Fsica de la Tiara ISSN: 0214-4557NOS, a. 10:187-219

Sismicidad y sismotectnica de PerHernando TAVERA y Elisa BUFORN

Departamento de Geofsica.Universidad Complutense de Madrid

RESUMEN

En este estudio se presenta las principales caractersticas de la sismicidad ysismotectnica de Per. Se analiza la distribucin de la sismicidad en funcin desu profundidad. Se ha calculado el mecanismo focal de 20 terremotos ocurridosentre 1990-1996 (mb =5,8)a partir de registros digitales de banda ancha, apli-cando diversos mtodos: polaridad de la onda P, modelizacin y anlisis espec-tral de ondas de volumen. La distribucin de los esfuerzos principales se dedu-ce a partir de los mecanismos focales de 48 sismos calculados por otros autoresy de los 20 terremotos estudiados en este trabajo. Los resultados obtenidos,muestran que los terremotos superficiales (h =60 km) presentan mecanismos defallas inversas, con ejes de presin horizontales orientados en su mayora endireccin ENE-WSW a E-W. Para sismos con foco a profundidad intermedia(60 350 1cm) pre-sentan ejes de tensin horizontales en direccin E-W en el borde Per-Brasil yN-S en el lmite Per-Bolivia, lo que puede indicar un diferente origen. A partirde estos resultados se ha elaborado un esquema sismotectnco para Per.

ABSTRACT

Main characteristies of the seismicity and seismotectonics of Peru are pre-sented in this paper. Distribution of hypocenters with depth are analized. Focalmecbanisms of twenty earthquakes (1990-1996, nib =5,8)have been calcula-

Hernando Tavera y Elisa J3uforn Sisrnicidad y sisazoleetnica de Per

ted from broad band digital records using polarity of P waves, modeling andspectral analysis of body waves. Distribution of stress has been obtained fromresults of 48 earthquakes studied by several authors and from results of thispapen Results shown reverse faulting br shallow earthquakes (h =60 km)with horizontal pressure axes in ENE-WSW to E-W direction. For interine-diate earthquakes (60 < h =350 km) tensional axes are horizontal and orienta-ted in E-W direction, perpendicular to the trench. Deep earthquakes (h > 350km) have horizontal tension axes orientated in E-W direction in Peru-Brasilborder and N-S direction in Peru-Bolivia. They may indicate a different originbr both. From this results a seismotectonies framework is presented.

1. INTRODUCCINEl borde occidental de Amrica del Sur se caracteriza por ser una de las

regiones ssmicamente ms activas en el mundo. El Per forma parte de estaregin y su actividad ssmica ms importante est asociada al proceso de sub-duccin de la placa ocenica bajo la placa continental, generando terremotosde magnitud elevada con relativa frecuencia (figura 1). Un segundo tipo deactividad ssmica est producida por las deformaciones corticales presentes alo largo de la Cordillera Andina, con terremotos menores en magnitud y fre-cuencia. La distribucin de la sismicidad en Per, ha sido tema de diversosestudios utilizando datos telessmicos y regionales a fin de estudiar la geo-metra de la subduccin (Stauder, 1975; Barazangi y Isacks, 1976, 1979;Isacks y Barazangi, 1977; Hasegawa y Sacks, 1981; Bevis y Isacks, 1984;Boyd et al., 1984; Grange et al., 1984; Schneider y Sacks, 1987; Rodrguez yTavera, 1991; Cahil y Isacks, 1992) o bien para delinear las zonas de mayordeformacin superficial en el interior del continente (Philip y Mgard, 1977;Dorbath et al., 1986; Doser, 1987; Deverchere a al., 1989; Dorbath et al.,1990a, Dorbath et al., 1991; Surez et al., 1996).

Diversos autores han obtenido el estado de esfuerzos y su distribucinen Per, a partirde los mecanismos focales de terremotos ocurridos en la zonade subduccin (Isacks y Molnar, 1971; Abe, 1972; Stauder, 1975; Dewey ySpence, 1979; Apperson y Frohlich, 1987) y en el interior del pas (Abe,1972; Stauder, 1975; Philip y Mgard, 1977; Chinn y Isacks, 1983; Surez etal., 1983; Assumpcao, 1992; Lindo, 1993). En estos trabajos los datos utili-zados han sido registros ssmicos de la red WWSSN y de redes ssmicasregionales, lo que no permite tenerdetalles sobre el proceso de la fractura. Laaparicin a mediados de los aos 80 de estaciones ssmicas digitales de bandaancha, cuya principal caracterstica es su respuesta plana en un rango de fre-

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Hernando Tavera y Elisa Buforn Sismicidad y sisinotectnica de Per

~15OO 4000 ni >4000m

Figura 1. Unidades estructurales de Per segn Audebaud es al, (973) y Dalinayrac es al,(1987). Z.C. Zona costera. La flechaindica la direccin de convergencia de las placas segnMinster y Jordan(1978). La topografa viene indicada por e color de fondo: blanco menos de1500 m, gris claro entre 1500-4000 su y gris oscuro mayor a4000 su.

189

-80 -78 .75 .72 .69

Fsica de la Tierra1998, n.~ 10:187-219

Hernando Tavera y Elisa Buforn Sismicidad y sismotectnica de Per

cuencias muy amplio (0,01-10 Hz), ha permitido poder tener ms detallessobre la fuente ssmica. En el presente trabajo, se utiliza este tipo de infor-macin para calcular el mecanismo focal de 20 terremotos ocurridos en Perentre 1990 y 1996 (mb =5,8) utilizando diferentes mtodos: polaridad de laonda P, modelizacin y anlisis espectral de ondas de volumen. A partir deestos resultados y de los obtenidos por otros autores, se analiza la sismicidady la distribucin de esfuerzos en Per.

