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CATÁLOGO DE SEÑALES SÍSMICAS VOLCÁNICAS 
DE COLOMBIA 
 
 
 
 
 
Capítulo Galeras 
 
 
 
 
 
 
 
 
San Juan de Pasto, marzo de 2004 
 
 
 
 
 
República de Colombia 
MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA 
INSTITUTO COLOMBIANO DE GEOLOGÍA Y MINERÍA 
SERVICIO GEOLÓGICO 
 
 
 
REPÚBLICA DE COLOMBIA 
MINISTERIO DE MINAS Y ENERGÍA 
INGEOMINAS 
 
 
 
 
CATÁLOGO DE SEÑALES SÍSMICAS VOLCÁNICAS 
DE COLOMBIA 
 
 
 
 
 
Capítulo Galeras 
 
 
 
 
 
Por 
Proyecto AG1-03 
 
 
 
 
 
 
 
San Juan de Pasto, marzo de 2004
 
 
 
 
INGEOMINAS 
OBSERVATORIO VULCANOLOGICO Y SISMOLOGICO DE PASTO 
GRUPO DE TRABAJO 
 
GOMEZ MARTINEZ DIEGO MAURICIO 
LAVERDE CASTAÑO CARLOS ANDRES 
NARVAEZ MEDINA LOURDES 
ORTEGA ESTUPIÑAN ADRIANA MICAELA 
SILVA PARRA BETTY 
TORRES CORREDOR JESUS EDUARDO 
TORRES CORREDOR ROBERTO ARMANDO 
 
INSTITUTO COLOMBIANO 
DE GEOLOGÍA Y MINERÍA 
INGEOMINAS 
 
 
Catálogo de señales sísmicas volcánicas De Colombia 
 
3
CONTENIDO 
 Página 
RESUMEN 13 
ABSTRACT 14 
1. INTRODUCCIÓN 15 
2. CLASIFICACIÓN DE SISMOS EN EL VOLCÁN 
GALERAS 
 
16 
 2.1 ANTECEDENTES DE LA CLASIFICACIÓN DE SISMOS EN 
EL VOLCÁN GALERAS 
 
16 
 2.2 ANTECEDENTES DE CLASIFICACIONES 18 
 2.2.1 Señales sísmicas volcánicas transitorias 20 
 2.2.1.1 Sismos Volcano-Tectónicos (VT), Alta Frecuencia 
(HF) o Corto Periodo (SP) 
 
20 
 2.2.1.2 Sismos de Largo Periodo (LP) o Baja Frecuencia (LF) 23 
 2.2.1.3 Sismos híbridos, sismos multifase 26 
 2.2.1.4 Sismos de explosiones 27 
 2.2.2 Señales sísmicas volcánicas continuas 28 
 2.2.2.1 Tremor volcánico 28 
 2.2.2.2 Procesos superficiales 33 
 2.2.3 Ruido 34 
 2.3 UNA CLASIFICACIÓN ORIENTADA AL PROCESO 35 
 2.4 CONSIDERACIONES PARA REVISAR LA CLASIFICACIÓN 
EN GALERAS 
 
38 
3. GENERALIDADES SOBRE LA RED SISMOLOGICA DEL 
VOLCÁN GALERAS 
 
41 
 3.1 CONFIGURACION Y CARACTERISTICAS DE LOS EQUIPOS 41 
 3.2 REGISTRO DE LA INFORMACION SISMOLOGICA 43 
 3.3 CALIBRACION Y RESPUESTA INSTRUMENTAL 45 
4. CATALOGO DE SEÑALES DEL VOLCAN GALERAS 52 
BIBLIOGRAFIA 98 
 
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INGEOMINAS 
 
 
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4
FIGURAS 
 Página 
Figura 2.1 a) Evento Volcano-Tectónico tipo A, registrado con sensores transductores de 
velocidad en Galeras el 3 de septiembre de 1989. El eje horizontal representa 
tiempo en segundos y el eje vertical, amplitudes en milímetros. b) Evento VT-A 
con origen en Galeras el 25 de noviembre de 1993. El eje horizontal representa 
tiempo en segundos y el eje vertical, amplitudes en cuentas. c) Evento tipo VT-
A registrado en el Monte Merapi, Indonesia. Los arribos impulsivos de las ondas 
P y S son claramente visibles en la señal, así como su contenido de alta 
frecuencia y la corta duración de la señal. El color de codificación dado, 
representa densidad espectral de amplitud normalizada y es válido para todas las 
figuras similares subsecuentes (Modificada de Wassermann J., 2002). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
21 
Figura 2.2 a) Ejemplo típico de un evento tipo VT-B registrado durante una fase de alta 
actividad en el Monte Merapi. El contenido de frecuencia está principalmente 
entre 1—10 Hz con valor dominante alrededor de 3 Hz. b) Ampliación del 
mismo evento en sus tres componentes. Aunque el arribo de la onda P es 
visible, ningún arribo claro de la onda S puede verse. El círculo marca la forma 
de onda que tiene el tiempo de viaje aproximado de la onda S, para la 
localización de la fuente estimada (Modificadas de Wassermann J., 2002). 
 
 
 
 
 
 
23 
Figura 2.3 a) y b) Ejemplos de un grupo de ondas LP registradas en el Monte Merapi. 
Claramente, la frecuencia dominante está alrededor de 1 Hz. b) Muestra un 
ejemplo de un evento LP registrado en dos sitios diferentes localizados en el 
Volcán Redoubt, Alaska (Modificadas de Wassermann J., 2002). La señal con 
decaimiento lento de su coda es también conocida como Tornillo. 
 
 
 
 
25 
Figura 2.4 Evento de Largo Período registrado en Galeras con sensores transductores de 
velocidad el 1 de agosto de 1989. El eje horizontal representa tiempo en 
segundos y el eje vertical, amplitudes en milímetros. 
 
 
25 
Figura 2.5 Eventos de Largo Período de coda larga con decaimiento muy lento de la coda 
"Tornillo", registrados con sensores transductores de velocidad en Galeras. El 
eje horizontal representa tiempo en segundos y el eje vertical, amplitudes en 
milímetros. 
 
 
 
25 
Figura 2.6 a) y b) Eventos de Largo Período de coda larga con decaimiento muy lento de la 
coda "Tornillo", registrados en Galeras el 14 de septiembre (superior) y 4 de 
junio de 1993 (inferior) con sensores transductores de velocidad. El eje 
horizontal representa tiempo en segundos y el eje vertical, amplitudes en cuentas. 
 
 
 
26 
Figura 2.7. Evento híbrido originado en Galeras el 18 de septiembre de 1992 y registrado 
con sensores transductores de velocidad. El eje horizontal representa tiempo en 
segundos y el eje vertical, amplitudes en cuentas 
 
 
27 
Figura 2.8 a) Muestra un evento Híbrido y b) un evento tipo VT-B para su comparación. 
Las frecuencias más altas al principio del evento Híbrido son una característica 
obvia, mientras que la parte siguiente muestra similitud con el evento tipo VT-B 
(Modificadas de Wassermann J., 2002) 
 
 
 
27 
Figura 2.9 Evento MP registrado en el Monte Merapi durante la formación de un domo. 
Las frecuencias se restringen entre 3 – 10 Hz y se parecen a las mostradas por un 
evento VT-B de ese volcán. Note la gran duración de este evento mientras que 
su amplitud es mucho más pequeña que la del evento VT-B de la Figura 2.8. 
(Modificadas de Wassermann J., 2002) 
 
 
 
 
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Figura 2.10 Una señal de explosión registrada en el volcán Stromboli, Italia. La estación 
sísmica se localizó a tan solo 400 m de la abertura activa. La línea punteada da 
una estimación general del arribo de una onda sonora visible también como altas 
amplitudes (rojos) en la gráfica de tiempo-frecuencia, alrededor de 5 Hz 
(Modificada de Wassermann J., 2002). 
 
 
 
 
28 
Figura 2.11 Secuencia de señales sísmicas repetitivas en el Volcán Merapi en 1996. a) 
Eventos MP muy regularmente distribuidos antes de que ellos se mezclen para 
formar tremor volcánico (ver b). c) Después de algunas horas, el tremor es 
reemplazado por una sucesión de eventos discretos con amplitudes ligeramente 
mayores que antes. Nota: en contraste con la clasificación dada en la Figura 2.9, 
el contenido frecuencial de estas señales es menor (0.7 - 10 Hz) y podría no 
reflejar eventos MP "puros". En d) la región de tiempo-frecuencia de las gráficas 
a) c) se dibujan en el dominio del tiempo. Un pasa banda entre 0.8 - 1.3 Hz se 
aplicó antes de la ampliación. Los grupos de ondas individuales vistos en la 
señal continua filtrada apoyan también la idea de eventos mezclados que causan 
el tremor volcánico (Modificadas de Wassermann J., 2002). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
29 
Figura 2.12 a) Señal de tremor armónico registrada en el Monte Semerú, Indonesia. Más de 
seis armónicos pueden ser reconocidos empezando con un modo fundamental 
localizado aproximadamente a 0.8 Hz. b) Señal de Tremor de armónico, 
registradas con sensores transductores de velocidad en Galeras el 7 de mayo de 
1989. El eje horizontal representa tiempo en segundos y el eje vertical, 
amplitudes en milímetros (Modificada de Wassermann J., 2002). 
 
