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Introducción
La mayoría de los terremotos a nivel global se concentran en los límites de placas tectónicas. En los límites convergentes -donde una placa litosférica se hunde por debajo de otra en un proceso llamado subducción- se observan terremotos profundos, aquellos que ocurren a más de 70 km por debajo de la superficie y que se clasifican en dos grupos: terremotos de profundidad intermedia (TPI), que ocurren entre los 70 y 300 km de profundidad, y terremotos profundos (TP), que pueden alcanzar los 700 km (Frohlich, 2006). La Figura 1 muestra un mapa global con los terremotos de magnitud mayor a 2,5 (M>2,5) registrados desde el 2020 hasta el presente. Como puede observarse, la mayoría de los terremotos son superficiales, en tanto que los TPI y TP están ubicados casi exclusivamente en zonas de subducción. Aunque puede haber terremotos de profundidad intermedia en otros ambientes tectónicos (Prieto et al., 2017; Chen & Molnar, 1983; Frohlich & Nakamura, 2009), estos son poco frecuentes.
Pero, ¿por qué son relevantes los terremotos profundos? En condiciones normales no esperaríamos terremotos a profundidades mayores a los 50 a 70 km, ya que el aumento de la temperatura y la presión hacen que la deformación de las rocas no sea de tipo frágil sino plástica, mediante flujo viscoso (Frohlich, 2006; Zhan, 2020). Sin embargo, como se observa en la Figura 1, aunque la cantidad de terremotos a profundidades mayores de 70 km disminuye considerablemente, no desaparece del todo. Esto indica que es posible que ocurra ruptura frágil incluso en zonas del manto superior donde las condiciones favorecen la deformación dúctil (Green & Houston, 1995; Frohlich, 2006; Zhan, 2020).
Para que pueda presentarse una ruptura frágil a esas profundidades, deben concentrarse niveles excepcionalmente altos de esfuerzo, capaces de superar la resistencia del material y permitir la localización de la ruptura dentro de un entorno mayoritariamente dúctil (Rodkin, 2022). A pesar de estas diferencias, las características sísmicas de tales eventos son muy similares a las de los terremotos superficiales: presentan mecanismos focales de doble cupla (double-couple) y distribuciones Gutenberg-Richter similares (Frohlich, 1989; Prieto et al, 2012).
En diversos estudios se han planteado diferentes mecanismos para explicar la presencia de los TPI y los TP, pero aún no se ha determinado un modelo único que logre explicar de manera satisfactoria todas las observaciones disponibles (Zhan, 2020; Jia et al., 2024). Uno de los mecanismos más aceptados se relaciona con los procesos metamórficos que experimentan las rocas dentro de la placa en subducción (Abers et al., 2013). En el caso específico de los TPI que son el foco de este trabajo, se ha propuesto que la deshidratación de minerales en las rocas ultramáficas genera cambios de volumen y redistribuciones de esfuerzo en el medio viscoelástico, lo que puede llevar a la nucleación de terremotos (McGuire et al., 1997; Ferrand et al., 2017; Zhan, 2020). En el caso de los TP, se plantea que los sismos están asociados a transformaciones de fase del mineral olivino, particularmente la zona de transición del manto (Kirby, 1987; Green & Houston, 1995; Schubnel et al., 2013).
Figura 1 Mapa global de terremotos de M>2,5 según el catálogo del USGS (última revisión, junio 24 de 2025). Los colores corresponden a su profundidad. Panel derecho: histograma de terremotos en función de la profundidad. Nótese que la mayoría de terremotos es superficial, lo que disminuye rápidamente hasta los 300 km de profundidad y aumenta entre los 500 y los 600 km (terremotos profundos).
Otro mecanismo alternativo propone que a lo largo de zonas de cizalla mecánicamente débiles, como fallas preexistentes, pueden concentrarse esfuerzos lo suficientemente altos como para provocar una ruptura sísmica. En este escenario, la deformación localizada genera un aumento de temperatura, lo que debilita aún más la zona de cizalla, favoreciendo más deformación y mayor calentamiento en un proceso de retroalimentación positiva conocido como fuga de cizallamiento térmico (thermal shear runaway) (Ogawa, 1987; Kelemen & Hirth, 2007; John et al., 2009).
