Los espectrogramas . Parte III. Ruido

Los espectrogramas sísmicos son herramientas útiles ya que permiten de un sólo vistazo reconocer la ocurrencia de terremotos o señales de origen volcánico. Sin embargo, también pueden llevar a error mal interpretados ya que los sismómetros registran todo tipo de ruidos antrópicos (de origen humano) o naturales. Ya habíamos definido que significan los espectrogramas aquí y como se ven los terremotos y otras señales de origen volcánico aquí.  Ahora vamos a definir los tipos de ruido que podemos encontrar.

1. Ruidos de origen natural

Nos referimos aquí a todos aquellas señales generadas por fenómenos naturales que no tienen que ver con terremotos ni señales de origen volcánico. 

Mar y viento

Las olas del mar generan ruido sísmico al golpear la costa que en el caso de las estaciones de Canarias es siempre visible a una frecuencia de entre 0.3 y 1.5 Hz. Es esa franja que se ve en la mayoría de los espectrogramas a baja frecuencia. En el caso de condiciones meteorológicas adversas se puede intensificar esa señal como se observa en el siguiente espectrograma diario. Hay que tener cuidado de no confundir estas señales con un tremor de origen volcánico.
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En el caso del viento, el ruido generado puede ser de frecuencias bajas pero en algunos casos de frecuencias medias (hasta 10 Hz) sobretodo si el sismómetro se encuentra cerca de la superficie. Tal es el caso siguiente en que mostramos dos días de espectrogramas en los que aumenta paulatinamente el ruido originado por el viento en la isla de El Hierro:

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Para no confundirlo con una señal de tremor, hay que recordar que tal señal sería vista en varias estaciones con una variación de amplitud comparable. En el caso del viento al ser un ruido aleatorio se observarían variaciones distintas en cada estación.

Riadas

Aunque lo habitual es que las estaciones no se encuentren cerca de cauces de barrancos la estación de La Palma TBT está situada en el Barranco de las Angustias. En ocasiones cuando las trombas de agua son fuertes pueden generar riadas visibles claramente en el espectrograma como una señal dominada por las frecuencias medias y bajas. No hay que confundir estas señales con un tremor volcánico aunque son sencillas de diferenciar ya que la riada sólo es visible en la estación más cercana a la fuente del ruido. Aquí tenemos un ejemplo de una riada durante las lluvias de marzo de 2013 en La Palma:

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Desprendimientos

Cuando se producen desprendimientos importantes cerca de estaciones sísmicas es posible observarlos en el espectrograma. Normalmente viene como un ruido de frecuencias medias y bajas de duración dependiente del desprendimiento. Se puede llegar a ver en varias estaciones y no hay que confundirlo con señales de tipo LP ni terremotos regionales. Aquí tenemos un ejemplo de como se vió el desprendimiento de parte del Mirador de Bascos en la isla de El Hierro en Noviembre de 2015:

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Rayos 

En ocasiones cuando se produce una tormenta eléctrica se observan los rayos como marcas en el espectrograma en forma de líneas verticales similares a terremotos débiles. Esto se debe a las ondas sónicas en el rango de los infrasonidos que llegan hasta las estaciones sísmicas. Un ejemplo lo vemos en el siguiente espectrograma

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Viendo un espectrograma individual es difícil distinguir la señal que deja un rayo de un terremoto. Para ello se deben revisar otras estaciones sísmicas para comprobar la no coincidencia de las señales en el tiempo (cosa que sí ocurriría con un terremoto). Otra forma de saber si cabe la posibilidad de que se trate de rayos es comprobar la web http://www.aemet.es/es/eltiempo/observacion/rayos?w=1 donde se puede ver la observación de rayos en Canarias. Tormentas como la de la imagen siguiente generaron rayos tales que se observaron en estaciones de las islas occidentales a pesar de estar alejadas 200 km de la tormenta:

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2. Ruidos de origen antrópico

Nos referimos al ruido generado por la actividad humana. Las Islas Canarias en general tienen una densidad alta de población lo que hace en ocasiones difícil poder instalar estaciones sísmicas lo suficientemente alejadas de estas fuentes de ruido. A esto se suma el difícil acceso que tienen las zonas realmente alejadas de los pueblos donde resulta muy costoso desplegar y mantener una estación sísmica.