 
 
 
 
30 
Figura 2.13 a) Señal de Tremor de espasmódico, registrada con sensores transductores de 
velocidad en Galeras el 24 de abril de 1989. El eje horizontal representa tiempo 
en segundos y el eje vertical, amplitudes en milímetros. b) Señal de Tremor 
espasmódico que se originaron en el volcán Galeras el 29 de junio de 1989. El 
eje horizontal indica tiempo en segundos y el vertical, amplitudes en cuentas. c).Tremor volcánico del volcán Bromo (Indonesia) durante una fase de alta 
actividad al final de 1995. Las grandes amplitudes del tremor se correlacionan 
con la erupción de pesadas columnas de ceniza, mientras que las amplitudes 
pequeñas del tremor aparecen durante calmadas emisiones de vapor (Modificada 
de Wassermann J., 2002). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
31 
Figura 2.14 a) Señales de explosión superimpuestas a una señal continua de tremor volcánico 
en el volcán Stromboli. El recuadro marca la banda de frecuencia de una banda 
de tremor volcánica débil pero típica del volcán Stromboli. Observe que el 
sismo de explosión excita también la misma banda de frecuencias mientras que 
debajo de esta banda de frecuencias, la amplitud espectral de las señales tipo 
sismo de explosión, es de alguna manera más pequeña. La banda de tremor con 
frecuencias sobre los 2.0 Hz está parcialmente distorcionada por depósitos 
volcánicos arrojadas, que caen sobre la superficie y que se deslizan cuesta abajo 
del edificio volcánico. b) Transformada de Fourier normalizada de un sismo de 
explosión (negro) y espectro de potencia normalizado de seis horas de registro 
continuo (rojo). Mientras que el primero refleja el espectro típico de todos los 
sismos de explosión, el comportamiento global del segundo espectro es 
principalmente debido al tremor volcánico. La similitud global entre el sismo de 
explosión y la señal de tremor es obvia (Modificada de Wassermann J., 2002). 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
33 
Figura 2.15 Secuencia de flujos piroclásticos medianos a más grandes, registrados en el 
Volcán Merapi durante el colapso del domo en 1998. Observe la escala de 
tiempo de seis horas y que eventos individuales duran muchos minutos, más 
largos que sismogramas de terremotos típicos. Justo antes de las cuatro horas, el 
flujo piroclástico más grande de toda la secuencia de la erupción, tiene lugar y 
dura aproximadamente 30 minutos (Modificada de Wassermann J., 2002). 
 
 
 
 
 
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Figura 2.16 Espectrogramas de ruido de fondo registrado en una estación sísmica del Mt. 
Merapi. Debido a que la estación está localizada en un área agrícola, la actividad 
humana durante la luz del día, puede ser claramente reconocida por su 
periodicidad distintiva de 24 horas. Adicionalmente, es posible mirar que hay 
dos horas principales de trabajo durante el día (resaltadas con un recuadro). 
Amplitudes espectrales grandes son visibles alrededor de las 7 horas, tiempo 
local, y un segundo pico está localizado alrededor de las 15 horas, después de un 
lapso de quietud durante el medio día (Modificada de Wassermann J., 2002). 
 
 
 
 
 
 
 
35 
Figura 3.1 Entorno del Volcán Galeras y su red telemétrica de vigilancia sísmica. Las 
estaciones sísmicas de corto período se representan por triángulos rojos, las 
estaciones sísmicas triaxiales de banda ancha por un rumbo amarillo. 
Adicionalmente las repetidoras de señales en los sitios Cráter y Tescual están 
localizadas en el mapa. Algunas vías y centros poblados (Pasto, Jenoy, La 
Florida, etc.) localizados alrededor del volcán también se muestran, al igual que 
trazos de fallas locales. 
 
 
 
 
 
 
41 
Figura 3.2 Sismómetros L4 (derecha) y L4-C (centro) que se emplean en la red sísmica de 
corto período del Volcán Galeras. Su diferencia está en que el L4-C tiene bobina 
de calibración. 
 
 
42 
Figura 3.3 Imágenes del sistema de protección empleado en la estación Cráter-2. En la 
imagen de la izquierda, se observa la caseta en concreto, con los mástiles de 
antenas, pararrayos, estación climatológica compacta (al frente), y en la imagen 
de la derecha, un detalle de la base y protección del sismómetro. 
 
 
 
43 
Figura 3.4 Sistema analógico, con registradores Sprengnether y Kinemetrics utilizados en el 
Observatorio Vulcanológico y Sismológico de Pasto para la adquisición análoga 
de las señales sísmicas de estaciones de la red de corto período. 
 
 
44 
Figura 3.5 Sistema de adquisición de datos digitales de la red sísmica de corto período en la 
que se presenta tanto el computador principal con Xdetect 3.15. a) (a la izquierda 
en la primera imagen) como el de respaldo con PC-Seis 2000 (a la derecha en al 
primera imámen). b) Detalle del computador de adquisición de datos que utiliza 
el PC-Seis 2000 como programa de detección. 
 
 
 
 
45 
Figura 4.1 Señal tipo Tremor Espasmódico. El monitoreo del volcán se da inicio en febrero 
de 1989; hasta marzo la actividad estuvo en niveles bajos, acompañada de 
numerosas emisiones de gas y ceniza, que fueron asociadas a la actividad 
fumarólica en un cráter secundario llamando el Pinta, localizado al este del cráter 
principal. El 27 de marzo de 1989, se registró una explosión que se asoció a la 
abertura de la fumarola el Peladito, ubicada al sur-este del cráter principal. a. 
Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro 
Analógico, Sensibilidad 5244 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
 
 
 
 
53 
Figura 4.2 Señal tipo Tremor Armónico. Entre el 4 y 9 de mayo de 1989, se observó una 
emisión casi continua de ceniza desde el cráter el Pinta, que alcanzó una altura 
de 8.500 km. Las señales registradas se caracterizaron por sus bajas frecuencias 
con duraciones entre 0.7 a 9 horas. El evento de la gráfica se asoció además con 
incandescencia. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. 
Registro Analógico, Sensibilidad 2007 cmpp/cm/s, Filtros o/o. 
 
 
 
 
 
54 
Figura 4.3 Señal Tipo Tremor Espasmódico. Después de la erupción de mayo de 1989, la 
actividad retornó a niveles moderados de ocurrencia. Algunos de los episodios 
de tremor fueron correlacionados con emisiones de ceniza que produjeron 
columnas con una alturas de casi 1.5 km. a. Registro Digital en el dominio del 
tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1688 cmpp/cm/s, 
Filtros o/o 
 
 
 
 
 
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Figura 4.4 Señal tipo Tremor Armónico. Estos eventos fueron comúnmente registrados en 
esta época. En septiembre de 1990 se reportó actividad fumarólica en una nueva 
fractura llamada Besolima, ubicada al nor-occidente de la parte superior del 
cráter principal. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. 
Registro Analógico, Sensibilidad 1688 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
 
56 
Figura 4.5 Señal Tipo Tremor Armónico. Esta forma de onda fue recurrente en el período 
previo al reporte de la abertura de la fumarola Besolima. a. Registro Digital en 
el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1688 
cmpp/cm/s, Filtros o/o. 
 
 
 
57 
Figura 4.6 Señal tipo Tremor Armónico. Entre el 19 de septiembre y el 9 de octubre de 
1991 se emplaza en la base del cráter principal un domo de lava andesítico. A 
mediados del mes de agosto la actividad sísmica se incrementó y algunos sismos 
fueron relacionados directamente con pequeñas explosiones o emisiones de 
ceniza acompañadas de ruido. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la 
frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1609 cmpp/cm/s, Filtros o/10. 
 
 
 
 
 
58 
Figura 4.7 Señal tipo Tremor Armónico. En un sobrevuelo realizado el 9 de octubre de1991, 
fue observado por primera vez el domo emplazado en la base del cráter principal. 
Durante este período fue muy común observar episodios de tremor de duraciones 
cercanas a los 20 minutos acompañadas de eventos de Largo Período. Estos 
últimos en noviembre de 1991, se incrementaron a cerca de 370 eventos por día. 
a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia, para 60 segundos. 
b. Registro Analógico, Sensibilidad 1425 cmpp/cm/s Filtros o/o 
 
 
 
 
 
 
59 
Figura 4.8 Señal tipo Tremor Espasmódico. Despuésde noviembre de 1991, la actividad 
sísmica disminuyó y en enero de 1992 retornó a los niveles considerados como 
bajos. Los inclinómetros electrónicos se estabilizaron a mediados de diciembre 
de 1991. Para abril de 1992, se observaron eventos de este tipo aunque de 
manera esporádica. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. 
b. Registro Analógico, Sensibilidad 1224 cmpp/cm/s, Filtros o/10 
 
 
 
 
 
60 
Figura 4.9 Señal tipo Tremor Armónico. Este evento tuvo una duración aproximada de una 
hora. La actividad durante enero e inicios de julio de 1992 se caracterizó por 
disminución en la actividad, registrándose en promedio 32 eventos por día. a. 
Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia, para 60 segundos. b. 
Registro Analógico, Sensibilidad 1224 cmpp/cm/s, Filtros o/10 
 
 
 
 
61 
Figura 4.10 Señal tipo Tremor Armónico. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la 
frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1425 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
62 
Figura 4.11 Señal de Lago Periodo. En abril de 1989, la actividad de Largo Periodo se 
incrementa y se caracteriza por la ocurrencia de eventos de corta duración y 
bajas frecuencias. a..Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. 
b. Registro Analógico, Sensibilidad 2622 cmpp/cm/s, Filtros o/o. 
 
