Análisis y aplicaciones del ruido sísmico en México, golfo de México y Caribe: Tomografía de ondas superficiales Rayleigh y Love
Resumen Abstract Índice Conclusiones
Beatriz Gaite Castrillo
2014-A
En esta tesis se obtienen mapas de velocidad de grupo y de fase de las ondas superficiales Rayleigh y Love y de onda S (vs) en la región que incluye a México, el golfo de México y el Caribe. Los modelos de velocidad de ondas superficiales se han calculado utilizando dos métodos diferentes, tomografía a partir de ruido sísmico (ANT, las siglas en inglés de ambient noise tomograhy) y tomografía a partir de terremotos. El modelo de vs se ha calculado invirtiendo curvas de dispersión de ondas Rayleigh entre 10 y 150 s de periodo obtenidas de combinar los resultados de ANT y de tomografía de terremotos. El modelo cortical y de manto superior alcanza los 80 km de profundidad, tiene una resolución vertical de capas de 5 km de espesor y horizontal de 250 km en México continental y de 500 km en el golfo de México, el Caribe y Centroamérica.
Una de las innovaciones de este trabajo, frente a tomografías de ondas superficiales previas en la zona es que combina la tomografía de ondas superficiales tradicional con una metodología reciente en sismología, ANT.
Lo que diferencia ambos métodos es la fuente que genera las ondas superficiales. En el caso de la tomografía tradicional las fuentes son los terremotos o las explosiones y la velocidad medida corresponde a una onda que se propaga desde el epicentro o lugar de detonación hasta la estación. En el caso de ANT la fuente es el ruido sísmico (i.e., el registro sísmico continuo libre de terremotos), la velocidad de la onda superficial se extrae de la correlación del registro de ruido entre dos sensores y corresponde a una onda que se propaga desde un sensor y se registra en otro. De este modo en ANT cada sensor actúa como una fuente virtual y las trayectorias de las ondas corresponden a la distancia entre las estaciones.
La extracción de ondas superficiales a partir de la correlación de ruido sísmico es un método novedoso, se aplicó por primera vez en sismología en el año 2005. Las tomografías de ondas superficiales basadas en esta metodología han obtenido resultados satisfactorios en diferentes partes de la Tierra, tanto a escalas locales como regionales. De la correlación de ruido ambiente se obtienen curvas de dispersión en periodos cortos, raramente alcanzables a partir de terremotos, debido a la facilidad para obtener trayectorias más cortas entre sensores que entre epicentro-sensor. Con esto, la unión de las curvas de dispersión de ondas superficiales obtenidas a partir de ruido sísmico y a partir de terremotos contiene un rango más amplio de periodos y, por lo tanto, se pueden generar imágenes de velocidad de onda S del subsuelo en una mayor variedad de profundidades. En concreto, al utilizar tomografía de ondas superficiales a partir de ruido sísmico se obtiene información sobre la velocidad de estructuras corticales superficiales, que no se logra con la tomografía de terremotos.
Otra aportación de este trabajo frente estudios regionales de tomografía previos es que se han utilizado datos sísmicos de banda ancha provenientes de diversas redes que ofrecen una cobertura de trayectorias densa en la región. Los datos utilizados provienen de la red nacional de México (IG), de redes instaladas recientemente (en el momento de la recopilación de los datos utilizados) que mejoran la cobertura de rayos en el Caribe y en el Golfo de México (e.g., red del Caribe, CU) y de experimentos temporales que aumentan la densidad de instrumentos en regiones donde hay escasez de estaciones permanentes (e.g., NARS en Baja California, TA USArray en el sur de EE.UU.). La cobertura de estaciones se completa con estaciones de redes globales (e.g., G, GE, II, IU) y otras redes nacionales (e.g., US de EEUU).
Los 36 meses de registro continuo y el casi centenar de estaciones utilizadas permiten obtener curvas de dispersión de calidad a partir de correlaciones de ruido ambiente y una densidad de trayectorias adecuada para generar mapas de velocidad de grupo y de fase de ondas Rayleigh entre 8 y 50 s y Love entre 8 y 20 s, con 250 km de resolución horizontal en México.
Los más de 80 terremotos analizados dan lugar a mapas de velocidad de grupo de ondas Rayleigh y Love desde 20 hasta 150 s con 500 km de resolución en toda la región de estudio.