En general, este ruido antrópico se observa en frecuencias por encima de 1 Hz hasta los 25 Hz. La cantidad de ruido observada en cada estación dependerá de la distancia a los pueblos y ciudades y del tamaño de estas poblaciones. Además, se detectan durante un horario definido entre las 7 y las 22 horas (cuando la actividad humana es mayor). En algunas estaciones se observan señales monocromáticas (de frecuencia constante) que suelen estar relacionadas con las turbinas de las centrales eléctricas. Seguidamente observamos un espectrograma diario de una estación en Gran Canaria donde se observa estos ruidos.

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Seguidamente mostramos algunos ejemplos concretos de ruidos antrópicos muy característicos:

Coches

Los vehículos a motor suelen generar un espectro característico. Este ruido suele ser de frecuencias por encima de 5 Hz y tener una duración en función de la cercanía del camino. En el caso de la estación de CCAN hay un camino cerca por el que ocasionalmente pasan coches. Este ejemplo muestra como el vehículo además se para durante un minuto para luego continuar:

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Obras 

Cuando se realizan obras con maquinaria pesada a distancias de pocos cientos de metros o algún km de las estaciones sísmicas se puede reflejar en los espectrogramas. Estos ruidos dependen mucho del tipo de maquinaria y la distancia pero puede observarse en todas las frecuencias e incluso confundirse con enjambres de terremotos VT. Aquí se observa un espectrograma diario (izquierda) y otro horario (derecha) de MACI en el que se observan obras:

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Para distinguir obras de terremotos basta con fijarse por ejemplo en las horas a las que se producen las señales, que si son obras siempre serán en horario de trabajo. Además la forma de la onda nunca se parecerá a la de un terremoto y en el caso de obra sólo será visible en la estación sísmica cercana y no en otras. Por otro lado, si se produjera un enjambre se observarían al menos una parte de esos terremotos localizados en la web del IGN.

Aviones

En ocasiones los aviones, sobretodo si rompen la barrera del sonido, pueden generar señales confundibles con terremotos locales. En ese caso hay que tener en cuenta que el sismograma sería con forma de huso (amplitud creciente y luego decreciente) y que además no coincidirían en tiempo en varias estaciones de la misma isla. Aquí tenemos algún ejemplo de paso de aviones supersónicos:

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Explosiones

Las explosiones (detonaciones en grandes desmontes, túneles u otras obras) pueden generar señales similares a los terremotos locales. Estos eventos incluso pueden ser localizadas. No hay una manera clara de diferenciarlas con el espectrograma, pero si observamos estas señales varios días a horas similares debemos dudar de su origen natural. En ocasiones pueden ser confundidas con terremotos e incluso aparecer en el catálogo pero normalmente se revisa en pocas horas y son reconocidos como antrópicos. Aquí mostramos un ejemplo detectado en Tenerife.explosionccan_2016-05-12_12-13_sp

La Central hidroeólica de El Hierro

Tanto la construcción como el funcionamiento de la Central Hidroeólica de El Hierro ha generado bastante ruido visible en la estación sísmica de CTIG. Hoy en día, su funcionamiento supone el movimiento de turbinas mediante la caída de agua sumado a 4 grandes aerogeneradores. Debido a que todo ello se encuentra a una distancia corta de la estación, se genera el ruido que se observa a continuación en los espectrogramas diarios:

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3. Otras señales

Aquí nos referimos a señales originadas en la propia estación, ya sean por problemas electrónicos o de comunicación. 

Centrado del sensor

En ocasiones, los sensores de banda ancha (sensibles a frecuencias de entre 0.01 y 100 Hz) sufren de deriva de las masas. Esto significa que la masa que registra el movimiento del terreno se va desplazando de su centro y requiere de un centrado electrónico que se hace a distancia. Cuando esto ocurre se ven unas señales muy características tanto en sismograma como en espectrograma. El siguiente es un ejemplo:

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Spikes

Los spikes o picos se pueden dar por pequeños fallos electrónicos o por repentinos cortes de señal muy cortos. Cuando esto ocurre se observa un pico en el sismograma y una señal vertical en el espectrograma que no debe ser confundida con un terremoto. Se suele reconocer porque la señal vertical es de color continuo y pq en el sismograma se ve un pico y posterior parte plana.