 
 
63 
Figura 4.12 Señal de Largo Período. En este periodo se resalta una pequeña erupción freática, 
ocurrida el 2 de agosto de 1990, en las fumarolas las Portillas, ubicadas hacia el 
occidente de la pared interna del cráter principal. a. Registro Digital en el 
dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1688 
cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
 
64 
Figura 4.13 Señal de Largo Período. Al finalizar 1990 se observa un cambio en la actividad 
del volcán, con un aumento en los sismos relacionados con movimiento de 
fluidos. Adicionalmente entre agosto, octubre y hasta diciembre del mimo año, 
los inclinómetros instalados en el volcán muestran variaciones diarias de 45 y 60 
microradianes para los inclinómetros Cráter (localizado a 900 m del cráter, altura 
de 4100 m) y Peladitos (localizado a 1600 m del cráter, altura de 3580 m) 
respectivamente. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. 
b. Registro Analógico, Sensibilidad 1358 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
 
 
 
 
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Figura 4.14 Señal de Largo Período. Entre enero y junio de 1991, se observó una gran 
variación en la deformación registrada por los inclinómetros, la cual se 
incrementó aun más en julio del mismo año, con inclinaciones acumuladas de 
aproximadamente 1000 y 100 microradianes para los inclinómetros Cráter y 
Peladitos respectivamente. Esta actividad fue acompañada con un aumento en la 
actividad de Largo Período, la cual se incrementó de 70 eventos por día en julio 
de 1991 a 150 eventos por día en agosto de 1991 a. Registro Digital en el 
dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1609 
cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
 
 
 
 
 
66 
Figura 4.15 Señal de Largo Período. Asociada con el proceso de emplazamiento del domo. 
a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro 
Analógico, Sensibilidad 1609 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
67 
Figura 4.16 Señal de Largo Período, se asociada al proceso de emplazamiento del domo. Se 
caracterizaron por sus bajas frecuencias dominantes y grandes amplitudes. a. 
Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro 
Analógico, Sensibilidad 1609 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
68 
Figura 4.17 Señal de Largo Período. En octubre de 1991, se observó un incremento en la 
ocurrencia de eventos de Largo Período contabilizando 326 eventos el día 5 de 
octubre de 1991. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. 
b. Registro Analógico, Sensibilidad 1609 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
69 
Figura 4.18 Señal de Largo Período. Se presenta en el periodo de incremento de eventos de 
Largo Período en el proceso de formación del domo. Estas señales se 
caracterizaron por presentar frecuencias menores de 4 Hz. a. Registro Digital en 
el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1609 
cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
 
70 
Figura 4.19 Señal de Largo Período. Este es otro tipo de señal, con frecuencias 
predominantemente bajas, que se registraron de manera esporádica antes de la 
erupción del 16 de julio de 1992. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y 
la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1358 cmpp/cm/s, Filtros 0/30 
 
 
 
71 
Figura 4.20 Señal de Largo Período. Posterior a la erupción del 16 de julio de 1992, la 
actividad sísmica retornó a niveles bajos con la presencia, entre otros, de este 
tipo de evento. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. 
Registro Analógico, Sensibilidad 1425 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
72 
Figura 4.21 Enjambre de eventos de Largo Período. La actividad sísmica registrada antes de 
las erupciones de 1993 (enero 14, marzo 23, abril 13 y junio 7) se caracterizó por 
estar en niveles bajos y por la presencia de eventos tipo Tornillo; posterior al 
evento principal se registraba tremor el cual era seguido por enjambres de 
eventos de Largo Período, con duraciones entre 10 a 20 horas, culminado este 
período la actividad retornaba a niveles bajos de actividad. a. Registro Digital 
en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 
1358 cmpp/cm/s, Filtros o/30 
 
 
 
 
 
 
 
73 
Figura 4.22 Señal Largo Periodo tipo Tornillo (Tornado). Esta forma de señal fue observada 
principalmente entre julio y diciembre de 1992 e inicios de 1993, con frecuencias 
dominantes entre 1.33 y 2.86 Hz; estuvieron presentes antes de las erupciones de 
julio 16 de 1992 y enero 14 de 1993. a. Registro Digital en el dominio del 
tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1358 cmpp/cm/s, 
Filtros o/30 
 
 
 
 
 
74 
Figura 4.23 Señal Largo Periodo tipo Tornillo (martinete). Estas señales ocurrieron 
ocasionalmente en enero, marzo y mayo de 1993, precediendo las erupciones de 
enero 14, marzo 23 y junio 7 de 1993. Sus frecuencias dominantes estuvieron 
entre 2.86 y 3.33 Hz. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la 
frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1425 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
 
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Figura 4.24 Señal Largo Periodo, tipo Tornillo (serpentina). Esta forma fue muy recurrente 
entre el 7 y 19 de marzo de 1993, precediendo la erupción del 23 de marzo del 
mismo año; sus frecuencias dominantes estuvieron entre 2.35 y 3.64 Hz. La 
actividad previa a esta erupción estuvo en niveles bajos, caracterizada 
principalmente por la ocurrencia de eventos tipo tornillos, contabilizando 74 
eventos entre el 13 de febrero hasta el 23 de marzo. Después de la erupción se 
registró un tremor de casi 11 minutos de duración y posteriormente un enjambre 
de eventos de LP, totalizándose 445 eventos. a. Registro Digital en el dominio 
del tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1358 cmpp/cm/s, 
Filtros o/30 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
76 
Figura 4.25 Señal Largo Periodo tipo Tornillo (Esculapio). Estas señales ocurrieron entre el 
12 y 16 de mayo de 1993, en el periodo que precedió la erupción del 7 de junio 
de 1993; se observaron principalmente en la estación Urcunina localizada a 2.1 
km al este del cráter del volcán; sus frecuencias dominantes estuvieron entre 1.67 
y 3.08 Hz. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. 
Registro Analógico, Sensibilidad 1358 cmpp/cm/s, Filtros o/30 
 
 
 
 
 
77 
Figura 4.26 Señal LargoPeriodo tipo Tornillo (Punzón). Esta forma de señal ha sido la más 
común entre las señales tipo tornillo; sus frecuencias dominantes están entre 1.25 
y 8 Hz. Se observaron principalmente en mayo y junio de 1993, precediendo la 
erupción del 7 de junio del mismo año, la cual se caracterizó como las anteriores 
erupciones ocurridas en 1993, por una baja actividad previa a la erupción y la 
presencia de eventos tipo Tornillo. La erupción fue seguida por un tremor de 
unos 17 minutos de duración y un enjambre de 362 eventos de Largo Periodo. a. 
Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro 
Analógico, Sensibilidad 1358 cmpp/cm/s, Filtros o/30 
 
 
 
 
 
 
 
 
78 
Figura 4.27 Señal Largo Periodo tipo Tornillo (Llave). Este tipo de señal ocurrió 
esporádicamente en marzo de 1993 y posteriormente en periodos de ocurrencia 
que no finalizaron en erupción. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la 
frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1303 cmpp/cm/s, Filtros o/o. 
 
 
 
79 
Figura 4.28 Evento eruptivo del 16 de julio de 1992, que destruyó mas del 90% del domo 
emplazado en el cráter principal. La altura de la columna alcanzó los 4 Km y el 
volumen de material eyectado fue de 277,300 m3 (Cortés and Calvache, 1993). 
a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro 
Analógico, Sensibilidad 1358 cmpp/cm/s, Filtros o/30 
 
 
 
 
80 
Figura 4.29 Señal tipo Pseudo Largo Periodo atornillada. Este tipo de señal aparece 
indistintamente en periodos de ocurrencia que pueden o no culminar con 
erupción. Aunque sus duraciones son menores comparadas con los eventos tipo 
Tornillo, mantiene otras características como son el decaimiento lento de coda y 
la frecuencia cuasi-monocromática. a. Registro Digital en el dominio del tiempo 
y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1425 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
 
 
81 
Figura 4.30 Evento tipo Pseudo Largo Período. Durante el 2000, la actividad se mantuvo en 
niveles bajos sin embargo se resalta la ocurrencia de tres enjambres de eventos 
de Alta Frecuencia en julio, septiembre y diciembre. a. Registro Digital en el 
dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Ganancia 
Sensibilidad 3972 cmpp/cm/s, Filtros o/30. 
 
 
 
 
82 
Figura 4.31 Evento Pseudo Largo Periodo, registrado en la estación Olga. Estos eventos se 
presentaron entre el 4 de noviembre y el 7 de diciembre de 1992, en un momento 
en que la actividad del volcán era muy baja y había la presencia de lluvias en la 
parte alta del volcán. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la 
frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 3972 cmpp/cm/s, Filtros o/30. 
 
 
 
 
83 
Figura 4.32 Señal tipo Volcano-Tectónica. La ocurrencia de eventos de este tipo en el 
periodo anterior a la erupción que permitió la destrucción del domo fue muy 
escasa; el evento de la gráfica se localizó en la región del cráter activo. a. 
 
 
 
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Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro 
Analógico, Sensibilidad 1425 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
84 
 
 Página 
Figura 4.33 Señal tipo Volcano-Tectónica VT-B. Este tipo de eventos se han observado en el 
transcurso de la vigilancia del volcán, sin embargo cobran gran importancia ya 
que precedieron las erupciones del 16 julio de 1992 y la del 4 de abril de 1993. 
a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro 
Analógico, Sensibilidad 1224 cmpp/cm/s, Filtros o/10. 
 
 
 
 
85 
Figura 4.34 Señal tipo Volcano-Tectónica. Entre el 26 y 30 de abril de 1993, se presentó un 
enjambre de 350 eventos de este tipo que fueron localizados a 3 Km al norte del 
volcán, algunos de los cuales fueron sentidos por las poblaciones que se 
encuentran alrededor del volcán. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y 
la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1425 cmpp/cm/s, Filtros o/o. 
 
 
 
 
86 
Figura 4.35 Señal tipo Volcano-Tectónica, localizado al norte de la ciudad de Pasto. Durante 
1994, no se registraron enjambres de este tipo, aunque eventualmente se 
presentaron eventos que fueron localizados en la misma fuente. a. Registro 
Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, 
Sensibilidad 1303 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
 
87 
Figura 4.36 Señal tipo Volcano-Tectónica. Por su ocurrencia consecutiva, esta secuencia de 
eventos se denominaron “trenes”. Fueron localizados al oriente del volcán, entre 
éste y la ciudad de Pasto, se caracterizaron además por presentar baja magnitud. 
a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro 
Analógico, Estación Cráter-2, Sensibilidad 1066 cmpp/cm/s, Filtros o/30. c. 
Registro Analógico, Estación Olga, Sensibilidad 279 cmpp/cm/s, Filtros o/30. d. 
Registro Analógico, Estación Urcunina, Ganancia 66 dB, Filtros o/o. e. 
Registro Analógico, Estación Nariño, Ganancia 90 dB, Filtros o/30. 
 