Las curvas de dispersión de velocidad de grupo de ondas Rayleigh obtenidas de ANT y de tomografía a partir de terremotos se comparan y se combinan para obtener un rango más amplio de frecuencias. En el cálculo de velocidad de onda S se invierten velocidades de grupo combinadas desde 8 hasta 150 s y de fase entre 8 y 50 s de periodo, de ondas Rayleigh. La velocidad de las ondas superficiales en este rango de frecuencias es sensible a velocidades de la onda S a profundidades que abarcan desde los primeros kilómetros de corteza hasta, aproximadamente, 80 km de profundidad. La velocidad de grupo (combinada de los resultados provenientes de ANT y de tomografía a partir de terremotos) y la de fase (obtenida de ANT) se invierten simultáneamente con el algoritmo de minimización global Simulated Annealing para obtener un modelo en tres dimensiones de vS de la corteza y manto superior de México, el golfo de México y el Caribe.
Los resultados de tomografía presentados en este trabajo contribuyen a tener una imagen sísmica de la estructura cortical y del manto superior más detallada que los estudios previos regionales y, al mismo tiempo, representa una visión completa de estudios locales en el área.
This thesis presents a 3D shear wave velocity model of Mexico, gulf of Mexico and the Caribbean obtained from surface-wave velocities. The surface-wave velocities are computed with two different methods: A recent one, ambient noise tomography (ANT) and the commonly used, earthquake’s tomography.
ANT allows measuring surface-wave velocities at shorter periods than earthquake based tomography. One of the innovations of this research, in comparison with previous surface-wave tomography studies on this region, is the combination of earthquake’s tomography with ANT results. Another is the independent measurements of group and phase velocities. These combinations cover a wide range of periods that allows imaging shear wave velocity from the crust to the upper mantle.
Another novelty of this study is the use of the broadband seismic network of Mexico that increases the path coverage, therefore enhances the resolution relative to previous studies, reveals new crustal characteristics and offers a whole seismic image of the area.
The 3D shear-wave velocity model is computed inverting jointly group and phase velocity of Rayleigh waves. The group dispersion curve is the combination of ANT and earthquake’s tomography results from 10 to 100 s period. The phase velocity comes from ANT results and covers from 10 to 50 s. The crustal and upper-mantle shear velocity model computed is sensitive to 80 km depth and to layers of 5 km thickness. It has a horizontal resolution of 250 km on continental Mexico and 500 km on the gulf of Mexico and the Caribbean.
The results presented in this thesis contribute to get a crustal and upper-mantle seismic image of the area with greater detail than previous regional studies and, at the same time, a whole image, partly disclosed from local experiments on the region.
Agradecimientos i
Lista de abreviaciones y anglicismos iii
Extended abstract v
Capítulo 1 Introducción
1.1Objetivos 2
1.2Motivación 4
1.3Marco tectónico de México, golfo de México y el Caribe 4
1.4Estudios previos de tomografía de ondas superficiales 6
1.5Datos 9
1.6Metodología 11
1.7Estructura de la memoria 13
Capítulo 2 Principios de interferometría sísmica
2.1A qué se llama ruido sísmico 15
2.2Contenido espectral del ruido sísmico 17
2.3Microsismo primario y secundario 20
2.4Relación entre campos de ondas aleatorios y la función de Green del medio 24
2.4.1Antecedentes 24
2.4.2Fundamento teórico 25
2.4.3El caso concreto del ruido sísmico y las ondas superficiales 28
2.5Ventajas e inconvenientes del uso del ruido sísmico frente a fuentes tradicionales 30
Capítulo 3 Cálculo de correlaciones de registros de ruido sísmico
3.1Extracción de ondas superficiales a partir de registros de ruido
sísmico: visión general 33
3.2Selección de datos 36
3.2.1Continuidad temporal 38
3.2.2Longitud del registro temporal 36
3.3Pre-procesado de registros continuos para el cálculo de las correlaciones cruzadas 40
3.3.1Extracción de los datos 41
3.3.2Reducción de la media y la pendiente 42
3.3.3Eliminación la respuesta del instrumento 42
3.3.4Corte de los extremos 43