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Cortes de comunicación

En ocasiones, por alguna razón u otra, se produce un corte en las comunicaciones de la estación sísmica. Cuando son largos, los datos no se recuperan y se observa un mínimo continuo y parejo en el espectrograma que significa que todos esos datos son ceros.

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Cortes de la señal del sismómetro

En otras ocasiones lo que se observaba era una señal muy tenue en el espectrograma. Esto se debe a un corte en la conexión con el sensor sísmico y aunque se reciben datos son simplemente el ruido electrónico. Estas cosas ya no suelen pasar pero en las antiguas estaciones analógicas era algo más habitual. En el siguiente espectrograma diario se observa un pequeño corte de comunicación entre las 3:00 y las 4:00 y un corte del sensor sísmico a partir de las 19:30.

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Visitas a la estación

Cuando se hacen visitas de mantenimiento en las estaciones sísmicas se puede observar mucho ruido debido a las pisadas, apertura de puertas etc. Se suelen observar señales muy fuertes en forma de spikes o de huso (aumento y disminución de la amplitud) que muestran en varias frecuencias. Para diferenciarlos estos ruidos no se observan en ninguna estación más con lo que son fácilmente reconocibles. Mostramos dos ejemplos debajo. En el primero se observa la llegada de un vehículo y luego ruidos fuertes producidos por pisadas en la estación sísmica CNOR. De hecho corresponde a la instalación de un magnetómetro cerca de esa estación sísmica. En el segundo se observa la apertura de la puerta de la cueva donde se encuentra instalada EOSO.

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Los espectrogramas. Parte II: Terremotos y señales de origen volcánico

Los espectrogramas sísmicos son herramientas útiles ya que permiten de un sólo vistazo reconocer la ocurrencia de terremotos o señales de origen volcánico. Sin embargo, también pueden llevar a error mal interpretados ya que los sismómetros registran todo tipo de ruidos antrópicos (de origen humano) o naturales (leer más). Ya habíamos definido que significan los espectrogramas aquí. Vamos a definir como se ven los terremotos y otras señales de origen volcánico.

Terremotos

Debemos diferenciar entre terremotos locales, regionales o telesismos. Según la distancia a la que ocurra la forma en el espectrograma es diferente. 

Terremotos locales

Se considera terremoto local si se produce a una distancia de la estación sísmica de 300 km o menos. En este caso, la señal que se observa en los espectrogramas del IGN (de 0 a 15 Hz) es una línea vertical ya que los terremotos generan vibraciones en un amplio rango de espectro. El grosor de la línea dependerá de su duración y magnitud.

Si el terremoto es de cierta magnitud (mayor que 3) lo normal es que se vea en casi todas las estaciones de Canarias. Por ejemplo el terremoto de mag 3.9 del 30 de Oct de 2016 al Este de Tenerife. Aquí se muestra el sismograma y espectrogramas desde varias islas:

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Sismograma del terremoto de mag 3.9 del 30 de Nov de 2016

En el sismograma se observa la forma esperable de un terremoto con una primera llegada impulsiva que luego decrece (onda P) y un segundo crecimiento (onda S) que decae con el tiempo (coda). Por lo tanto no sólo hay que mirar el espectrograma sino que a veces el sismograma nos puede dar pistas de que tipo de señal se trata.

Si el terremoto es de poca magnitud la línea es más tenue como se ve en el siguiente espectrograma que muestra 3 pequeños terremotos (magnitud 0.5) en el interior de Tenerife.

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Hay que tener cuidado de no confundir los terremotos con otras señales de ruido antrópico o natural (leer más). Los terremotos suelen ser visibles desde varias estaciones y tienen una señal características. Lo normal es que todos estos terremotos locales en Canarias estén localizados y se pueda consultar en la web del IGN (aquí). Sin embargo, no todos los terremotos pueden ser localizados ya que requieren ser vistos en 3 estaciones sísmicas con cierta calidad por lo que en ocasiones terremotos muy débiles quedan sin localizar. Si quieres saber como se localizan los terremotos pincha aquí.