Para distinguir estos mecanismos y comprender mejor los procesos responsables de los TPI, es indispensable caracterizar con precisión las fuentes sísmicas. Se plantea aquí que Colombia ocupa una posición geográfica privilegiada para el estudio de los TPI. En este sentido, primero se presentará una visión general de la actividad sísmica intermedia en el noroeste de Suramérica, para después destacar las dos principales regiones de sismicidad intermedia en Colombia. Por último, se analizará en detalle una región de particular interés, conocida como el cúmulo de Cucunubá (Castillo et al., 2024), donde se observa una actividad sísmica intensa y propiedades de fuente que merecen atención especial.
Sismicidad de profundidad intermedia en Colombia
La historia tectónica del noroccidente (NW) de Suramérica es bastante compleja (Vargas & Mann, 2013; Syracuse et al., 2016; Kellogg et al., 2019; Montes et al., 2019) y excede el alcance de este trabajo, pero podemos resaltar la interacción de tres placas tectónicas, la placa Nazca, la placa Suramericana y la placa Caribe. Aún no hay un único modelo para la geometría y la ubicación de las placas tectónicas en profundidad y su historia tectónica (Wagner et al., 2017; Vargas, 2019; Sun et al., 2022; Bishop et al., 2025), seguramente debido a que las tomografías sísmicas no tienen la resolución necesaria.
La Figura 2 muestra la sismicidad en el NW de Suramérica a partir de la relocalización de más de 80.000 terremotos registrados por el Servicio Geológico Colombiano entre 2018 y 2024. Para la relocalización se utilizó el algoritmo de doble diferencia (Waldhauser & Ellsworth, 2000) según se detalla en el estudio de Wagner et al. (en prensa). El mapa muestra la sismicidad de profundidad intermedia (colores verdes) en dos regiones separadas, un segmento sur (segmento Cauca) y un segmento norte (segmento Bucaramanga). La separación de estos dos segmentos tiene un desplazamiento lateral de alrededor de 250 km a una latitud de 5,5° N, que algunos autores llaman Caldas Tear y que se interpreta como una ruptura litosférica de la placa Nazca (Vargas & Mann, 2013; Wagner et al., 2017), mientras que otros interpretan el segmento Bucaramanga como la extensión hacia el sur de la placa Caribe (Cornthwaite et al., 2021; Sun et al., 2022).
En el NW de Suramérica no hay, por lo menos en el registro reciente, terremotos de profundidades mayores a los 300 km, aunque sí hay registros en el pasado de terremotos muy profundos en la parte sur, cerca de Perú (Mendiguren & Aki, 1978). En la Figura 2 también se ve un gran número de terremotos entre los 100 y los 180 km de profundidad, lo que constituye un histograma bimodal distinto al global (Figura 1). Este aumento en el número de terremotos puede explicarse por la presencia de un cúmulo de sismicidad enigmático que se conoce como el nido de Bucaramanga (Prieto et al., 2012), el cual representa casi el 40 % de la sismicidad en el NW de Suramérica. Pero, incluso sin tener en cuenta la actividad sísmica del nido de Bucaramanga, se nota un aumento en la sismicidad para profundidades intermedias, entre los 80 y los 150 km, es decir que la sismicidad a profundidades intermedias es significativa.
El gran número de TPI en el territorio, el registro muy completo a lo largo de varios años y la existencia de una red de banda ancha de alta calidad representan una oportunidad para estudiar la física de los terremotos. En este sentido, más adelante se incluyen algunas observaciones interesantes sobre los TPI en Colombia.
Segmento sur: Sismicidad en la cuña del manto
Como se observa en la Figura 2, la sismicidad de los TPI en la región de estudio puede dividirse en dos segmentos. En el segmento sur (Figura 3), la sismicidad de los TPI se distribuye de manera relativamente continua, aunque presenta una concentración notable en el norte conocida como el cúmulo del Cauca (Cortés & Angelier, 2005; Vargas & Mann, 2013; Chang et al., 2017), que agrupa cerca del 80 % de los eventos en este sector.