3.3.5Decimación 44
3.3.6Normalización temporal 44
3.3.7Normalización espectral (blanqueo o whitening) 51
3.4Cálculo de correlaciones 52
3.4.1Apilado 56
3.4.2Correlación simétrica 57
3.4.3Determinación de la calidad de las correlaciones 58
3.4.3.4.3.1Observación de correlaciones mensuales 58
3.4.3.4.3.2Relación señal-ruido (SNR) 62
3.4.4Efecto de la longitud del registro en la calidad de las correlaciones 66
3.4.5Comparación de apilado lineal en el tiempo y apilado con coherencia
de la fase 68
3.5Cálculo de la función de Green 69
Capítulo 4 Obtención de curvas de dispersión
4.1Principales características de las ondas superficiales 77
4.2Cálculo de velocidades de dispersión: Método FTAN 81
4.2.1Velocidad de grupo a partir de correlaciones de ruido sísmico 82
4.2.2Velocidad de grupo a partir de terremotos 85
4.2.3Velocidad de fase 85
4.3Obtención de la velocidad de grupo a partir de la velocidad de fase 88
4.4Efecto de la longitud de los registros continuos en las curvas de dispersión 90
4.5Análisis de errores 92
4.5.1Estimación de la incertidumbre de las velocidades de correlaciones
de ruido sísmico 92
4.5.2Estabilidad espacial de las velocidades a partir de correlaciones
de ruido sísmico 94
4.5.3Sensibilidad de la velocidad de grupo ante errores de tiempo 95
4.5.4Efecto de diferencias en la localización 96
4.6Curvas de dispersión en diferentes regímenes tectónicos100
4.7Comparación de velocidades de grupo medidas en correlaciones y en terremotos103
Capítulo 5 Inversión de ondas superficiales para obtener vS: metodología
5.1Tomografía de ondas superficiales107
5.1.1Límites de la teoría de rayo110
5.1.2Criterios de selección de datos de entrada114
5.1.3Parámetros de suavizado119
5.1.4Resolución de la tomografía119
5.1.5Sensibilidad de la tomografía a la distribución de fuentes y receptores125
5.1.6Simulaciones128
5.2Inversión de las velocidades de grupo y de fase para obtener vs129
5.2.1Problema directo131
5.2.2Problema inverso133
5.2.3Calibración de la inversión139
5.2.4Parametrización del medio140
5.2.5Análisis de errores141
5.2.6Simulaciones de la inversión142
Capítulo 6 Tomografía de ondas superficiales en México, golfo de México y el Caribe: Resultados y discusión
6.1Tomografía de velocidad de fase y grupo a partir de ruido sísmico151
6.1.1ANT de ondas Rayleigh151
6.1.2ANT de ondas Love156
6.2Tomografía de velocidad de grupo de ondas Rayleigh y Love
a partir de terremotos159
6.3Modelo de velocidad de onda S162
6.3.1Combinación de medidas de dispersión162
6.3.2Sensibilidad del modelo de vS a cambios en la velocidad de grupo165
6.3.3Norma L2 y longitud del paso de búsqueda167
6.3.4Modelos 1D de velocidad de onda S170
6.3.5Mapas de velocidad de onda S173
6.3.6Perfiles en profundidad177
6.3.6.1.1.1Modelo vS de la placa de Norteamérica177
6.3.6.1.1.2Modelo vS de la placa Caribe183
Capítulo 7 Conclusiones 189
Bibliografía 195
En cada capítulo se han mostrado resultados y conclusiones específicos. En este se sintetizan las principales aportaciones de la tesis. Estas contribuciones hacen referencia tanto a la metodología del procesado de ruido sísmico, como a los resultados de su aplicación.
Respecto a la metodología, a partir de las técnicas de Bensen et al. (2007) para el procesado de ruido sísmico se han incorporado variaciones que aprovechan toda la señal de ruido, reducen el número de registros tratados e incrementan la calidad de las correlaciones (p.e., seleccionar tiempo extra en los registros, evitar registros con gaps, cortar los extremos afectados de tapering,…).
La metodología adoptada en este trabajo obtiene velocidades de ondas superficiales estables en el espacio y en el tiempo. Las formas de onda de correlaciones de trayectorias cercanas son similares y las velocidades de grupo y de fase medidas a partir de ellas son muy semejantes. Igualmente ocurre con las correlaciones de un mismo par de estaciones calculadas en diferentes periodos de tiempo.
Además se ha verificado la equivalencia entre la medida de velocidad de grupo a partir de las correlaciones y a partir de los registros de terremotos, para ondas Rayleigh y Love, mediante la comparación de las velocidades obtenidas de la correlación entre dos estaciones y del registro de un terremoto en una trayectoria similar.