Terremotos regionales

ridge-ccan_2008-09-10_13-14_sp Son aquellos terremotos producidos a una distancia entre 300 y 1000 km de la estación. Para empezar, las ondas internas del terremoto llegan a frecuencias más bajas y tiene una mayor duración. Esto se debe a que las dispersión de las ondas en el interior de la Tierra es mayor para frecuencias de vibración altas. Además en el caso de Canarias, lo habitual es que estos eventos se produzcan en la dorsal atlántica, activa tectónicamente y que separa continuamente las placas americanas de la euroasiatica y africana. Por tanto, son terremotos submarinos, lo cual produce ondas T. Las ondas T (o terciarias) son las ondas que llegan después de las P y S (más info sobre las P y S aquí). Estas ondas son consecuencia de la interacción de las ondas del terremoto con el agua, generando una onda sónica que se propaga canalizada en una capa de agua (SOFAR) en torno a los 1200 m de profundidad a la velocidad del sonido en el agua (1.5 km/s). En el siguiente espectrograma se ve un terremoto de este tipo donde se observa primero las ondas internas y luego la onda T.

 

Sin embargo, lo normal es que sólo observemos la onda T que puede llegar más lejos debido a su menor dispersión. Es lo que se observa en el siguiente espectrograma. Para reconocer que se trata de una onda T hay que considerar que se suele ver en distintas islas cosa que no ocurriría si fuera una señal de origen local.
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Telesismos

Todo aquel terremoto a una distancia de más de 1000 km de la estación se considera telesismo. Cualquier terremoto de magnitud mayor de 7 en cualquier lugar del mundo se puede observar desde las estaciones sísmicas de Canarias. El sismograma muestra una serie de peculiaridades con una onda de muy largo periodo y que puede durar incluso un par de horas desde la primera llegada. Estas son las ondas superficiales que se producen por la interacción de las ondas internas con la superficie del planeta y que son las causantes de los daños en las proximidades del terremoto. El siguiente es un terremoto de magnitud 7 en Nueva Zelanda. El espectrograma (diario) muestra ondas de muy baja frecuencia pero gran amplitud y duración.

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Señales sismovolcánicas

Terremotos volcano-tectónicos (VT)

Son terremotos producidos por la actividad volcánica. Vistos desde un espectrograma son indistinguibles de los terremotos de origen tectónico. Se observan líneas verticales que abarcan todas las frecuencias. Aunque son indistinguibles individualmente se puede reconocer que son de origen volcánico ya que suelen venir en forma de enjambres de cierta duración y cuyos eventos tienen magnitud parecida. Durante la crisis de El Hierro se localizaron cientos de eventos al día de este tipo como se ve en el siguiente espectrograma. 

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Finalmente debemos definir lo que se considera un enjambre sísmico significativo. Que se produzcan 3 o 4 terremotos en un intervalo de horas o incluso minutos no debe considerarse enjambre. No hay una definición exacta pero a partir de 10 terremotos seguidos sí podría definirse así. Los terremotos VT asociados directamente al movimiento de magma aparecen en forma de enjambres de muchos terremotos mientras que eventos VT aislados en el interior de las islas pueden ser debidos a otras causas relacionadas con la presencia de volcanes pero no directamente con movimientos de magma, como pueden ser alteraciones en el sistema hidrotermal, descargas y cargas de acuíferos, asentamiento de material, etc. Islas como Tenerife generan en su interior cientos de microsismos al año sin aparente relación directa con movimientos de magma. El objeto del proyecto MultiTeide es en parte estudiar a fondo las causas de esta actividad.

Eventos de Largo-Periodo (LP)

Los eventos de largo periodo (LP) son eventos parecidos a terremotos (de segundos de duración) pero de frecuencia más baja (entre 1 y 5 Hz). Estos eventos están asociados al movimiento de fluidos (gases, magma o agua) en el interior de la Tierra. Suelen estar asociados a actividad volcánica de volcanes con cámaras magmáticas someras (Teide, Etna, etc..). En Canarias no hemos observado estas señales desde que hay registro digital de datos sísmicos. El siguiente es un ejemplo en otro volcán (La duración del espectrograma es de un minuto).