 
 
 
 
 
 
88 
Figura 4.37 Señal tipo Híbrido, Este evento se localizó al sur de Galeras. a. Registro Digital 
en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 
1609 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
86 
Figura 4.38 Señal Híbrida. Teniendo en cuenta que la actividad sísmica, en este período, se 
mantenía en niveles bajos, los pocos eventos que se observan toman gran 
importancia por las características particulares que los acompañaron. a. 
Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro 
Analógico, Sensibilidad 1425 cmpp/cm/s, Filtros o/o 
 
 
 
 
90 
Figura 4.39 Señal tipo Híbrido. La erupción de enero 14 de 1993, fue seguida por un tremor 
y un enjambre de eventos de Largo Período (762), correspondiendo al mayor 
número de eventos de LP registrados desde que se inició la vigilancia en el 
volcán. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro 
Analógico, Sensibilidad 1358 cmpp/cm/s, Filtros o/30. 
 
 
 
 
91 
Figura 4.40 Evento multipico. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. 
b. Registro Analógico, Sensibilidad 1358 cmpp/cm/s, Filtros o/30. 
 
92 
Figura 4.41 Evento Tectónico Local. a. Registro Digital en el dominio del tiempo y la 
frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1224 cmpp/cm/s, Filtros o/10. 
 
93 
Figura 4.42 Evento Tectónico Regional localizado al norte del Perú (3.09 N – 76.79 W) a una 
profundidad de 115.4 Km y al cual se le calculó una magnitud de 5.1. a. 
Registro Digital en el dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro 
Analógico, Sensibilidad 3972 cmpp/cm/s, Filtros o/30. 
 
 
 
94 
Figura 4.43 Esta señal corresponde al registro de una explosión realizada en una cantera 
ubicada en inmediaciones de la población de Jenoy. a. Registro Digital en el 
dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 4462 
cmpp/cm/s, Filtros o/o. 
 
 
 
95 
Figura 4.44 Evento tipo Erizo. Estas señales se han relacionado con deslizamientos de la 
parte alta de Galeras, en épocas de fuertes lluvias. a. Registro Digital en el 
 
 
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dominio del tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 1986 
cmpp/cm/s, Filtros o/30. 
 
96 
 
 
 Página 
Figura 4.45 Evento relacionado con la crecida del río Azufral, registrado en la estación Olga, 
con una duración aproximada de 30 minutos. a. Registro Digital en el dominio 
del tiempo y la frecuencia. b. Registro Analógico, Sensibilidad 4072 cmpp/cm/s, 
Filtros o/o. 
 
 
 
97 
 
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TABLAS 
 Página 
Tabla 2.1 Clasificación de señales sísmicas en el volcánGaleras 40 
Tabla 3.1 Datos de la localización geográfica de las estaciones Cráter-2 y Olga de la red 
sísmica de corto período y tipos de registro. 
 
42 
Tabla 3.2 Ejemplo de datos y curvas de respuesta instrumental de la estación sísmica 
Cráter-2 para un período de vigencia dado y para registros analógico y digital. 
En la tabla se resalta la respuesta total del sistema para 4 Hz (Silva, 2003). 
 
 
48 
Tabla 3.3 Ejemplo de datos y curvas de respuesta instrumental de la estación sísmica Olga 
para un período de vigencia dado y para registros analógico y digital. En la tabla 
se resalta la respuesta total del sistema para 4 Hz (Silva, 1993). 
 
 
49 
Tabla 3.4 Resumen de las características y evolución temporal de la respuesta instrumental 
de la estación Cráter-2 para una frecuencia de 4 Hz (Modificada de Narváez , 
2001). 
 
 
50 
Tabla 3.5 Resumen de las características y evolución temporal de la respuesta instrumental 
de la estación sísmica Olga para una frecuencia de 4 Hz (Modificada de Silva, 
2003). 
 
 
50 
 
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RESUMEN 
En Colombia, se cuenta con registros continuos de sismicidad de los volcanes Galeras, 
Nevado del Ruiz, Puracé, Huila y algunos registros temporales de volcanes como Cumbal, 
Machín, lo que ha derivado en gran número de formas de onda que se han catalogado con 
base a una clasificación que básicamente se resume en las propuestas de Lahr et al. (1994) 
y Chouet (1981, 1988, 1992 y 1996) incorporando algunas particularidades, por parte de 
los Observatorios Vulcanológicos de INGEOMINAS, de los sismos que no se ajustan 
fácilmente a la tipología establecida en la clasificación considerada. Estas particularidades 
pueden conducir a la introducción de muchos nombres que quizás no permitan evidenciar 
fácilmente los procesos asociados a este tipo de sismos. Con este catalogo, se pretende 
justamente obviar este tipo de inconvenientes a pesar de las dificultades que puedan seguir 
presentándose en la clasificación de los sismos. 
 
El volcán Galeras ha registrado una amplia gama de señales sísmicas, algunas asociadas 
con fracturamientos de extensión o de cizalla en la parte sólida del volcán debido a 
presiones inducidas por magma o cambios bruscos de temperatura (eventos volcano-
tectónicos), otras asociadas con procesos de dinámica de fluidos en el sistema magma-gas 
(tremor y eventos de largo período) y otras asociadas con el amplio contexto de la 
dinámica de toda la estructura volcánica en relación con la transición de procesos 
originados directamente en el fluido y aquellos originados directamente en el sólido 
(híbridos). Adicionalmente, se ha contemplado las señales relacionadas con procesos 
superficiales que actúan directamente en el edificio volcánico tales como, flujos 
piroclásticos, flujos de lodo, avalanchas de escombros volcánicos y caída de rocas. 
 
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ABSTRACT 
In Colombia, it has been continuous registrations of seismicity of Galeras, Nevado del 
Ruiz, Puracé, Huila volcanoes and some temporary records of volcanoes like Cumbal, 
Machin, what have derived in a great number of waveforms that have been classified with 
base to a classification that basically is summarized in the proposals from Lahr et al. 
(1994) and Chouet (1981, 1988, 1992 and 1996) incorporating some particularities, on the 
part of the Volcanological Observatories of INGEOMINAS, of the earthquakes that are not 
easily adjusted to the typology settled down in the considered classification. These 
particularities can lead to the introduction of many names that maybe do not allow to 
evidence the processes associated to this type of seismic events easily. With this catalog, it 
is sought exactly to obviate this type of inconveniences in spite of the difficulties that can 
continue being presented in the volcanic seismic events classification. 
 
Galeras Volcano has registered a wide variety of seismic signals. Some of them associated 
with extensional fractures due to inflation of the volcanic edifice or as shear fractures along 
preexisting faults in the volcano solid part. These signals are the result of pressures induced 
by magma or temperature drastic changes (Volcano-Tectonic events). Other kind of signals 
are related with fluid-dynamic processes in the magma-gas system (Tremor and Long 
Period events). In addition, other type of signals, associated with the wide context of the 
volcanic structure dynamics are related with the transitions of processes originated directly 
in the fluid and those originated directly in the solid part (Hybrid events). On the other 
hand, it has been contemplated signals related with surface processes which act directly in 
the volcanic edifice such as, pyroclastic flows, mud flows, volcanic debris flows and rock 
falls. 
 
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1. INTRODUCCIÓN 
La sismicidad es una de las manifestaciones de los volcanes activos, la cual puede estar 
asociada con determinadas fases de las erupciones, con etapas póstumas o premonitorias, 
evidenciando un proceso físico en el interior del sistema volcánico como movimientos 
internos o convectivos en cámaras magmáticas, explosiones y pulsaciones del magma 
durante su ascenso, etc. 
 
En los sismogramas se han evidenciado varios tipos de registros de señales sísmicas 
conocidos como firmas, acordes con el origen, el viaje desde la fuente, las características 
del instrumento, el acople entre la fuente y el medio "elástico", y el medio y el instrumento. 
Teniendo en cuenta que la sismicidad es uno de los principales insumos de la vigilancia 
volcánica, es de vital interés el establecer una clasificación orientada en los procesos del 
interior del sistema volcánico con base en el conocimiento de los mecanismos de fuente 
relacionados con la dinámica de fluidos magmáticos e hidrotermales de los volcanes y en el 
entendimiento del acoplamiento entre la dinámica de fluidos y la elastodinámica. 
En Colombia, se cuenta con registros continuos de sismicidad de los volcanes Galeras, 
Nevado del Ruiz, Puracé, Huila y algunos registros temporales de volcanes como Cumbal, 
Machín, lo que ha derivado en gran número de formas de onda que se han catalogado con 
base a una clasificación que básicamente se resume en las propuestas de Lahr et al. (1994) 
y Chouet (1981, 1988, 1992 y 1996) incorporando algunas particularidades, por parte de los 
Observatorios Vulcanológicos de INGEOMINAS, de los sismos que no se ajustan 
fácilmente a la tipología establecida en la clasificación considerada. Estas particularidades 
pueden conducir a la introducción de muchos nombres que quizás no permitan evidenciar 
fácilmente los procesos asociados a este tipo de sismos. Con este catalogo, se pretende 
justamente obviar este tipo de inconvenientes a pesar de las dificultades que puedan seguir 
presentándose en la clasificación de los sismos. 
 
El punto de partida para hacer este catálogo fue la revisión de los sismos que se han 
clasificado en el volcán Galeras, y esencialmente se ha tenido en consideración la 
morfología de las firmas en el dominio del tiempo y la definición de su contenido 
frecuencial en el dominio de la frecuencia, atendiendo, en primera instancia, los registros 
tanto analógicos como digitales de instrumentos en corto periodo que han sido la base 
desde que se empezó la vigilancia de este volcán. Adicionalmente, se han contemplado 
algunas relaciones con manifestaciones de la actividad volcánica y estudios relacionados 
con modelamiento de procesos relacionados con el mecanismo de la fuente de algunas 
señales. 
 