En relación a la calidad de las correlaciones, se ha comprobado que el apilado con coherencia de la fase (Schimmel et al., 2010) mejora la proporción de señal coherente frente a la incoherente en la correlación respecto a la obtenida con un apilado lineal en el dominio de tiempo. Este tipo de apilado permite medir velocidades de ondas superficiales que con un apilado lineal no se identifican. Su aplicación resulta especialmente interesante en trayectorias que cruzan el golfo de México, donde las correlaciones apiladas linealmente no muestran en general buena SNR para identificar las velocidades de las ondas superficiales.
Por último se propone un método de control de calidad que permite detectar registros con errores mediante la revisión de una pequeña fracción del total de correlaciones. Se ha mostrado que la comparación de correlaciones apiladas en diferentes intervalos de tiempo entre pares de estaciones cercanas permite identificar correlaciones anómalas que pueden afectar a la medida de velocidad.
Respecto a los resultados, el método ANT ha permitido obtener mapas de velocidad de grupo y de fase de ondas Rayleigh (10-50 s) y Love (10-30 s) a partir de correlaciones cruzadas de ruido registrado durante dos años y medio en estaciones de banda ancha separadas desde 100 hasta 6000 km. La medida de los dos tipos de ondas y de velocidades, sensibles a variaciones de velocidad de la onda S a diferentes profundidades, ofrece información sobre la estructura sísmica desde la corteza superior hasta el manto superior.
Estos mapas presentan nueva información sobre la estructura cortical de todo México, con una resolución horizontal de 250 km. Las velocidades obtenidas para ambos tipos de ondas muestran distribuciones similares. A periodos entre 10 y 20 s las bajas velocidades coinciden con cuencas sedimentarias (e.g., desembocadura del Colorado, llanuras costeras del golfo de México), mientras que las altas velocidades corresponden a cordilleras (e.g., Sierra Madre Oriental, Occidental y del Sur). Algunas anomalías positivas de velocidad de fase (~10 s) y de grupo (~ 14 s) indican adelgazamiento cortical -como por ejemplo en la Provincia Extensional del Golfo- o de nueva corteza oceánica -como en el sur del golfo de California-.
Las velocidades de fase de ondas Rayleigh en los periodos largos (50 s) revelan características sísmicas del manto. En concreto se obtiene un contraste de velocidades en el continente americano con mayor detalle que los obtenidos hasta el momento con tomografía de ondas superficiales a partir de terremotos. En particular se observan bajas velocidades en el Basin and Range y en el norte y centro de México, y altas en el este de Estados Unidos (Grandes Llanuras y cuenca del Misisipi), en el istmo de Tehuantepec y en la plataforma de Yucatán.
A su vez la tomografía de velocidad de grupo de ondas Rayleigh y Love calculada a partir de terremotos ofrece información sobre la corteza inferior y el manto superior de México, golfo de México y Caribe con una resolución horizontal de 500 km. Esta resolución se debe a la buena cobertura de rayos obtenida en este trabajo, gracias en parte a las estaciones de la red de banda ancha de México, que aportan mayor densidad de trayectorias en la zona que los estudios previos. Los periodos más bajos (20–30 s) muestran características de la corteza del golfo de México y el Caribe que no se obtienen con ANT debido a la poca cobertura de rayos en estas zonas. Dos de los rasgos más destacables son: (1) las bajas velocidades en la parte oeste del golfo de México, asociadas a una gran potencia de sedimentos; y (2) las altas velocidades en el norte de las cuencas de Venezuela y Colombia, que sugieren una corteza más delgada que en el resto de la placa Caribe. A periodos más largos (≥ 80 s) la característica más llamativa es la diferencia entre las bajas velocidades en el margen tectónicamente activo del oeste de América y las altas velocidades del centro y este, correspondientes a la parte estable de la placa Norteamericana. Estos resultados permiten definir la distribución de velocidades con mayor precisión que los estudios regionales previos y coinciden con las velocidades de fase de ANT para 50 s obtenidas en este trabajo. En los mapas obtenidos las anomalías de alta velocidad se observan en la parte central y este de EE.UU., golfo de México, Caribe, bloque de Yucatán, istmo de Tehuantepec y norte de Sudamérica. Las altas velocidades en Tehuantepec y Yucatán contrastan con las bajas en el resto de México y Centroamérica.
La combinación de velocidades de grupo de ondas Rayleigh obtenidas mediante ANT y tomografía a partir de terremotos permite extender el rango de periodos desde 10 hasta 150 s, de forma que resuelven la velocidad de la onda S desde la corteza hasta el manto superior. Las diferencias medias de velocidad de grupo en el rango común de periodos (20 – 50 s) son menores que el 1%.