En la Figura 3 puede verse la distribución espacial de la sismicidad en planta y en cuatro perfiles verticales. En estos perfiles se identifica claramente la zona de Wadati-Benioff, la cual corresponde a la sismicidad generada dentro de la placa que se está subduciendo, pero también se observan sismos por encima de esta placa, dentro de la cuña del manto superior. Este tipo de terremotos, conocidos como terremotos en la cuña del manto, se han observado en otras zonas de subducción en Izu-Bonin (Spicak, 2009), Nueva Zelanda (Davey & Ristau, 2011), Grecia (Halpaap et al., 2019), Marianas (White et al., 2019), y también en Colombia (Chang et al., 2017, 2019).
En algunos casos estos sismos en la cuña del manto ocurren de manera esporádica y por cortos periodos (White et al., 2019), sin embargo, en el cúmulo del Cauca la sismicidad es persistente. En otras regiones estos eventos se asocian a zonas relativamente frías de la cuña del manto (Haalpap et al., 2019), mientras que en Colombia ocurren a profundidades de hasta 120 km, donde los modelos térmicos de subducción (Syracuse et al., 2010) predicen temperaturas superiores a los 1000 °C., por lo que el mecanismo que los genera continúa siendo objeto de debate.
Figura 2 Mapa regional de terremotos de M>1,0 relocalizados de acuerdo con el catálogo del Servicio Geológico Colombiano (periodo 2018-2024). Los colores corresponden a su profundidad. Panel derecho: histograma de terremotos en función de la profundidad incluyendo y sin incluir el Nido de Bucaramanga (NBC). En este caso, Colombia no presenta (o son muy inusuales) terremotos profundos (>200 km). La mayoría de los terremotos son de profundidad intermedia, y su número es considerable incluso sin contar con los terremotos alrededor del nido de Bucaramanga (sin NBC).
La interpretación de dichos sismos ha variado. Chang et al. (2017; 2019), así como White et al. (2019), proponen que estos eventos están relacionados con la migración de fluidos a través de la cuña del manto, donde el ascenso rápido de material podría inducir hidrofracturamiento (Davies, 1999). Con base en datos de relocalización de terremotos como los presentados en la Figura 3, recientemente Bishop et al. (2025) han planteado que un remanente de la subducción de la placa Caribe estaría encima de la subducción de la placa Nazca. Esta configuración permitiría que se presentaran sismos a lo largo de ambas placas, como se observa en la Figura 3D, donde se observan dos bandas paralelas de sismicidad que sugieren la presencia de dos zonas de subducción. Aunque se requieren imágenes tomográficas que ayuden a determinar la presencia de dos placas, Bishop et al. (2025) argumentan que los procesos de deshidratación asociados a sismos en la placa Nazca (placa inferior) liberan fluidos que generan sismicidad a lo largo de la placa Caribe (placa superior) y en la cuña del manto, la cual puede estar relativamente fría por la presencia de las dos placas. Alternativamente, este patrón podría asociarse a una zona de subducción doble (double seismic zone, DBZ) (Flórez & Prieto, 2019), pero la edad de la placa Nazca en esta región supondría una separación entre las dos zonas sísmicas inusualmente grande, lo que apoya la propuesta de dos placas distintas.
Figura 3 Mapa regional de sismicidad asociada con la subducción en la zona sur. Perfiles de terremotos de M>1,0 relocalizados (paneles A, B, C, D) de acuerdo con el mapa de la izquierda. Nótese cómo la sismicidad muestra la placa subduciéndose y, sin embargo, se notan terremotos por encima de la placa, que en la literatura se conocen como terremotos de cuña del manto.
Los sismos del cúmulo del Cauca son inusuales, ya que ocurren en un contexto tectónico complejo y plantean una importante pregunta científica cuya respuesta requiere observaciones adicionales más detalladas, que podrían lograrse con despliegues sísmicos densos, como el proyecto MUSICA (Monsalve et al., 2024).