 
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2. CLASIFICACIÓN DE SISMOS EN EL VOLCÁN GALERAS 
Exceptuando los sismos de foco profundo, una característica de los sismos tectónicos es 
que el proceso de excitación es siempre impulsivo, es decir una fractura quebradiza de la 
roca sólida debida a la acumulación de esfuerzos tectónicos. Tipo similar de sismos existen 
en un régimen volcánico, ya sea como fracturas de extensión debido a deformaciones 
inflacionarias del edificio volcánico o a fracturas de cizalla a lo largo de fallas preexistentes 
como consecuencia de procesos de inyección o regresión de fluidos. En general, la familia 
de sismos de fractura que ocurren en una zona volcánica se denominan eventos volcano-
tectónicos, VT (Latter, 1979; Lahr et al, 1994 y Chouet, 1996) sin discernir si su origen es 
puramente volcánico o como consecuencia de la acumulación de esfuerzos tectónicos. Otra 
familia de sismos volcánicos está asociada directamente con procesos de dinámica de 
fluidos en el sistema magma-gas o hidrotermal (tremor, TR y eventos de largo periodo, LP; 
Chouet, 1981, 1988, 1992 y 1996). Adicionalmente, en el amplio contexto de la dinámica 
de toda la estructura del volcán, los eventos LP, TR y sismos VT están íntimamente 
interrelacionados, así que se tienen eventos que reflejan la transición entre los procesos 
originados directamente en el fluido y aquellos originados directamente en el sólido que 
corresponden a eventos híbridos, HY. 
2.1 ANTECEDENTES DE LA CLASIFICACIÓN DE SISMOS EN EL VOLCÁN 
GALERAS 
Galeras ha registrado una amplia gama de señales sísmicas con diferentes morfologías de 
firmas. La clasificación ha sido dinámica en el tiempo. Inicialmente, en 1989, se 
fundamentó en la clasificación utilizada en el Volcán Nevado del Ruiz, la cual estaba 
basada en Minakami, 1960 y 1974 (Tipo A y Tipo B) y Latter, 1979 y modificada por 
Malone, 1983 y Newhall 1984, semejante a la utilizada en el volcán Santa Helena (Alta 
Frecuencia, Superficial, Baja Frecuencia y Periodo Largo) modificándola a medida que se 
presentaban sismos no definidos en la clasificación preexistente (tremor bandeado, sismos 
de hielo, etc.). Este tipo de clasificación se adoptó en el volcán Galeras y luego se modificó 
según Lahr et al, 1994 y Chouet, 1981, 1988, 1992 y 1996 (Largo Periodo, tremor armónico 
y Volcano-Tectónicos) incorporando algunas particularidades (tremor espasmódico, 
tornillos, mariposas, etc.). Para los sismos tectónicos se ha mantenido el criterio de la 
diferencia de arribos de las ondas S con P (Tectónico locales, tectónico regionales y 
telesismos). También se han catalogado otro tipo de eventos como avalanchas, explosiones 
inducidas o de cantera. 
 
Hasta octubre de 1991, en el volcán Galeras se contemplaba la siguiente clasificación, que 
en su época fue conceptuada como: 
 
• Alta Frecuencia. Sismos con frecuencias mayores de 5 Hz y diferencias de S y P 
menores de 5 s. Se encuentran asociados a rupturas de roca bajo el volcán. 
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• Superficiales. Sismos con una duración mucho mayor en relación con su amplitud y 
que presentan mezcla de frecuencias. Estos eventos parecen estar asociados a “la 
actividad de fluidos en la parte alta del conducto volcánico”. 
• Baja Frecuencia. Sismos con frecuencias menores de 5 Hz e inicio emergente. Son 
eventos volcánicos someros asociados a la actividad de fluidos tanto hidrotermales 
como magmáticos dentro del sistema del conducto volcánico, tales como 
desgasificación, tránsito de gases, explosiones, etc. 
• Largo Periodo. Son una clase de sismos de Baja Frecuencia similares a éstos, pero con 
valores en frecuencia más bajos, menores de 2 Hz, mostrando una superposición de 
altas frecuencias al inicio del evento. Estos eventos implican una repetida activación de 
una fuente dada. Un origen propuesto para estos eventos, es que suceden cuando se 
rompe un canal que conecta dos conductos con fluidos a diferentes presiones (Fehler, 
1996). 
• Tremor. Señal duradera en el tiempo pudiendo alcanzar segundos, minutos, horas y 
hasta días. Está asociada con el movimiento de fluidos en el interior del volcán y se 
presenta a veces precedida por eventos de baja frecuencia. Se caracteriza por tener un 
espectro con frecuencia dominante. 
 
A medida que se registraban los sismos en Galeras, poco a poco fueron introduciéndose 
algunas modificaciones, especialmente con los llamados sismos superficiales que 
prácticamente fueron abolidos. A partir de noviembre de 1991, se optó por considerar, tal 
como lo expresaba Chouet (1988) solamente tres tipos de sismos de carácter transitorio: 
• Largo Periodo involucrando las anteriores señales de Baja Frecuencia. Estos sismos 
están asociados con procesos de dinámica de fluidos en el sistema magma-gas o 
hidrotermal. 
• Alta Frecuencia que posteriormente, hacia 1995 se las comenzó a llamar genéricamente 
Volcano-Tectónicos (Latter, 1979; Chouet, 1996). Estos sismos están asociados con 
fracturamientos de extensión o de cizalla en la parte de roca sólida del edificio 
volcánico debido a presiones inducidas por magma, gases o cambios bruscos de 
temperatura. 
• Posterior al emplazamiento de un domo de lava en el cráter de Galeras, se introdujeron 
dos grupos de señales sísmicas, los llamados “tornillos” como un tipo especial de 
señales de Largo Periodo y las “mariposas” como una clase de eventos híbridos 
(Chouet, 1996). Los sismos híbridos están asociados con la transición entre los 
procesos originados directamente en el fluido y aquellos originados directamente en el 
sólido. 
 
Para los sismos tectónicos se ha mantenido el criterio de la diferencia de arribos de las 
ondas S con P (Tectónicos locales entre 5 y 15 s, tectónicos regionales entre 15 y 120 s y 
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telesismos mayores de 120 s). Adicionalmente, se han catalogado otro tipo de eventos 
como avalanchas, explosiones inducidas. 
 
