990209 1041 51,92 4,39 -75,68 -8,28 2,27 10 134 4,5 0,08 0,5 1,2 B1 6 990209 1539 45,35 4,45 -75,67 -12,06 2,17 9 144 10,8 0,08 0,6 1,2 B1 7 990209 1729 54,15 4,39 -75,67 -14,88 2,11 9 135 5,8 0,07 0,7 0,8 B1 8 990209 1835 30,69 4,41 -75,67 -16,79 2,06 6 140 7,1 0,04 0,6 1 B1 9 990209 1911 19,26 4,40 -75,68 -10,43 2,06 8 158 5,1 0,08 0,9 0,6 B1 10 990209 2143 27,18 4,40 -75,68 -17,95 2,41 11 129 6 0,09 0,9 0,9 B1 11 990209 2152 55,04 4,39 -75,67 -17,10 2,20 12 140 1,3 0,07 0,6 0,7 B1 12 990210 41 31,42 4,42 -75,68 -14,83 2,13 10 139 4,4 0,05 0,5 0,5 B1 13 990210 1159 52,74 4,44 -75,66 -13,68 2,00 9 137 5,1 0,07 0,6 1 B1 14 990210 1304 16,02 4,44 -75,66 -17,15 2,15 12 121 4,7 0,11 0,7 1,1 B1 15 990210 1518 39,04 4,43 -75,67 -14,44 2,03 8 139 6,8 0,04 0,8 0,9 B1 16 990210 1904 4,46 4,40 -75,68 -9,17 2,09 13 118 2,7 0,11 0,7 0,5 B1 17 990211 1010 10,24 4,46 -75,67 -13,95 2,99 15 101 7,8 0,07 0,4 0,4 B1 18 990212 931 37,1 4,40 -75,64 -7,12 2,03 7 177 9,3 0,05 0,5 1,4 B1 19 990212 1434 33,72 4,47 -75,67 -12,07 2,19 9 149 6,1 0,09 0,8 1,2 B1 20 990212 1436 51,25 4,51 -75,69 -2,30 2,22 8 171 14,3 0,07 0,5 0,7 B1 21 990212 2242 8,96 4,44 -75,67 -12,95 2,00 10 120 5,4 0,1 0,7 1,4 B1 22 990213 1118 26,35 4,44 -75,66 -13,88 2,02 9 123 4,1 0,15 1,1 2,4 B1 23 990213 1332 7,2 4,45 -75,65 -3,73 2,06 8 123 11,3 0,04 0,3 0,5 B1 24 990214 726 43,18 4,46 -75,66 -11,67 2,55 11 106 4,9 0,09 0,6 0,7 B1 25 990214 758 0,76 4,41 -75,78 -12,16 2,22 8 134 8,2 0,05 0,7 1,2 B1 26 990214 2048 26,82 4,43 -75,64 -12,75 2,38 12 132 8,4 0,15 0,8 1,7 B1 27 990214 2050 12,56 4,45 -75,66 -17,39 2,00 7 135 11,1 0,16 1,9 3,5 B1 28 990215 1053 14,36 4,46 -75,68 -15,93 2,00 11 153 10,9 0,13 0,8 1,5 B1 29 990216 1218 37,73 4,45 -75,68 -15,14 2,45 11 147 6,3 0,07 0,6 0,6 B1 30 990216 1317 47,78 4,38 -75,71 -14,97 2,82 7 136 2,2 0,03 0,6 0,7 B1 31 990218 1937 44,7 4,49 -75,67 -17,00 2,38 10 153 6,6 0,07 0,6 0,9 B1 32 990219 954 14,78 4,44 -75,66 -17,84 2,93 10 127 4,5 0,09 1 1,1 B1
N° FECHA HORA ORIG LAT LONG PROF MAG NO GAP DMIN RMS ERH ERZ QM 33 990219 1732 55,8 4,39 -75,68 -16,89 2,08 9 138 4,8 0,07 0,8 0,7 B1 34 990220 233 53,5 4,44 -75,68 -18,07 2,38 12 127 6,8 0,11 1 0,9 B1 35 990220 1332 32,94 4,51 -75,72 -3,76 2,49 10 158 7,3 0,07 0,5 0,6 B1 36 990221 527 9,91 4,48 -75,69 -12,00 4,07 6 163 13,1 0,04 0,5 1,5 B1 37 990221 635 59,38 4,33 -75,72 -12,57 2,19 10 125 1,3 0,09 1,1 0,9 B1 38 990221 1005 18,78 4,44 -75,68 -16,91 2,17 12 