Segmento norte: cúmulos de sismicidad persistentes
El segmento norte de TPI (Figura 2) corresponde a una zona de Wadati-Benioff alejada de la costa, donde se inicia la subducción. En esta región la actividad de arco volcánico no es evidente, aunque hay evidencia de anomalías térmicas (Pardo et al., 2005). En algunos estudios se ha asociado este segmento a la subducción plana de la placa Nazca (Vargas & Mann, 2013; Wagner et al., 2017), en tanto que en estudios de tomografía sísmica se sugiere que la placa Caribe, que subduce más al norte, podría extenderse hacia el sur (Cornthwaite, 2021; Sun et al., 2022). Aunque la red sismológica y el despliegue de redes temporales han mejorado, la delimitación de las placas involucradas sigue sin resolverse. En este estudio se analiza la sismicidad de este segmento sin asumir a priori su asignación a una placa específica.
En la Figura 4 se presenta la distribución de los TPI en el segmento Bucaramanga y en cuatro perfiles. En todos los perfiles se observa una clara zona de Wadati-Benioff, pero, a diferencia del segmento sur, no se registra sismicidad en la cuña del manto. El rasgo más destacado es el nido de Bucaramanga (Figura 4, perfil B) (Prieto et al., 2012), un cúmulo sísmico extremadamente denso, con aproximadamente 60.000 terremotos durante el periodo analizado, según el catálogo del SGC. Este nido se encuentra espacialmente separado del resto de la sismicidad regional. Aunque ha sido ampliamente estudiado (Frohlich et al., 1995; Zarifi et al., 2007; Prieto et al., 2013; Poli et al., 2016; Pérez-Forero et al., 2023), aquí nos enfocamos en otros rasgos relevantes de este segmento.
En la Figura 4 se aprecia que la sismicidad relocalizada está distribuida en cúmulos discretos más que en un patrón continuo. Por ejemplo, en el perfil C, la zona de Wadati-Benioff presenta un cambio de ángulo de subducción a ~150 km de profundidad. En el perfil D, aunque la zona de Wadati-Benioff es evidente, los terremotos se agrupan en cúmulos sísmicos densos separados por zonas con poca o ninguna actividad. Esta aglomeración, ausente en el segmento sur, sugiere que los factores que generan los TPI también están espacialmente concentrados, lo que podría deberse a la concentración de esfuerzos en la placa tectónica al cambiar de ángulo de subducción (Vergara et al., enviado para publicación, 2025), o a variaciones composicionales que generan variaciones en los procesos de deshidratación. Uno de los cúmulos (o conjunto de cúmulos) interesante es el que se muestra en la Figura 4, perfil D, conocido como cúmulo de Cucunubá (Castillo et al., 2024).
El cúmulo de Cucunubá
Según la literatura consultada, el cúmulo de Cucunubá (CC) fue nombrado por primera vez por Castillo et al. (2024). Aquí se le define como un cúmulo, ya que la definición de nido sísmico requeriría un análisis más cuidadoso (Prieto et al., 2012; Wagner & Okal, 2019). En las Figuras 4 y 5 se observa una zona con un número elevado de TPI a lo largo de la zona de Wadati-Benioff, pero con tres cúmulos de sismicidad separados por regiones sin registro de TPI (Castillo et al., 2024; Aguilar et al., 2025). El conjunto de los tres cúmulos (C1, C2, C3) constituye el cúmulo de Cucunubá, el cual tuvo cerca de 2000 terremotos en el C1, 500 en el C2 y 120 en el C3 durante el periodo de estudio, lo que quiere decir que el cúmulo de Cucunubá fue la segunda región con mayor actividad de TPI permanente después del nido de Bucaramanga (Prieto et al., 2012).
Figura 4 Mapa regional de sismicidad asociada a subducción en la zona norte (similar a laFigura 3). Perfiles de terremotos de M>1,0 relocalizados (paneles A, B, C, D) de acuerdo con el mapa de la izquierda. Nótese la sismicidad de los cúmulos, con un gran número de terremotos separados por zonas sin sismicidad. La zona marcada con el cajón en el mapa de la izquierda muestra el cúmulo de Cucunubá (Castillo et ed., 2024).