En relación con el tremor volcánico eran conocidos los trabajos de Kubotera (1971), Aki et 
al. (1977), Gordiev (1978), y Chouet (1981) y especialmente, el énfasis que hacia Gil-Cruz 
con este tipo de señales. Al igual que los sismos LP, estas señales están asociadas con 
procesos de dinámica de fluidos en el sistema magma-gas o hidrotermal. 
2.2 ANTECEDENTES DE CLASIFICACIONES 
Existen varios tipos de registros de señales sísmicas, las cuales se distinguen en los 
sismogramas, acordes con el origen, el viaje desde la fuente, las características del 
instrumento, el acople entre la fuente - el medio "elástico" y el medio - el instrumento. Lo 
anterior comúnmente se manifiesta en las formas de registro sísmico que se conocen como 
firmas o rúbricas sísmicas. 
En el pasado, se ha intentado entender la sismología de los volcanes enfocándola 
principalmente en la clasificación de eventos con base en la morfología de sus firmas y la 
definición de sus frecuencias en el dominio del tiempo sobre registros analógicos de los 
instrumentos de corto periodo con una pequeña idea en los procesos de la fuente. De hecho, 
los esquemas de clasificación han interpretado la gran variedad de firmas sísmicas 
observadas en volcanes en los términos de efectos del camino atribuidos a la 
heterogeneidad extrema de los medios volcánicos. Este acercamiento se ha visto en la 
mayoría de los eventos sísmicos cuyo origen está en el debilitamiento quebradizo de la roca 
en respuesta a esfuerzos inducidos por el movimiento del magma, o en fenómenos de 
desgasificación en grietas abiertas. 
El trabajo de Minakami y otros (1950) en el volcán Utso, en Japón, estuvo entre los 
primeros en intentar una clasificación sistemática de sismos y un intento en relacionar los 
tipos de señales sísmicas con los procesos volcánicos. Minakami (1960, 1974) establece 
una clasificación de acuerdo a la forma de la envolvente, la profundidaddel foco, la 
naturaleza de los movimientos sísmicos y su relación con las erupciones. Considera varios 
tipos de sismos que pueden resumirse según las siguientes características: 
• Tipo A: sismos volcánicos cuya rúbrica sísmica de relativa alta frecuencia es parecida a 
los sismos profundos de la tectónica clásica, exhiben fases distinguibles de ondas y P y 
S. Estos sismos tienen profundidades de foco entre 1 y 20 km; generalmente con 
magnitud menor a 6 y habitualmente se presentan a manera de enjambres, principal 
característica que los diferencia de los sismos tectónicos de magnitud equivalente. 
En el caso de sismos volcánicos de foco entre 3 y 5 km, éstos exhiben altas frecuencias 
y son similares a los tectónicos, pues realmente suelen ser producidos por la 
movilización de fracturas en la vertical del edificio volcánico, generalmente después de 
grandes explosiones o en fases premonitorias muy anteriores a la erupción. 
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Los sismos generados a profundidades inferiores a los 2-3 km, son de frecuencia media 
a baja y la determinación de su foco y de sus causas es muy difícil dada la 
heterogeneidad de los terrenos volcánicos. Este último factor aporta a la gran variedad 
y complejidad de los sismogramas volcánicos, por lo que solo son válidos para la 
discriminación entre los diferentes tipos de sismos, los registros de estaciones 
emplazadas en laderas del volcán, pues los de estaciones lejanas no permiten establecer 
diferencias significativas. De acuerdo con la experiencia, la identificación de estos 
sismos es de gran interés, ya que su número suele incrementase poco antes de iniciarse 
las erupciones. 
• Tipo B: sismos volcánicos que se producen en el mismo edificio volcánico en las 
proximidades de los cráteres activos y a profundidades muy superficiales, su magnitud 
es muy pequeña y la fase S es prácticamente inexistente. 
• Tipo C o E: sismos volcánicos asociados a explosiones superficiales que presentan una 
onda de aire muy marcada. Su magnitud permite evaluar la energía cinética de la 
erupción. 
• Ruido sísmico: una característica de la actividad sísmica de algunos volcanes es la 
presencia de formas más o menos continuas de una vibración las cuales pueden 
terminar de manera abrupta y sin una correspondiente atenuación progresiva, además de 
exhibir un contenido espectral estable a lo largo de la señal. En cuanto al origen, se 
asocian a inyecciones de magma (profundo) o a vibraciones sonoras en los conductos 
de emisión (superficial). El análisis de los sismogramas con ruido sísmico pone de 
manifiesto ondas de los distintos tipos, incluidas Rayleigh y Love. 
En un principio, el tremor armónico era considerado como ruido sísmico, característico 
y casi exclusivo del fenómeno volcánico. El tremor que puede ser más o menos intenso 
y durar minutos u horas ha sido identificado con movimiento de fluidos. 
Kubotera (1965) retoma esencialmente la clasificación de Minakami y la resume en: 
• Terremotos volcánicos: incluyendo básicamente dos tipos 
• Tipo A: sismos con foco entre 1-10 km 
• Tipo B: sismos someros que afectan una limitada región bajo el cráter. 
• Terremotos de explosión: provocados por la onda expansiva de los gases al salir 
violentamente. 
• Microtemblores volcánicos: provocados por vibraciones en columnas, grietas, canales o 
cámaras con magmas. 
En general, la clasificación de sismos volcánicos generalmente sigue esquemas basados en 
las características de la rúbricas del sismograma o en el mecanismo de la fuente inferido, 
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20
tales como las de Minakami, 1960 y 1974; Kubotera, 1965, Koyanagi, 1968; Shimozuru et 
al., 1968; Tockarev, 1981; Shick, 1981 y Malone, 1983 entre otras. Comúnmente, los 
observatorios vulcanológicos asumen algunas de ellas, pero en ocasiones se modifican o 
amplían, o se desarrollan clasificaciones propias. No obstante, la enorme variedad de 
firmas sísmicas en volcanes es meramente un reflejo de efectos de heterogeneidad 
estructural extrema, fuertes contrastes de topografía en el edificio volcánico así como una 
gran diversidad de materiales y procesos involucrados. Las clasificaciones se han ajustado 
al tipo de instrumentación que se está utilizando para el seguimiento del fenómeno, por lo 
cual algunos autores tienen sus reparos en los nombres y características definidas para 
algunas señales, ya que éstas pueden variar notoriamente dependiendo del tipo de 
instrumento en el que se registren; es decir, sea por ejemplo, en estaciones conocidas como 
de corto período o de banda ancha. 
En resumen, aunque las clasificaciones de los sismos volcánicos pueden exhibir 
gradaciones y traslapes considerables, una de las clasificaciones generales y comúnmente 
utilizadas para catalogar sismos volcánicos podría apuntar los siguientes tipos (Chouet, 
1981, 1988, 1992 y 1996; y McNutt, 1996, 2000; Minakami, 1960 y 1974 y Malone, 
1983): 
2.2.1 Señales sísmicas volcánicas transitorias 
2.2.1.1 Sismos Volcano-Tectónicos (VT), Alta Frecuencia (HF) o Corto Periodo. 
En esta familia de sismos se pueden distinguir dos subfamilias: 
 
• VT profundos (VT-A) o Tipo A, Tipo h. Estos sismos (Figura 2.1), generalmente ocurren 
a profundidades entre 2 y 10 km debajo del volcán. Las formas de onda de estos 
eventos exhiben contenidos de alta frecuencia (>5Hz) con energías pico en la banda de 
frecuencias entre 6 a 8 Hz, seguido por una coda con relativa alta atenuación y amplia 
banda de frecuencias con significante energía hasta 15 Hz, asemejándose a la de los 
típicos sismos tectónicos registrados cerca de la fuente. La firma está dominada por 
mostrar de manera distinguible las fases de ondas de cuerpo P y S y exhibir un 
decaimiento rápido de la coda con una caída exponencial. Este tipo de sismos de Alta 
Frecuencia corresponde al “tipo A” de Minakami (Minakami y otros, 1950; Minakami, 
1974), a los sismos “Volcano-Tectónicos” de Latter (1979), y a los de “tipo h” de 
Malone (1983). El inicio de los sismos de Alta Frecuencia es a menudo muy impulsivo, 
aunque arribos emergentes pueden observarse ocasionalmente en algunas estaciones 
como consecuencia de atenuación de las fase P a lo largo de la trayectoria de los rayos 
atravesando cámaras magmáticas (Latter, 1984) o posiblemente a una orientación 
particular del patrón de radiación de la energía en la fuente del sismo. Usualmente, el 
contenido de frecuencia dominante en el campo de los desplazamientos está entre 1 y 6 
Hz. Como en los sismos tectónicos, la forma de onda de este tipo de eventos también 
depende de la magnitud, la profundidad focal y la distancia entre la fuente y la estación. 
El nombre de volcano-tectónicos para este tipo de eventos implica un mecanismo de 
fuente bien conocido, denominado comúnmente como falla de corte o cizalla causada 
por aumento de esfuerzos que producen un desplazamiento de un plano de falla o 
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debilidad, similar al de una fuente de terremotos tectónicos, con la consiguiente 
relajación de los esfuerzos que se han acumulado progresivamente en el interior del 
volcán. Se infiere que estos sismos se generan por el fracturamiento de la roca en 
respuesta a la intrusión y migración de magma o a la expansión de fluidos geotérmicos 
de alta presión. La frecuente ocurrencia de enjambres de eventos VT no siguen la usual 
distribución después de un terremoto principal como sería el caso de los sismos 
tectónicos. Un enjambre de sismos es una secuencia donde los eventos más grandes 
son similares en tamaño y no necesariamente se presentan al inicio de la secuencia. Las 
altas frecuencias y la impulsividad de las llegadas de las ondas P y S parecen ser 
causadas por bajadispersión debido al corto camino de viaje a través de regiones de alta 
dispersión y baja atenuación. 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.1.a) Evento Volcano-
Tectónico tipo A, registrado con 
sensores transductores de 
velocidad en Galeras el 3 de 
septiembre de 1989. El eje 
horizontal representa tiempo en 
segundos y el eje vertical, 
amplitudes en milímetros. 
 
 
 
 
 
b) Evento VT-A con origen en 
Galeras el 25 de noviembre de 
1993. El eje horizontal 
representa tiempo en segundos 
y el eje vertical, amplitudes en 
cuentas. 
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c) Evento tipo VT-A registrado 
en el Monte Merapi, Indonesia. 
Los arribos impulsivos de las 
ondas P y S son claramente 
visibles en la señal, así como su 
contenido de alta frecuencia y la 
corta duración de la señal. El 
color de codificación dado, 
representa densidad espectral de 
amplitud normalizada y es 
válido para todas las figuras 
similares subsecuentes 
(Modificada de Wassermann J., 
2002). 
 
• VT superficiales (VT-B), Tipo B, Tipo m. En algunas regiones, considerados 
erróneamente como de “Baja Frecuencia”. Generalmente ocurren a profundidades 
iguales o menores a 2 km. Estos sismos VT muestran de manera relativa, una muy 
larga duración de coda exhibiendo frecuencias características de una dispersión de tren 
de ondas superficiales; tienen fases emergentes de ondas P y aún resulta imposible 
detectar un arribo claro de fases de onda S y muestran un contenido más bajo de 
frecuencia que los eventos VT-A, las bandas espectrales se mueven hacia las bajas 
frecuencias (1-5 Hz) (Figura 2.2). Se piensa que ambas observaciones son causadas por 
una localización hipocentral más superficial y por consiguiente una mayor cantidad de 
dispersión durante la propagación de la onda, sobre todo de las frecuencias más altas. 
Al igual que los eventos del tipo A, se piensa que éstos se forman por fracturamiento 
de roca con un mecanismo de fuente que aún puede consistir principalmente en una 
fuente simple de doble-par de fuerzas; pero la diferencia en las características de la 
rúbrica sísmica parece que refleja efectos del recorrido de las ondas sísmicas de estos 
focos someros a través de capas heterogéneas de piroclastos y lavas generándose 
grandes cantidades de scattering durante la propagación de las ondas. Sismos de alta 
frecuencia de grandes magnitudes, profundidades superficiales o de fuentes distantes 
tienden a estar dominados por bajas frecuencias debido a la atenuación de las altas 
frecuencias o por la generación de fuertes ondas superficiales. Eventos clasificados 
como “tipo B” por Minakami y otros (1950) o “tipo m” en Santa Helena por Malone 
(1983), pueden reflejar estas variaciones en los sismos de Alta Frecuencia (Hamada y 
otros, 1976; Chouet, 1988). 
 
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Figura 2.2. a) Ejemplo típico de un evento tipo VT-B 
registrado durante una fase de alta actividad en el Monte 
Merapi. El contenido de frecuencia está principalmente 
entre 1—10 Hz con valor dominante alrededor de 3 Hz. 
b) Ampliación del mismo evento en sus tres 
componentes. Aunque el arribo de la onda P es visible, 
ningún arribo claro de la onda S puede verse. El círculo 
marca la forma de onda que tiene el tiempo de viaje 
aproximado de la onda S, para la localización de la fuente 
estimada (Modificadas de Wassermann J., 2002). 
 