Para diferenciarlo de las ondas T de terremotos regionales hay que tener en cuenta que lo normal es que estos eventos no se observen en otras islas como sí suele ocurrir con las ondas T.

Tremor

Es una señal continua de cierta intensidad que puede durar desde minutos a meses. Las frecuencias de vibración del tremor van desde menos de 1 Hz hasta más de 10 Hz, aunque rara vez sale de ese rango. Esta señal viene asociada con movimiento de magma cerca de la superficie. Puede preceder a erupciones de volcanes con cámaras someras, donde suele ser un tremor armónico de frecuencia variable.En el caso de erupciones basálticas (El Hierro, La Reunión) de magmas profundos es raro que el tremor preceda a la erupción y cuando esta comienza es un tremor más caótico sin frecuencias estrechas. El siguiente espectrograma diario muestra el inicio del tremor durante la erupción de El Hierro.chie_2011-10-10_sp

Hay que recordar que una señal de tremor sería detectable desde varias estaciones y que no debe ser confundida con señales de ruido locales y sólo detectadas en una estación.

¿Cómo se localizan los terremotos?

La localización de los terremotos es una de las misiones más importantes de la sismología en general y en concreto de la sismología volcánica. Para comprender como se localizan los terremotos primero debemos entender los tipos de ondas que existen y como se propagan. Seguidamente y para ilustrar cómo se localizan los terremotos, explicaremos la técnica gráfica de localización. 

Tipos de ondas sísmicas

Cuando ocurre un terremoto se generan ondas sísmicas que se propagan por el interior de la Tierra desde el foco hasta las estaciones sísmicas donde se detectan. Principalmente existen dos tipos de ondas sísmicas internas, las P y las S.

Las ondas P o primarias son ondas compresionales o longitudinales. Esto significa que la onda se propaga en la dirección de la vibración. Un ejemplo similar son las ondas sonoras. Se llaman primarias porque son las primeras en llegar ya que su velocidad de propagación es mayor. Para entenderlo mejor si suponemos que cada punto es una partícula del medio, la siguiente animación muestra como se propaga la onda.

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Las ondas S o secundarias son ondas transversales en las que el desplazamiento del terreno es perpendicular a la dirección de propagación de la onda. Un símil sería una onda que se propaga en una cuerda. Se llama secundaria porque siempre llega más tarde que la onda P. La velocidad de propagación es aproximadamente un 60% la velocidad de la onda P. Para entenderla, la siguiente animación muestra el desplazamiento de las partículas y de la onda.

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Además hay que tener en cuenta que la velocidad de las ondas varía con la profundidad normalmente de forma creciente. Estas variaciones hacen que el rayo de la onda sísmica se curve y por tanto no sigue una trayectoria recta desde el terremoto hasta la estación. La siguiente animación muestra los sismogramas de un terremoto visto en distintas estaciones de una Red Sísmica.

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Se observan las llegadas de las ondas P seguidas de las ondas S en cada estación tardando más tiempo cuanto más lejos se encuentra la estación del terremoto. Además la forma de la onda es distinta vista en cada estación debido a diversos factores incluyendo el diferente camino de recorrido de las ondas y el mecanismo focal del terremoto.

Técnica de localización gráfica

Esta es una primera aproximación de como se localizan los terremotos. Para ello, primero medimos en cada estación el momento de la llegada de la onda P y S. Seguidamente, a partir del modelo de tiempos de llegada de las ondas P y S obtenemos una curva teórica que relaciona esa diferencia de tiempo medida con la distancia. Seguidamente mostramos las curvas teóricas de P y S para Canarias para un terremoto superficial:

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Una vez obtenida la distancia del terremoto a la estación sísmica se dibuja en el mapa una circunferencia de radio esa distancia y centrado en la estación. Si repetimos el proceso con varias estaciones, el punto donde todas las circunferencias se crucen será la localización del epicentro del terremoto.  Esto se puede ver en la siguiente animación en la que mostramos como se haría para un terremoto en el interior de Tenerife. En ella hemos supuesto para calcular la distancia un factor multiplicativo al tiempo igual a 8 para el modelo de Canarias independiente de cuanto sea la diferencia de tiempo ya que las curvas teóricas son rectas.