97 7 0,09 0,7 0,6 B1 39 990221 1009 2,53 4,43 -75,67 -17,08 2,44 13 119 4,7 0,11 0,8 0,8 B1 40 990221 1336 25,28 4,54 -75,72 -3,20 2,49 10 179 9,2 0,09 0,5 0,8 B1 41 990221 1813 20,63 4,43 -75,65 -12,41 2,42 9 131 3,7 0,11 0,9 1,3 B1 42 990222 1047 16,37 4,43 -75,65 -15,61 2,17 7 132 3,7 0,07 0,8 1,1 B1 43 990222 1050 58,63 4,47 -75,66 -14,54 2,00 7 112 4,7 0,16 1,7 2,5 B1 44 990223 142 11,92 4,43 -75,65 -16,73 2,70 8 129 4,1 0,09 1,1 1,5 B1 45 990223 237 43,23 4,40 -75,68 -13,96 2,07 9 141 5,2 0,08 0,7 0,9 B1 46 990223 1637 30,85 4,40 -75,66 -18,09 2,93 10 140 6,9 0,09 0,7 0,9 B1 47 990223 2151 0,05 4,45 -75,67 -15,12 2,06 12 113 5,2 0,08 0,4 0,6 B1 48 990223 2325 53,03 4,44 -75,65 -15,46 2,32 14 133 4,1 0,14 1 1 B1 49 990224 105 54,95 4,40 -75,67 -17,60 2,00 14 138 2,4 0,1 0,7 0,6 B1 50 990224 333 11,15 4,40 -75,67 -17,74 2,74 12 134 2,8 0,07 0,7 0,5 B1 51 990224 1206 53,91 4,45 -75,65 -14,91 2,73 15 122 3,2 0,09 0,5 0,6 B1 52 990224 1531 33,59 4,44 -75,67 -13,66 2,38 12 120 5,3 0,11 0,7 0,6 B1 53 990224 2016 16,27 4,42 -75,67 -15,24 2,00 10 149 6,6 0,07 0,5 0,7 B1 54 990225 531 47,86 4,39 -75,71 -15,38 2,02 8 152 3,2 0,05 0,8 0,5 B1 55 990225 1539 38,4 4,38 -75,66 -15,95 4,35 7 179 9,5 0,05 0,6 1,3 B1 56 990226 558 46,83 4,43 -75,67 -10,68 3,09 9 123 5,7 0,07 0,6 1 B1 57 990227 1934 45,75 4,49 -75,66 -8,21 2,00 7 106 13,2 0,1 0,8 4,1 B1 58 990227 2235 42,84 4,45 -75,67 -14,87 2,33 13 127 7 0,1 0,6 0,8 B1 59 990228 421 4,85 4,44 -75,66 -17,59 2,27 10 134 10,4 0,11 0,8 1,5 B1 60 990228 959 33,63 4,42 -75,66 -12,46 2,08 6 151 9 0,09 1 1,9 B1 61 990301 512 0,7 4,44 -75,66 -17,80 2,33 11 124 10,5 0,08 0,5 0,9 B1 62 990301 1138 16,54 4,45 -75,65 -16,01 2,06 12 122 6,6 0,06 0,4 0,5 B1 63 990301 1939 53,89 4,45 -75,65 -12,53 2,00 6 124 11,4 0,02 0,2 1,1 B1 64 990302 3 42,34 4,43 -75,66 -17,45 2,17 11 125 6 0,05 0,4 0,6 B1
N° DATE HORA ORIG LAT LONG PROF MAG NO GAP DMIN RMS ERH ERZ QM 65 990302 121 13,34 4,42 -75,66 -17,04 2,27 9 133 4,6 0,05 0,4 0,5 B1 66 990302 742 13,23 4,39 -75,67 -17,14 3,26 12 142 1,9 0,07 0,5 0,6 B1 67 990302 1228 38,34 4,40 -75,64 -4,00 2,00 8 148 9,5 0,07 0,9 1,6 B1 68 990302 2305 40,17 4,41 -75,68 -18,00 2,21 6 150 6 0,02 0,3 0,6 B1 69 990303 457 52,56 4,45 -75,66 -0,76 2,00 6 123 11 0,05 0,5 1,7 B1 70 990303 2203 51,77 4,45 -75,65 -15,02 2,22 8 124 7,3 0,07 0,6 1 B1 71 990304 36 42,64 4,42 -75,68 -10,77 2,10 8 121 7,2 0,11 1 2,5 B1 72 990306 324 33,1 4,44 -75,64 -14,71 