Recientemente, estudios detallados han mostrado que las fuentes de algunos eventos VT se 
desvían significativamente de una pura falla de cizalla, y muestran algunas similitudes con 
los eventos de Baja Frecuencia que se describen a continuación. Varios artículos 
relacionados con la inversión del tensor de momento sísmico mostraron una contribución 
significativa de partes de parejas sin doble par de fuerzas (Dahm y Brandsdottir, 1997; el 
Saraò et al., 2001). 
2.2.1.2. Sismos de Largo Periodo (LP) o Baja Frecuencia (LF). 
Estos eventos comparten una firma característica consistente en una cuasi-monocromática 
forma de onda y una fase débil de alta frecuencia hasta de 13 Hz, similar a un VT tipo A, 
en el inicio de la señal que resulta ser más notoria cuando las observaciones son hechas 
suficientemente cerca de la fuente, a lo que le sigue la totalidad de la señal que está 
dominada por una componente armónica de largo periodo o baja frecuencia con una 
frecuencia pico generalmente inferior a 5 Hz y un contenido frecuencial restringido 
principalmente a una banda estrecha entre 1-3 Hz que puede ser estable e independiente del 
tamaño del evento (Figura 2.3 a Figura 2.6). Estos eventos tienden a tener una larga 
duración de la coda con relación a las amplitudes. Adicionalmente, se caracterizan por no 
distinguirse los arribos de la fase de ondas S y mostrar en la mayoría de los casos un arribo 
emergente. Las rúbricas de estos eventos son a veces similares a la de los eventos tipo B. 
Las formas de onda típicas de estos eventos muestran algunos pulsos de energía o pseudo-
fases que parecen ser persistentes de un evento a otro. Estas pseudofases no son fácilmente 
correlacionables entre estaciones, y sus características parecen diferir de aquellas de las 
fases típicas P y S. En algunos eventos grandes, particularmente en sismogramas 
registrados cerca al cráter, la primera parte muestra una fase impulsiva, aunque usualmente 
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puede estar precedida por una señal emergente, de pequeña amplitud y alta frecuencia 
asemejándose a un arribo de fase refractada. Una componente de alta frecuencia, asociada 
a la fuente sísmica, es a menudo observada en el inicio en la señal de baja frecuencia 
(Fehler y Chouet, 1982, Chouet, 1992. Usualmente, las fuentes de este tipo de estos 
eventos se sitúan en niveles superficiales del volcán (<2 km) aunque algunos volcanes 
como el Kilauea son reconocidos por producir este tipo de eventos a mayores 
profundidades como 30-40 km (Aki y Koyanagi, 1981; Shaw y Chouet, 1991).. Según 
Chouet (1985, 1988) estos eventos pueden ser causados por resonancia iniciada por 
transientes de presión en un conducto o fractura llena con fluido. Los modelos de fuente 
asociados, varían desde la apertura y resonancia iniciada por transientes de presión en un 
conducto o una fractura como cuando el magma está ascendiendo hacia la superficie 
(Chouet, 1996) hasta la existencia de transientes de presión dentro de la mezcla de fluido-
gas que causan fenómenos de resonancia dentro del propio magma (Seidl et al., 1981). 
Ambos modelos pueden explicar una gran parte de los características observadas en el 
dominio espectral. Recientemente un modelo de falla pura fue desarrollado, el cual 
también considera la influencia de las propiedades del fluido. Simulaciones numéricas 
recientes muestran que el efecto de resonancia y la forma global de los sismogramas y su 
contenido en frecuencia pueden también ser explicadas por el contacto fluido-sólido y por 
la excitación de múltiples ondas reflejadas en perforaciones (Neuberg et al., 2000). 
 
Por otro lado, en la literatura relacionada con sismicidad de tipo volcánico, es común ahora 
hablar de los sismos Tornillos, nombre dado en Colombia a una variedad de evento de 
Largo Período que se caracteriza por un registro de forma de onda aparentemente 
homogéneo en el contenido de frecuencias y por su gran duración con decaimiento lento de 
la coda. Este tipo especial de señales sísmicas ha sido observado realmente en pocos 
volcanes alrededor del mundo, particularmente en varios de los localizados en el Japón; 
también, se han registrado en los volcanes colombianos Puracé, Cumbal y Nevado del 
Ruiz. Para el volcán Galeras, la relevancia de este tipo de sismos radica en que han 
precedidola mayoría de las erupciones registradas entre 1992 y 1993 (Torres et al., 1996; 
Narváez et al., 1997; Gómez y Torres, 1997). 
 
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Figura 2.3 a) y b) Ejemplo de un grupo de 
ondas LP registradas en el Monte Merapi. 
Claramente, la frecuencia dominante está 
alrededor de 1 Hz. b) Muestra un ejemplo 
de un evento LP registrado en dos sitios 
diferentes localizados en el Volcán 
Redoubt, Alaska (Modificadas de 
Wassermann J., 2002). La señal con 
decaimiento lento de su coda es también 
conocida como Tornillo. 
 
 
 
Figura 2.4 Evento de Largo 
Período registrado en Galeras con 
sensores transductores de 
velocidad el 1 de agosto de 1989. 
El eje horizontal representa 
tiempo en segundos y el eje 
vertical, amplitudes en 
milímetros. 
 
 
Figura 2.5 Eventos de Largo Período de coda larga con decaimiento muy lento de la coda "Tornillo", 
registrados con sensores transductores de velocidad en Galeras. El eje horizontal representa tiempo en 
segundos y el eje vertical, amplitudes en milímetros. 
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a) 
b) 
Figura 2.6 a) y b) Eventos de Largo Período de coda larga con decaimiento muy lento de la coda 
"Tornillo", registrados en Galeras el 14 de septiembre (superior) y 4 de junio de 1993 (inferior) con 
sensores transductores de velocidad. El eje horizontal representa tiempo en segundos y el eje 
vertical, amplitudes en cuentas. 
2.2.1.3 Sismos híbridos, sismos multifase. 
Algunas señales sísmicas volcánicas comparten las características de frecuencia y señal 
tanto de eventos LP como de sismos tipo VT (A, B). Señales de esta clase son 
normalmente clasificadas como eventos Híbridos, los cuales pueden reflejar una posible 
mezcla de mecanismos de fuente de ambos tipos de eventos (Figura 2.7), por ejemplo, un 
sismo VT puede activar cercanamente, un evento LP. Las altas frecuencias en el inicio de 
los híbridos es más pronunciada que en los de los LP pero su coda es dominada mediante 
trenes de onda armónica no dispersivos que es característico de los eventos LP así que los 
espectrogramas de las codas de los híbridos y los eventos LP son similares. En cuanto a 
los primeros movimientos, los sismos VT e híbridos muestran mezclas de polaridades en 
las estaciones de registro, mientras que los eventos LP muestran la misma polaridad en 
todas las estaciones. Miller et al. (1998) concluyó que tales eventos reflejan actividad muy 
superficial asociada con el crecimiento de un domo. En el volcán Galeras, estos sismos 
fueron observados también durante el proceso de ascenso y emplazamiento de un domo de 
lava e identificados inicialmente, con el nombre de Mariposas, caracterizados además por 
ser relativamente superficiales y pequeños. 
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Figura 2.7. Evento híbrido 
originado en Galeras el 18 de 
septiembre de 1992 y 
registrado con sensores 
transductores de velocidad. El 
eje horizontal representa 
tiempo en segundos y el eje 
vertical, amplitudes en cuentas. 
 
Existen casos en donde sismos LP, híbridos y VT superficiales procedentes 
aproximadamente de una misma región exhiben firmas temporales y espectrales bastante 
distintas, por lo cual, se puede concluir que sus diferentes características no se pueden 
atribuir a efectos de camino (Figura 2.8). 
 
 
 
Figura 2.8. a) Muestra un evento Híbrido y 
b) un evento tipo VT-B para su comparación. 
Las frecuencias más altas al principio del 
evento Híbrido son una característica obvia, 
mientras que la parte siguiente muestra 
similitud con el evento tipo VT-B 
(Modificadas de Wassermann J., 2002). 
 