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Finalmente, si quisiéramos calcular la profundidad tendríamos que ir probando distintas curvas teóricas de diferencia de tiempo calculadas para cada profundidad buscando la que mejor se ajuste. Aquí tenemos un ejemplo de curvas teóricas para un terremoto a profundidad 10 km en Canarias. En este caso el factor multiplicativo de la diferencia de tiempo ya no es el mismo para todas las distancias debido a que no son líneas rectas:

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Técnica de localización numérica

Esta técnica es la que se emplea habitualmente y es algo más compleja de explicar. La base del método es resolver las ecuaciones que relacionan los tiempos de llegada de las distintas ondas sísmicas a cada estación con la distancia del terremoto a esa estación. Estas ecuaciones dependen del modelo de velocidades que usemos y se deben resolver de forma iterativa ya que no tienen solución directa.

Como el modelo de velocidades es una aproximación, la solución nunca ajusta perfectamente con las observaciones generando un error que depende de varios factores:

  • La geometría de la red. Siempre será más preciso localizar eventos rodeados de estaciones sísmicas que eventos fuera de la red (por ejemplo cuando caen fuera de las islas)
  • El número de estaciones y por tanto de observaciones. Sin embargo, llega un punto que por más estaciones que tengamos el error producido por el modelo de velocidades es mayor.
  • Lo heterogéneo del modelo real de velocidades. Debido a que las Islas Canarias son volcánicas y se han formada “capa sobre capa” hay importantes heterogeneidades laterales de velocidad que no se tienen en cuenta en el modelo usado para el cálculo.

Con esto los errores en las localizaciones de los terremotos de Canarias suelen ser de más de 1 km, llegando a ser en muchos casos de 3 a 5 km en horizontal e incluso mayor en vertical. Hay por tanto que tener en cuenta que obtener las localizaciones requieren de cálculos complejos que nunca son 100% precisos y que pueden ser revisados con el tiempo. En el caso de la Red Sísmica Nacional del IGN la localización se hace en tiempo real por observadores que trabajan a turnos las 24 horas del día. Normalmente durante la siguiente semana se hacen revisiones para mejorar la localización. En ocasiones se pueden hacer estudios que modificando el modelo de velocidades o las técnicas de cálculo pueden mejorar la localización. Tal es el caso de las técnicas de relocalización que por ejemplo se han aplicado a la sismicidad de Tenerife en 2004 o la de El Hierro en 2011

Los espectrogramas. Parte I: Empecemos con lo básico

ccan_2010-01-21_21-22Desde el año 2007, el grupo de vulcanología del IGN viene publicando los datos sísmicos en forma de sismogramas y espectrogramas (como se puede consultar aquí) de una estación en cada una de las Islas Canarias. Sin embargo, todavía nos preguntan sobre los espectrogramas y cómo interpretarlos. En esta serie de entradas trataremos de aclarar algunas dudas.

Para empezar el sismograma (como en la figura de la izquierda) representa la evolución de las vibraciones del suelo detectadas por cierta estación sísmica (en este caso CCAN). En todo momento se observan vibraciones que son producidas en su mayoría por ruidos naturales. Cuando ocurre un terremoto con cierta magnitud puede verse un aumento claro en las vibraciones con una forma determinada, dependiendo de su magnitud, distancia a la estación, etc….

Hasta aquí todo sencillo. Pero si miramos al espectrograma (como el que vemos debajo de estas líneas) observamos otras señales en una imagen coloreada. Claramente, el terremoto es esa línea vertical en el minuto 14. Pero ¿qué es realmente un espectrograma? Aquí tenemos un ejemplo:

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La transf. de Fourier relaciona una función en el dominio del tiempo (rojo), con una función en el dominio de la frec. (azul). Fuente: Wikipedia

Un espectrograma es una imagen que muestra la evolución temporal del espectro de una señal (sísmica en este caso). Y de aquí nos puede surgir la pregunta de qué es un espectro. Pues de forma sencilla la transformada de Fourier nos dice que cualquier señal (función en el dominio del tiempo) puede descomponerse en una serie funciones periódicas –oscilaciones de frecuencia constante– cada una con una frecuencia y amplitud distintas. Si representamos la frecuencia y amplitud obtenemos el espectro (función en el dominio de la frecuencia) que nos dice cuales son las frecuencias dominantes de esa señal (ver figura a la derecha). Con lo cual, el espectrograma nos permite conocer como evolucionan las frecuencias que dominan una señal.