3,43 7 132 7,6 0,1 1,4 2,5 B1 73 990307 1945 56,79 4,42 -75,64 -4,37 2,20 6 144 10,4 0,06 0,3 0,5 B1 74 990308 1211 42,89 4,44 -75,66 -15,48 2,67 15 124 6,4 0,08 0,5 0,5 B1 75 990309 1049 40,29 4,40 -75,64 -3,46 2,17 9 147 9 0,06 0,4 0,6 B1 76 990310 1226 35,76 4,39 -75,66 -1,87 2,07 10 143 6,3 0,07 0,3 0,7 B1 77 990311 2011 4,19 4,46 -75,65 -14,75 2,82 7 137 3,3 0,07 0,8 1,3 B1 78 990311 1504 20,18 4,39 -75,68 -13,19 2,06 7 134 9 0,07 0,8 1,1 B1 79 990313 330 28,9 4,44 -75,68 -17,00 2,53 8 115 6,9 0,13 1,2 2,5 B1 80 990313 741 2,8 4,44 -75,68 -12,00 2,45 7 126 7,2 0,08 0,8 1,5 B1 81 990313 1025 59,64 4,47 -75,66 -9,83 2,48 8 95 5 0,09 0,7 1,4 B1 82 990313 1444 44 4,45 -75,66 -8,15 2,17 7 120 12,4 0,06 0,5 1,9 B1 83 990313 2337 17,65 4,41 -75,67 -8,05 2,38 8 130 6,6 0,07 0,7 2,3 B1 84 990314 616 52,22 4,43 -75,66 -3,46 2,16 6 125 9,6 0,12 1,2 1,6 B1 85 990315 1550 20,93 4,43 -75,64 -9,47 2,22 7 132 3,5 0,05 0,5 1,9 B1 86 990316 1543 1,14 4,43 -75,68 0,00 2,20 7 167 7,9 0,07 0,7 0,5 B1 87 990316 2028 39,01 4,46 -75,69 -10,70 2,06 6 121 10,8 0,17 1,9 2,9 B1 88 990316 1109 29,17 4,45 -75,65 -14,54 2,09 8 118 3,1 0,08 1,1 1,3 B1 89 990317 1710 3,23 4,47 -75,64 -11,68 2,32 8 119 8,8 0,05 0,4 0,8 B1 90 990318 527 58,84 4,44 -75,66 -3,71 2,25 6 135 10,3 0,07 0,6 0,9 B1 91 990319 233 10,68 4,43 -75,67 -15,82 2,33 7 136 5,9 0,03 0,4 0,5 B1 92 990319 1028 57,21 4,40 -75,67 -10,05 2,30 6 133 8,3 0,06 0,8 1,6 B1 93 990320 1815 52,88 4,52 -75,62 -8,87 2,07 7 96 1,3 0,07 0,7 0,8 B1 94 990322 2016 8,17 4,50 -75,60 -0,78 2,09 7 111 5,4 0,08 0,4 0,4 B1 95 990322 2243 39,19 4,45 -75,66 -10,40 2,33 13 117 4,6 0,07 0,3 0,6 B1 96 990323 9 3,15 4,48 -75,70 -16,06 2,12 15 79 8,7 0,12 0,6 0,8 A1
N° DATE HORA ORIG LAT LONG PROF MAG NO GAP DMIN RMS ERH ERZ QM 97 990323 157 22,27 4,42 -75,66 -14,80 2,17 14 134 5,8 0,09 0,5 0,7 B1 98 990323 356 57,59 4,43 -75,65 -15,82 3,41 9 132 4,9 0,06 0,5 0,9 B1 99 990325 712 20,63 4,38 -75,69 -4,62 2,87 8 130 7,7 0,09 0,8 0,7 B1 100 990325 706 57,87 4,41 -75,67 -13,54 2,27 7 129 7,8 0,07 0,9 1,2 B1 101 990326 140 48,73 4,43 -75,65 -11,56 2,58 10 131 4,2 0,08 0,6 1,3 B1 102 990326 1249 45,86 4,38 -75,73 -12,87 2,42 9 87 7,4 0,08 0,7 1,9 A1 103 990326 2202 57,08 4,46 -75,65 -9,43 2,22 13 101 3,9 0,08 0,4 0,8 B1 104 990327 553 46,78 4,47 -75,67 -13,26 1,99 12 90 6,1 0,09 0,5 1 A1 105 990327 713 21,4 4,45 -75,65 -15,44 2,06 10 116 3,2 0,09 0,7 0,8 B1 106 990327 1249 6,3 4,40 -75,68 -10,71 2,42 9 129 5,8 0,05 0,5 0,8 B1 107 990328 933 25,88 4,46 -75,62 -13,26 1,86 10 83 1 0,07 0,5 0,5 A1 108 990330 1843 10,34 4,47 -75,64 -18,78 3,69 9 89 2,5 0,07 0,7 1 A1 109 990331 300 11,51 4,42 -75,66 -16,31 2,14 11 133 8,3 0,07 0,5 0,9 B1 110 990406 1840 5,46 4,42 -75,69 -14,13 2,90 6 160 6,8 0,02 0,8 1 B 111 990408 235 10,84 4,45 -75,64 -15,85 2,18 6 155 2 0,13 0,8 1,5 B1 112 990408 1018 40,23 4,45 -75,66 -15,30 2,25 7 124 4,8 0,1 1,1 1,6 B1 113 990409 232 7,64 4,45 -75,66 -10,06 2,39 7 132 4,8 0,08 0,7 1 B1 114 990410 2322 56,48 4,48 -75,66 -4,41 2,23 8 121 9,2 0,11 0,7 0,8 B1 115 990410 2339 42,22 4,40 -75,67 -12,50 2,11 7 163 6,8 0,07 0,7 1,1 B1 116 990415 849 1,09 4,44 -75,65 -14,62 2,18 9 155 3 0,08 0,9 0,7 B1 117 990429 906 0,91 4,45 -75,66 -15,72 2,36 7 138 4,1 0,02 0,4 0,4 B1 118 990501 1445 45,46 4,45 -75,64 -21,63 2,01 6 126 1,9 0,06 1,1 1,2 B1 119 990503 619 25,48 4,40 -75,66 -17,16 2,11 7 177 7,4 0,06 1 1,2 B1 120 990503 506 26,86 4,45 -75,65 -13,41 2,11 8 116 3,5 0,03 0,3 0,4 B1 121 990505 2205 12,56 4,52 -75,70 -1,22 2,46 7 121 11,1 0,02 0,2 0,2 B1 122 990507 2247 48,99 4,46 -75,62 -19,26 2,67 7 165 0,6 0,08 1 1,3 B1 123 990510 518 54,48 4,45 -75,67 -12,98 2,20 9 143 5,8 0,06 0,5 0,5 B1 124 990513 330 1,81 4,43 -75,66 -10,40 2,18 6 180 5 0,06 1 0,9 B1 125 990513 1431 15,94 4,47 -75,68 -9,03 2,79 7 97 6,4 0,09 0,8 2,2 B1 126 990516 613 23,19 4,45 -75,69 -8,76 2,67 8 118 7,4 0,08 0,7 1,6 B1 127 990516 650 2,46 4,46 -75,69 -12,96 2,81 7 112 7,1 0,07 0,7 1 B1 128 990516 1344 39,02 4,50 -75,73 -10,57 2,16 7 123 11,2 0,14 1,6 2,2 B1
N° DATE HORA ORIG LAT LONG PROF MAG NO GAP DMIN RMS ERH ERZ QM 129 990516 1945 29,71 4,44 -75,70 0,00 2,05 10 124 8,1 0,27 1,8 2,1 B1 130 990519 23 44,09 4,45 -75,69 -0,67 2,25 8 119 7,8 0,11 0,7 0,8 B1 131 990520 1250 26,44 4,45 -75,70 -0,50 2,04 9 110 8,2 0,29 1,5 1,6 B1 132 990522 1627 12,14 4,44 -75,65 -19,72 2,17 6 162 3,9 0,01 0,3 0,3 B1 133 990523 547 41,8 4,51 -75,72 -11,65 2,67 8 124 10,7 0,07 0,9 0,8 B1 134 990523 550 59,41 4,45 -75,69 -0,46 2,14 9 122 7,5 0,27 1,5 1,8 B1 135 990523 907 3,35 4,44 -75,65 -14,64 2,19 8 155 3,8 0,09 0,9 1,3 B1 136 990529 1325 9,01 4,44 -75,65 -19,99 2,39 6 161 3,4 0,05 1 1,1 B1 137 990602 1325 35,92 4,45 -75,64 -14,04 2,53 6 176 2 0,03 0,6 0,9 B1 138 990603 947 5,02 4,46 -75,68 -13,70 2,89 8 109 6,9 0,04 0,4 0,4 B1 139 990603 1028 54,96 4,45 -75,66 -13,59 2,46 6 131 4,5 0,04 0,5 0,7 B1 140 990614 24 41,37 