El segundo aspecto sobresaliente del CC es su ubicación, pues representa el límite sur de la sismicidad en el segmento Bucaramanga (Figura 1), lo que plantea varias preguntas interesantes sobre él: 1) ¿Qué aspectos de la geometría de la placa genera el cúmulo y sus subcúmulos? 2) ¿La ausencia de continuidad en la sismicidad es evidencia de la terminación de una placa tectónica, o simplemente de que la sismicidad no continúa porque las condiciones para generar los TPI están ausentes? 3) ¿Por qué hay tres cúmulos y no un único gran cúmulo como ocurre en el nido de Bucaramanga? Aquí no se intentó resolver dichas preguntas, pero sí mostrar algunas características de la sismicidad en el CC.
Relación magnitud-frecuencia
La relación entre la magnitud de los terremotos y su frecuencia es una herramienta muy utilizada en sismología (Mogi, 1962; Wiemer & Benoit, 1996; Wiemer & Wyss, 2000). Se la conoce como la ley de Gutenberg-Richter (GR), la cual postula que la sismicidad sigue la distribución log 10 N = a-bM, donde N es el número de terremotos con magnitud ≥M, a representa la productividad y b (o valor-b) el aumento del número de terremotos pequeños con respecto a los grandes en una zona (Shearer et al., 2006). En muchas regiones el valor-b para sismicidad somera es cercano a b=1,0, pero puede variar, lo que se ha interpretado como resultado de variaciones en los esfuerzos (Scholz, 1968; Schorlemmer et al., 2005), la profundidad (Mori & Abercrombie, 1997), el mecanismo focal (Brune & Thatcher, 2002) e, incluso, el contenido de fluidos (Flórez & Prieto, 2019).
La Figura 6 muestra la relación de GR para los tres cúmulos del CC. Los valores-b de todos ellos son significativamente mayores a 1,0, lo que de alguna manera sugiere que las condiciones son diferentes a las de los terremotos superficiales. Un valor-b mayor significa que hay una mayor productividad de terremotos pequeños que de grandes, lo cual se puede deber a heterogeneidades en la zona o a la presencia de fluidos (Flórez & Prieto, 2019; Kita & Ferrand, 2018). La variación del valor-b entre los cúmulos (1,30, 1,35, 1,65) es menos confiable, ya que el número total de terremotos de los cúmulos menos productivos es muy bajo y hace que la incertidumbre de b sea mayor. De cualquier forma, la figura también muestra que en el CC hay registro de TPI de magnitud mayor a 4,0; al considerar un valor-b de 1,35 y extrapolar la línea roja, se podría esperar un terremoto de M>5,0 en un periodo de aproximadamente 20 años.
Figura 6 Relación de Gutenberg-Richter para el cúmulo de Cucunubá. El cúmulo se divide en tres agrupaciones (ver en laFigura 5). Esta relación muestra el número de terremotos con magnitud mayor a la magnitud en el eje x. Las líneas de colores corresponden a las pequeñas variaciones entre los tres cúmulos. Se evidencia, asimismo, que el cúmulo 1 registra alrededor de 2000 terremotos, mientras que el cúmulo 3 tiene alrededor de 100.
Terremotos repetitivos y anti-repetitivos
Los terremotos repetitivos son aquellos que generan una ruptura en el mismo segmento de una falla, con un mecanismo focal similar. Se producen en varios ambientes tectónicos y pueden ayudar a entender la tasa de deslizamiento de las fallas, la deformación asísmica e incluso los procesos de nucleación de terremotos (Cesca et al., 2024). Muchas veces estos eventos se detectan usando la similitud de las formas de las ondas de los registros sismológicos, ya que dos terremotos que ocurren en la misma zona de falla, generan ondas iguales.
Aunque mucho menos frecuentes, varios estudios han detectado formas de onda de dos terremotos muy similares, pero con la polaridad invertida (Prieto et al., 2012), lo que sugiere que los dos ocurren en la misma zona de falla, o muy cerca, y que el mecanismo focal está invertido. En un reciente estudio de Cesca et al. (2024) se alude a eventos anti-repetitivos reportados en el nido de Bucaramanga (Prieto et al., 2012), en Kilauea (Rubin et al., 1998), así como en secuencias sísmicas y en enjambres (swarms) atribuidos a intrusiones de magma y pulsos de presión de fluidos (Cassidy et al., 2011; Hotovec-Ellis et al., 2018; Cesca et al., 2020).