La gran ventaja de los espectrogramas es que nos permiten detectar señales que sólo con el sismograma sería complicado ver sin más tratamiento.

¿Cómo se construye el espectrograma? Se hace un espectro de un trozo de señal (por ejemplo el primer minuto) y se añade al lado el espectro del siguiente trozo de señal (el segundo minuto) y así sucesivamente se forma una imagen de como evoluciona el espectro, o sea como evolucionan las frecuencias dominantes.

Con el siguiente ejemplo se verá más claro. Imaginemos que tenemos una señal sísmica sintética de 15 segundos de duración como en la siguiente figura:

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El sismograma sintético está compuesta por 3 señales. La primera (primeros 5 segundos) oscila 1 vez por segundo y tiene amplitud 1. La segunda, oscila 2 veces por segundo y tiene amplitud 2. Finalmente la tercera (últimos 5 segundos) oscila 4 veces por segundo y tiene amplitud 3. Si generamos el espectrograma obtendremos una imagen como se ve debajo:

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Los colores azules del espectrograma corresponden a la mínima amplitud y asciende hasta el rojo que representa a la máxima (escala a la derecha). El eje X representa la evolución en el tiempo y el eje Y la frecuencia de oscilación. Se observa como la primera señal sólo genera amplitud a 1 Hz (1 oscilación por segundo), la segunda sólo la genera a 2 Hz (2 oscilaciones por segundo) y la tercera a 4 Hz, como cabía esperar. Además la de mayor amplitud (la tercera) se observa de color rojo ya que su señal originaria era también la de mayor amplitud. Si ahora añadimos un poco de ruido a la señal:

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Observamos como el sismograma sigue mostrando las oscilaciones algo tapadas por el ruido. Mientras, en el espectrograma se siguen viendo claramente las líneas horizontales. Finalmente, si añadimos mucho ruido:

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Ya no somos capaces de distinguir nada en el sismograma. Sin embargo, en el espectrograma se siguen observando con claridad las señales originales. Con esto demostramos la gran importancia que tiene el espectrograma como herramienta para un análisis inicial de las señales sísmicas.

Finalmente decir que los espectrogramas tienen muchas más utilidades aparte de en sismología. Por ejemplo para estudiar el sonido. En esta web puedes ver ejemplos de como se ve el espectrograma de distintos sonidos: https://academo.org/demos/spectrum-analyzer/

Instalados un array sísmico y 4 magnetómetros en el entorno del Teide

arrayEsta semana han quedado instalado en Tenerife el grueso de la instrumentación planeada en el proyecto MultiTeide: un array sísmico y 4 magnetómetros.

Un array o antena sísmica, consiste en una red de sismómetros separados en este caso por distancias entre 60 y 200 m que permiten localizar eventos sísmicos que con una red convencional sería imposible. Este tipo de instrumentación se utiliza para localizar señales de tremor, eventos de Largo-Periodo o señales antrópicas. En todos estos casos al carecer de fases sísmicas son imposibles de localizar de forma convencional.

Los magnetómetros permiten medir pequeñas variaciones en el campo magnético. La Tierra posee un campo magnético natural pero puede verse afectado por muchos fenómenos, desde la lenta variación secular (el campo de la Tierra varía a lo largo de los años) hasta las violentas tormentas solares que afectan a nuestra ionosfera. Además, podrían producirse pequeñas variaciones del campo producidas por cambios en un sistema volcánico (ejemplos aquí), que es lo que se pretende observar con esta instrumentación. 

A esto se añaden las dos estaciones sísmicas instaladas la semana pasada y la campaña de medida en el cráter que ha finalizado con éxito tras tomar cientos de medidas de temperatura, CO2 difuso y potencial espontáneo.

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Magnetómetro

¿Qué elementos componen una estación de vigilancia volcánica?