Los eventos Multifase (MP) o Eventos de Muchas-Fases (Figura 2.9; Shimozuru, 1972) 
tienen de alguna manera más altos contenidos frecuenciales (3 a 8 Hz) que los eventos 
Híbridos, pero están también relacionados con el crecimiento de un domo energético a 
niveles poco profundos. Ambos tipos de señales y sus mecanismos asociados son todavía 
un tema de investigación así como el hecho, que su ocurrencia podría ser un buen indicador 
de la inestabilidad de domos de lava de alta viscosidad. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.9. Evento MP registrado en el Monte Merapi durante 
la formación de un fuerte domo. Las frecuencias se restringen 
entre 3 – 10 Hz y se parecen a las mostradas por un evento VT-
B de este volcán. Observe la gran duración de este evento 
mientras que su amplitud es mucho más pequeña que para el 
evento VT-B mostrado en la Figura 2.8 (Modificadas de 
Wassermann J., 2002) 
2.2.1.4 Sismos de explosiones. 
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Este tipo de señales acompañan erupciones explosivas Estrombolianas u otras más grandes 
Son resultado de explosiones volcánicas durante actividad eruptiva. Sus rúbricas pueden 
variar significativamente dependiendo de la fuerza, duración y frecuencia de repetición de 
las erupciones. Generalmente, en el sismograma se destaca el arribo tardío de la onda 
sonora. La ocurrencia de la onda de aire es causada por el empuje sónico durante la 
explosión, cuando el gas en expansión se acelera en la salida de la abertura (Figura 2.10). 
Esta onda viaja principalmente a través del aire con la velocidad típica del sonido (≈340 
m/s). Dado que no se discutirá el mecanismo explosivo, la fuente que causa esta explosión 
no es todavía clara. Algunos eventos LP muestran el mismo comportamiento de 
frecuencia-tiempo que los sismos de explosión pero con la ausencia de una fase aérea 
(McNutt, 1986). Esto podría reflejar un mecanismo de fuente común de eventos LP- 
situados más profundamente y sismos de explosión producidos superficialmente. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.10. Una señal de explosión registrada en 
el volcán Stromboli, Italia. La estación sísmica se 
localizó a tan solo 400 m de la abertura activa. La 
línea punteada da una estimación general del arribo 
de una onda sonora visible también como altas 
amplitudes (rojos) en la gráfica de tiempo-
frecuencia, alrededor de 5 Hz (Modificada de 
Wassermann J., 2002). 
2.2.2 Señales sísmicas volcánicas continuas 
La apariencia de señales sísmicas continuas en volcanes activos, demuestra la diferencia 
más profunda entre la sismología tectónica y la volcánica. Los mecanismos esperados van 
desde efectos obvios en la superficie como caída de rocas, deslizamientos o flujos 
piroclásticos densos hasta efectos internos tal como el tremor volcánico. Casi que cada 
volcán alrededor del mundo, muestra una señal de tremor volcánico durante diferentes 
estados de actividad. El tremor volcánico es el parámetro más favorable en advertencias 
tempranas de erupción volcánica. 
2.2.2.1 Tremor volcánico. 
Se refiere al tipo de sismicidad volcánica caracterizado por un trazo esencialmente continuo 
en el sismograma en contraste con los anteriores eventos de carácter discreto (Malone y 
Qamar, 1984). El tremor volcánico refleja una vibración continua del suelo o pequeños 
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sismos muy frecuentes, cuyas ondas se traslapan. La mayoría de volcanes basálticos 
monitoreados muestran algún tipo de registro cíclico de tremor volcánico. Las señales de 
tremor pueden tener duraciones entre minutos y meses y, en la mayoría de los casos, sus 
espectros están en una banda muy angosta (1 - 5 Hz). Algunas señales de tremor muestran 
variaciones de amplitud pulsátiles fuertes y cortas (denominadas como tremor de 
batimentos o espasmos), mientras que otras son casi estacionarios durante varios días oincluso meses. Las similitudes en los espectros del tremor volcánico y sismos LP y aún con 
los sismos de explosión, son otras observaciones importantes que tienen que ser explicadas 
al buscar los mecanismos de fuente. 
 
Observaciones en el volcán Montserrat (Neuberg et al., 2000) y en el Volcán Merapi 
(Indonesia) apoyan la hipótesis de una fuente repetitiva (Figura 2.11). Durante varios 
ciclos de incremento de actividad sísmica volcánica, se ha reconocido la transición de 
eventos MP/Híbridos cercanos en el tiempo, con una señal continua de tremor volcánico y 
viceversa. Como los mecanismos de fuente de ambos tipos de señales son todavía 
desconocidos, la fuerza causante detrás de estos mecanismos no es conocida. También, el 
tipo de mecanismo de retroalimentación que debe estar involucrado en este sistema podría 
no ser aún identificado. 
 
 
 
Figura 2.11. Secuencia de señales 
sísmicas repetitivas en el Volcán Merapi 
en 1996. a) Eventos MP muy 
regularmente distribuidos antes de que 
ellos se mezclen para formar tremor 
volcánico (ver b). c) Después de 
algunas horas, el tremor es reemplazado 
por una sucesión de eventos discretos 
con amplitudes ligeramente mayores 
que antes. Nota: en contraste con la 
clasificación dada en la Figura 2.9, el 
contenido frecuencial de estas señales es 
menor (0.7 - 10 Hz) y podría no reflejar 
eventos MP "puros". En d) la región de 
tiempo-frecuencia de las gráficas a) c) 
se dibujan en el dominio del tiempo. Un 
pasa banda entre 0.8 - 1.3 Hz se aplicó 
antes de la ampliación. Los grupos de 
ondas individuales vistos en la señal 
continua filtrada apoyan también la idea 
de eventos mezclados que causan el 
tremor volcánico (Modificadas de 
Wassermann J., 2002). 
 
Según Ryall & Ryall (1993) se reconoce : 
 
• Tremor armónico. Esta señal se caracteriza por sucesiones de onda monocromáticas 
(una misma frecuencia) o cuasimonocromáticas en una banda frecuencial muy angosta. 
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Una característica de estas señales es el mantener una amplitud casi uniforme o mostrar 
modulaciones regulares de la envolvente. 
 
Durante la última década, se han hecho muchas observaciones de la ocurrencia y 
características del tremor volcánico en volcanes con lavas de alta viscosidad. En el 
volcán Semerú (Indonesia) los espectros del tremor volcánico tuvieron más de 12 
armónicos. Esto apoya la asunción de un medio resonante con un factor de calidad alto 
(Q), así como también un mecanismo de retroalimentación preciso trabajando 
(Hellweg et al, 1994; Schlindwein et al., 1995) (Figura 2.12). Observaciones similares 
se hicieron también en el volcán Galeras (Colombia) donde se contaron hasta 14 
armónicos (Gil-Cruz, 1999) y en el volcán Lascar (Chile) donde hasta 30 armónicos 
pudieron identificarse en las señales sísmicas (Hellweg, 1999). 
 
Schlindwein et al. (1995) propusieron un mecanismo de retroalimentación similar a 
aquel de generación de sonido en una grabadora, y también discutieron una fuente 
repetitiva con un tiempo preciso de repetición, como posibles mecanismos 
generadores. Este modelo fue refinado por Johnson y Lees (2000) y Neuberg et al. 
(2000). En el caso de mecanismo de retroalimentación, el cuerpo resonador debe 
consistir de una fase pura de gas, pero la lava en el Mt. Semerú es demasiado viscosa 
como para resonar a las frecuencias observadas. El segundo mecanismo posible, 
requiere de un mecanismo cronometrado muy preciso para producir los armónicos 
altamente estables. 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
 
Figura 2.12 a) Señal de tremor armónico registrada 
en el Monte Semerú, Indonesia. Más de seis 
armónicos pueden ser reconocidos empezando con 
un modo fundamental localizado aproximadamente a 
0.8 Hz (Modificada de Wassermann J., 2002). 
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b) Señal de Tremor de armónico, registradas con sensores transductores de velocidad en Galeras el 7 de 
mayo de 1989. El eje horizontal representa tiempo en segundos y el eje vertical, amplitudes en milímetros. 
 
• Tremor espasmódico. si su amplitud o frecuencia varía significativamente. Esta señal 
no exhibe frecuencias dominantes distinguibles a primera vista y su banda de contenido 
espectral es más amplia que los tremores armónicos. La mayoría de estos tremores son 
de carácter espasmódico compuestos de amplitudes distribuidas aleatoriamente sin 
llegar a establecer envolventes bien determinadas. En el Volcán Etna (Italia), 
fluctuaciones fuertes de la amplitud del tremor volcánico están asociadas con fuentes de 
lava que salen de uno de sus cráteres de la cima o después de la apertura de una fisura 
lateral (Cosentino et al., 1989). Gottschämmer (1999) describió un ciclo de tremor en 
el volcán Bromo (Indonesia), donde la fluctuación de la amplitud del tremor pudiera ser 
correlacionada con una pesada columna de ceniza (gran amplitud - tremor de erupción) 
o con episodios de vapor blanco (tremor de amplitud pequeña; Figura 2.13). 
 
Figura 2.13. a) Señal de Tremor de espasmódico, registrada con sensores transductores de velocidad en 
Galeras el 24 de abril de 1989. El eje horizontal representa tiempo en segundos y el eje vertical, amplitudes 
en milímetros. 
 
 
 
 
b) Señal de Tremor 
espasmódico que se 
originaron en el 
volcán Galeras el 29 
de junio de 1989. El 
eje horizontal indica 
tiempo en segundos y 
el vertical, amplitudes 
en cuentas. 
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c). Tremor volcánico del volcán 
Bromo (Indonesia) durante una 
fase de alta actividad al final de 
1995. Las grandes amplitudes 
del tremor se correlacionan con 
la erupción de pesadas columnas 
de ceniza, mientras que las 
amplitudes pequeñas del tremor 
aparecen durante calmadas 
emisiones de vapor (Modificada 
de Wassermann J., 2002). 
 
Estas observaciones hechas en volcanes diferentes, tanto con magmas de viscosidad baja o 
con una gran cantidad de volátiles (libres o después de la fragmentación de magmas de 
viscosidad alta, vapor) sugieren la participación de interacciones de gas/fluido en la 
generación de tremor volcánico. 
 
Las similitudes en la totalidad del contenido espectral de eventos LP y tremor volcánico se 
reflejan en similitudes del mecanismo de fuente propuesto o de la región fuente (fluido 
resonante). Se piensa que la inestabilidad de flujo juega un papel importante en la 
excitación del tremor volcánico en un patrón de flujo de fase múltiple (Seidl et al., 1981; 
Schick, 1988) y los eventos LP asociados se ven como un transiente dentro del mismo 
sistema físico. Por otro lado, Chouet (1986, 1987) establece que una excitación repetida de 
un sistema de grietas conectadas, podría causar una señal armónica y de larga duración, 
donde el fluido sólo está reaccionando pasivamente a las oscilaciones de la grieta. 
 
Las observaciones de contenido espectral soportan las interpretaciones tanto de magmas de 
baja viscosidad como con volátiles. Explosiones en el volcán Stromboli, excitan la misma 
banda de frecuencias que el tremor volcánico, lo que apoya la idea de un sistema resonador 
común (Figura 2.14). Sin embargo, debe tenerse cuidado al interpretar los espectros de 
frecuencia del tremor volcánico. Estudios detallados de las distribuciones espaciales de 
frecuencia en Stromboli, mostraron que picos individuales de frecuencia posiblemente son 
influenciados, en una cantidad desconocida, por el medio de propagación (Mohnen y 
Schick, 1996). 
 
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Catálogo de señales sísmicas volcánicas De Colombia 
 
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Figura 2.14 a) Señales de 
explosión superimpuestas a 
una señal continua de tremor 
volcánico en el volcán 
Stromboli. El recuadro marca 
la banda