En el presente estudio se evidencia la presencia de terremotos anti-repetitivos en el CC, algo similar a lo observado en el nido de Bucaramanga (Prieto et al., 2012). En la Figura 7 se muestran ejemplos de eventos repetitivos y anti-repetitivos en varias estaciones para el conjunto de aquellos de M>3,5 provenientes del CC y, en particular, del cúmulo 1 (Figura 5). Las formas de onda aparecen en tres colores: la señal roja representa el evento de referencia, las de color negro son eventos con correlación cruzada mayor a 0,9 (repetitivos) y los grises aquellos con correlación cruzada menor a -0,9 (anti-repetitivos). Los grises se multiplicaron por -1 para mostrar la similitud de los eventos anti-repetitivos y repetitivos. En el panel inferior derecho se muestran pares de eventos anti-repetitivos en varias estaciones, lo que evidencia que efectivamente el cambio de polaridad es consistente en varias estaciones a la vez.
Figura 7 Ejemplos de terremotos repetitivos y anti-repetitivos en el cúmulo de Cucunubá. Los tres paneles mayores muestran ejemplos de registros de la onda P en tres estaciones diferentes donde pueden verse los eventos repetitivos (líneas negras) y los anti-repetitivos (líneas grises), cuya polaridad ha sido invertida. El evento de referencia aparece en color rojo. Se da la fecha de cada evento en cada sismograma. Los eventos repetitivos (o anti-repetitivos) corresponden a aquellos en que la correlación cruzada entre el evento y el evento de referencia es mayor a >0,9. Los ejemplos en el panel inferior derecho muestran una comparación de terremotos anti-repetitivos registrados en la misma estación.
La presencia de eventos anti-repetitivos en el CC ha sido reportada por Aguilar-Suarez et al. (2025), lo que acá se confirma. Estas observaciones abren varias líneas de estudio futuras: la primera se basa en la evidencia de que los eventos anti-repetitivos en los TPI no son exclusivos del nido de Bucaramanga, lo que significaría que los mecanismos que generan el nido y el CC son parecidos. La segunda se enfocaría en si estos eventos anti-repetitivos son mucho más comunes de lo que se ha pensado, pero no se detectan porque solo se considera la correlación cruzada positiva y no la negativa, dejando pasar eventos anti-repetitivos en algoritmos automáticos (Cesca et al., 2024). La tercera se plantearía la necesidad de hacer un análisis completo y cuidadoso para catalogar los eventos en el CC, tanto los repetitivos como los anti-repetitivos, algo que excede el alcance del presente trabajo. Por último, como lo muestra la Figura 7, aunque es claro que hay eventos repetitivos y anti-repetitivos, el número de terremotos repetitivos prevalece y no es claro por qué hay dominancia de un tipo de evento sobre el otro.
Discusión y conclusiones
Debido a su configuración tectónica de interacción entre varias placas, con la subducción de por lo menos dos placas, Colombia reporta un gran número de TPI, especialmente en una de las regiones con mayor productividad de TPI del mundo, el nido de Bucaramanga, e incluso excluyendo dicho nido, el resto del país también muestra una alta actividad sísmica de TPI.
Se presentó aquí un análisis preliminar de los TPI en Colombia, identificando algunas regiones con características particulares, entre ellas, los terremotos en la cuña del manto en el cúmulo del Cauca, el agrupamiento de terremotos en el segmento Bucaramanga, y el cúmulo de Cucunubá, en el cual se registra una aglomeración en tres zonas separadas espacialmente y se evidencian eventos anti-repetitivos, algo que hasta ahora solo se había observado en el nido de Bucaramanga.
Estas observaciones confirman que Colombia es el laboratorio natural ideal para estudiar los TPI y que para avanzar en esta línea, es fundamental analizar los datos sismológicos existentes como los del SGC o de las redes temporales ya desplegadas, y considerar nuevos estudios con instrumentación enfocada en zonas como los cúmulos del Cauca y Cucunubá.