Estación

Tanto la vigilancia volcánica, como los estudios científicos en volcanes requieren en muchos casos de estaciones de medida de ciertos parámetros, como pueden ser la deformación, la sismicidad o los gases. Con ciertas excepciones, estos aparatos se suelen situar alejados de poblaciones y de la actividad humana, por lo que deben ser autónomos y robustos para que se mantengan en funcionamiento el mayor tiempo posible. Esto puede ser complicado en entornos agresivos como suelen ser los volcanes, ya sea por la propia actividad volcánica, como por las condiciones meteorológicas.

En cualquier estación de medida se pueden encontrar la siguiente instrumentación:

1. Un sensor: aparato que mide cierto parámetro relacionado con la actividad volcánica y lo transforma en señal eléctrica (variaciones de voltaje). Por ejemplo, un sismómetro, que mide las vibraciones del terreno, o un inclinómetro que mide el ángulo de inclinación del suelo. 

2. Un digitalizador (ej en el círculo verde en la foto): aparato que transforma las mediciones (que los sensores leen en forma de señal eléctrica) en números para que podamos analizar los datos con programas informáticos. Hay ocasiones en las que sensor y digitalizador están embutidos en un sólo aparato o en el caso de sísmica están separados. En ocasiones por cuestiones económicas o por falta de soluciones comerciales, los digitalizadores se diseñan por los propios ingenieros del centro como es el caso del IGN que viene desarrollando diferentes sistemas de adquisición desde hace 10 años (Moure et al., 2015).

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Sismómetros en la Estación de MACI

3. Un sistema de alimentación autónomo que en nuestro caso incluye batería (en la elipse azul en la foto) y panel solar. Esta parte puede ser compleja en algunas zonas debido a la escasas horas de sol durante el invierno. Siempre se debe calcular el peor de los casos y sobredimensionarlo para que la estación aguante funcionando las 24 horas al día. 

4. Un sistema de comunicaciones. Algo de suma importancia si se quiere obtener los datos en tiempo real, lo cual es imprescindible para la vigilancia volcánica. Estos sistemas pueden incluir enlaces wifi a otros puntos con conexión, comunicación 3G (en el círculo rojo en la foto), comunicación por satélite, etc… En muchos casos esta es la mayor fuente de consumo eléctrico y que obliga al uso de varios paneles solares.

Además hay que tener en cuenta el uso de estructuras o construcciones que protejan la instrumentación de las inclemencias del tiempo y a su vez del vandalismo que desgraciadamente ocurre de vez en cuando.

Muchas veces el mayor coste de un sistema de vigilancia volcánica no es la instrumentación en sí, sino el ponerla en funcionamiento y  mantenerla a lo largo de los años, debido a que requiere un seguimiento continuo.

¿Cuanto se puede tardar en montan una estación?

Depende, puede ir desde varias semanas como ocurrió en la estación sísmica de MACI, debido a su complejidad y magnitud, hasta unas horas, como es el caso de una estación sísmica que estuvo en funcionamiento de forma provisional entre 2009 y 2012:

Esta semana se han instalado dos nuevas estaciones sísmicas en el entorno del Teide

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Estación sísmica al Norte del Teide

El IGN ha instalado dos nuevas estaciones sísmicas en el entorno del complejo Teide-Pico Viejo. La primera el lunes en el entorno de Vilaflor y el jueves en la zona Norte del Teide. Si bien la segunda estación estaba prevista dentro del proyecto Multiteide la primera fue instalada en respuesta a la actividad vokcánica del domingo. Ambas estaciones se encuentran en funcionamiento y transmitiendo en tiempo real sus datos a través de comunicación 3G. Los datos obtenidos serán de gran ayuda para completar los estudios del proyecto MultiTeide.

La próxima semana habrá más novedades instrumentales en el proyecto.

Nueva estación sísmica instalada en Vilaflor

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Estación Sísmica

En respuesta al enjambre sísmico del domingo hoy se ha instalado una estación sísmica en Vilaflor, aprovechando instrumentación del proyecto Multiteide. Ya envía datos en tiempo real al centro de análisis. Hay que tener en cuenta que los eventos localizados el domingo eran de magnitud muy baja y con esta estación esperamos mejorar la detectabilidad de la Red.

La estación servirá además para completar los datos sísmicos que mejorarán la calidad de este proyecto