A partir de la inversión simultánea de las velocidades de grupo y de fase de ondas Rayleigh obtenemos un modelo 3D de velocidad de onda S (vS) de la corteza y manto superior (hasta 80 km). La resolución horizontal del modelo es de 250 km en México y sur de EE.UU. y de 500 km en Centroamérica, golfo de México y el Caribe. El modelo es sensible a capas de velocidad de espesor mínimo de 5 km y ofrece una imagen completa de la corteza y manto superior de México, el golfo de México y el Caribe.
Este modelo muestra las principales características tectónicas de la región y, por un lado, coincide con características corticales resueltas por diferentes estudios locales, y por otro ofrece para el manto superior mayor resolución que los estudios regionales de tomografía previos. El modelo presenta una imagen completa de todo el área que permite delimitar con buena resolución las características sísmicas de la región y mostrar algunas nuevas. Las más destacables, ordenadas según profundidad y región, son las siguientes:
(1) Los límites de las bajas velocidades corticales en la cuenca del Misisipi, acotadas al norte por el frente de la orogenia Ouachita y observadas hasta 12 km de profundidad.
(2) Las altas velocidades a 12 km de profundidad a lo largo del límite sur de las Grandes Llanuras y el norte de México que coinciden con la parte oeste de la orogenia Paleozoica Ouachita.
(3) Las bajas velocidades corticales a lo largo de toda la frontera entre México y Estados Unidos, que coinciden en la parte este del continente con la cuenca del río Grande.
(4) Las altas velocidades corticales en el oeste del continente americano, que delimitan claramente la corteza adelgazada de la Provincia Extensional del Golfo.
(5) La heterogeneidad de velocidad de las cuencas de la placa Caribe (e.g., Colombia, Venezuela y Granada).
(6) Las altas velocidades a 30 km de profundidad alineadas en dirección NNE en el golfo de México, que podrían ser una traza de su apertura durante el Jurásico.
(7) Las diferentes velocidades corticales entre bloques continentales distintos, como el de Yucatán y el de Chortis.
(8) El límite entre altas velocidades en la parte oeste de la cuenca del Misisipi y las bajas en las grandes Llanuras y la parte este del Colorado Plateau a profundidades de 35 km, que corresponde con la parte oeste del frente de la orogenia Ouachita.
(9) La coincidencia de las menores velocidades del manto con las anomalías de Bouguer negativas calculadas en este trabajo y con las regiones de menor espesor litosférico (e.g., Basin and Range, Sierra Madre Occidental, dorsal del Pacífico).
(10) La correspondencia de las velocidades mantélicas altas en el istmo de Tehuantepec (similares a las del bloque de Yucatán y Grandes Llanuras y mayores que las del resto de México y el bloque de Chortis) con la región de la zona de subducción Mesoamericana en la que no hay un arco volcánico activo.
Este modelo se puede utilizar como base para acotar modelos de evolución tectónica, localizar terremotos regionales y realizar simulaciones del movimiento del suelo, entre otras aplicaciones.
La dirección de investigación futura la conforman dos líneas principales:
La primera es la mejora del procesado del ruido sísmico para conseguir un cálculo más eficiente de las correlaciones que representan la función de Green del medio entre las estaciones. Esto significa minimizar el tiempo de cómputo y el grado de tratamiento de la señal en el procesado del ruido. El diseño de una selección de datos que evite la normalización temporal en el procesado contribuiría a lograrlo. Además una buena selección previa al procesado reduciría el número de datos tratados y, por lo tanto, el tiempo de cómputo. Por último se plantea automatizar el método de control de calidad propuesto para reducir el tiempo de procesado manual.
La segunda línea es la mejora del modelo de vS mediante: (1) la inclusión de nuevas estaciones; (2) la inversión conjunta de las velocidades de ondas Rayleigh y Love obtenidas en este trabajo para analizar la existencia de anisotropía cortical y mantélica en la región; y (3) la incorporación de otros datos geofísicos que restrinjan más las variables de la inversión.
Las velocidades de grupo y de fase de ondas Rayleigh obtenidas con ANT están publicadas en Gaite et al. (2012). En la actualidad se está trabajando en la publicación del modelo 3D de velocidad de la onda S y de los mapas velocidad de ondas Love.