4,43 -75,67 -10,37 2,53 6 168 5,9 0,03 0,5 0,7 B1 141 990629 158 28,52 4,42 -75,67 -14,27 3,93 8 151 7 0,05 0,8 0,7 B1 142 990703 547 12,18 4,46 -75,67 -14,03 2,01 7 161 5 0,03 0,9 0,4 B1 143 990703 656 26,91 4,43 -75,67 -14,20 2,74 9 150 5,7 0,04 0,5 0,3 B1 144 990703 957 9,75 4,38 -75,68 -12,56 2,25 9 139 5,4 0,05 0,5 0,5 B1 145 990703 1830 48,53 4,39 -75,67 -14,53 2,39 11 137 6 0,05 0,6 0,5 B1 146 990720 918 53,27 4,41 -75,69 -10,51 2,67 6 165 6,1 0,04 0,7 1,1 B1 147 990725 1720 46,24 4,46 -75,68 -13,34 2,36 7 118 6,6 0,06 0,7 1,3 B1 148 990726 2028 26,95 4,47 -75,69 -1,40 2,53 7 130 7,7 0,24 1,5 3,9 B1 149 990726 2036 47,61 4,44 -75,66 -11,50 2,60 7 153 4,8 0,07 0,8 0,9 B1 150 990729 2324 1,93 4,44 -75,70 0,00 2,74 8 121 7,9 0,22 1,5 1,3 B1 151 990730 56 46,73 4,43 -75,68 -6,43 2,07 6 143 7 0,06 0,2 0,5 B1 152 990730 1545 33,38 4,44 -75,66 -7,58 1,99 7 155 4,7 0,06 0,7 1,3 B1 153 990731 1043 20,17 4,43 -75,66 -15,04 2,18 6 178 4,9 0,03 0,6 0,5 B1 154 990801 1117 0,59 4,39 -75,66 -15,92 2,72 7 179 7,1 0,06 0,8 1,4 B1 155 990802 1644 36,86 4,43 -75,67 -12,32 1,99 6 167 5,7 0,02 0,4 0,4 B1 156 990802 1818 53,87 4,46 -75,68 -13,60 2,04 6 134 6,4 0,06 1,1 1,3 B1 157 990804 1419 35,84 4,46 -75,68 -13,74 2,60 8 106 6,2 0,05 0,5 0,8 B1 158 990804 1425 7 4,44 -75,65 -13,34 2,50 10 127 4 0,08 0,5 0,8 B1 159 990804 1457 48,05 4,43 -75,66 -9,64 2,64 7 127 5,1 0,08 0,8 1,2 B1 160 990826 1612 6,81 4,42 -75,63 -12,25 2,00 10 169 9,9 0,12 0,8 1,1 B1
N° DATE HORA ORIG LAT LONG PROF MAG NO GAP DMIN RMS ERH ERZ QM 161 990925 1947 16,6 4,44 -75,62 -16,51 3,26 7 139 1,7 0,04 0,6 0,6 B1 162 991013 442 32,98 4,35 -75,67 -0,81 2,18 6 175 6 0,06 0,2 0,2 B1 163 991013 1310 55,54 4,32 -75,68 -6,67 4,12 7 111 3,6 0,07 0,9 0,8 B1 164 991017 1658 6,62 4,36 -75,65 -9,49 1,98 7 176 8,5 0,05 0,9 0,9 B1 165 991021 1600 34,43 4,44 -75,60 -3,11 2,95 6 133 2,4 0,07 1,8 1,6 B1 166 991022 46 19,71 4,45 -75,66 -12,82 4,10 10 162 4,7 0,08 0,9 0,7 B1 167 991022 1840 46,05 4,44 -75,65 -14,60 2,06 7 168 3 0,03 0,6 0,4 B1 168 991022 1842 32,69 4,44 -75,62 -14,84 1,98 7 140 2,1 0,06 0,8 0,6 B1 169 991025 2117 28,82 4,46 -75,63 -19,32 2,05 7 154 5,9 0,06 0,9 0,6 B1 170 991109 1702 24,85 4,43 -75,59 -1,02 3,29 7 126 4,6 0,12 1,1 1 B1 171 107 2100 9,47 4,37 -75,76 -13,40 2,48 8 142 4,2 0,04 0,3 0,6 B1 172 119 257 30,53 4,42 -75,66 -12,47 2,13 8 177 5,8 0,06 0,6 0,5 B1 173 131 2017 26,35 4,46 -75,65 -11,29 2,20 9 129 2,8 0,08 0,6 0,7 B1