2. TECTNICA

Los Andes son un claro ejemplo de cordillera formada como resultado delproceso de subduccin de una placa ocenica bajo una continental. Esta cor-dillera se extiende a lo largo del continente Sudamericano, desde Venezuelahasta el Sur de Chile con una anchura que oscila entre 250 km en la regincentral de Per y 500 km en la frontera Per-Chile. En la figura 1 se muestraun esquema de las principales unidades estructurales formadas como resulta-do de la evolucin de esta cordillera. En esta figura y de izquierda a derechase puede identificar las siguientes unidades: la franja costera (Z.C.), la Cordi-llera Occidental, la Cordillera Oriental, el Altiplano y la zona Subandina(Audebaud et al., 1973; Dalmayrac et al., 1987). A continuacin se presentauna breve descripcin tectnica de cada una de estas unidades.

La franja costera (Z.C.). Es una zona estrecha de aproximadamente 40km de ancho que se extiende de Norte a Sur y est constituida en su mayorapor suaves plegamientos volcnicos y rocas sedimentarias del Mesozoico. Enla zona Sur, est formada por basamentos de rocas cristalinas fuertemente ple-gadas y sujetas a deformacin desde el Precmbrico.

La Cordillera Occidental. Constituye el batolito plutnico andino demayor volumen y continuo desde Venezuela hasta Tierra del Fuego en Chile.En Per se distribuye de Norte a Sur paralelo a la lnea de costa. La parte mselevada de esta cordillera (4200-4500 m) est formada por series del Meso-zoico, ms o menos plegadas y recubiertas de manera heterognea por unacapa volcnica del Cenozoico. Esta cordillera aumenta notablemente suanchura en la regin Sur del Per.

El Altiplano. Se encuentra situada entre las cordilleras Occidental y Orien-tal. En la regin Sur tiene un ancho de 200 km, extendindose hacia el Nortehasta 905 aproximadamente, en donde alcanza un ancho de 50 krn y despusdesaparece. Esta unidad est formada por una serie de cuencas intramontaosasdel Cenozoico que se prolongan hacia el altiplano boliviano. La zona Sur de estunidad, esta invadida por estructuras volcnicas activas del Terciario Superior.

190 Fsica dc la Tierra1998, ni 10: 187-219

Hernando Tavera y Elisa BuJorn Sismicidad y sismotectnica de Per

La Cordillera Oriental. En promedio menos elevada que la CordilleraOccidental (3700-4000 m), corresponde principalmente a un extenso anticli-nal, formado esencialmente por depsitos intrusivos del Precmbrico. En laregin Sur, esta cordillera se curva en direccin E-W para luego continuarparalela a las unidades mencionadas anteriormente.

La Zona Subandina. Esta es una zona de anchura variable, en donde seamortiguan las estructuras andinas. La zona Subandina se localiza entre laCordillera Andina y la Llanura Amaznica y esta formada por una coberturade sedimentos del Mesozoico y Cenozoico, fuertemente afectadas por plie-gues de gran longitud de onda.

Estas unidades, son el resultado de una tectnica activa puesta en eviden-cia por un alto ndice de sismicidad y cuya principal fuente radica en el pro-ceso de subduccin de la placa ocenica bajo la continental.

3. SISMICIDAD

3.1. Sismicidad histrica

La informacin sobre Ja sismicidad histrica de Per se remonta a Josaos 1513-1532. La calidad de estos datos depende fundamentalmente de ladistribucin y densidad de la poblacin en las regiones afectadas por los terre-motos. La recopilacin ms completa sobre esta sismicidad ha sido realizadapor Silgado (1968, 1978, 1985). En la figura 2 y tabla 1 se muestra los terre-motos con I~=VIII MM para el perodo 15 13-1959. En esta figura, se obser-va que los terremotos se distribuyen principalmente a lo largo de la lnea decosta Centro y Sur, debido probablemente a que estas regiones eran las mspobladas y donde se constituyeron las ciudades ms importantes despus delsiglo XVI. La mayora de estos terremotos generaron maremotos de intensi-dad variable, algunos produjeron daos a lo largo de la costa Oeste de Suda-mrica desde 9~S hasta 3PS y en muchos otros lugares alrededor del Pacfi-co (Montessus de Ballore, 1911; Hatori, 1968). En el interior del pas tan solose localizan tres terremotos ocurridos en 1650 (Cuzco, 1 = X MM), 1946(Huaraz, 1~ = IX MM) y 1947 (Satipo, l~ = VIII MM). A partir del rea deintensidad mxima, Silgado (1978) obtuvo los valores de magnitud de los sis-mos histricos ms importantes (Magnitud Silgado) con el objetivo depoder compararlos con sismos recientes. Posteriormente, Dorbath et al.(1990b) realizaron una revisin de estas intensidades y una evaluacin de losprincipales maremotos para recalcular los valores de magnitud. La profundi-dad de la mayora de estos terremotos, no ha sido determinada.

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Hernando Tavera y Elisa Bufarn Sismicidad y sismotectnica de Per

Tabla]. Principales terremotos ocurridos en Pera entre 1513 y 1959,10=VIII MM (Silgado, 1978; Dorbath el al, J99Ob). Los terremotos que

originaron maremotos, estn indicados con un asterisco. M indica lamagnitud asignada por Silgado (1978). MM corresponde a la escala

Mercalli Modificada

Fecha(dd-xnm- aa)22-01-158209-07- 15 8624-11-160414-02-161931-05-165013-11-165512-05-166416-06- 167820-09-168721-10-168722-01-172528-09-174613-05-178407-12-180610-07-182118-09- 183313-08-1 86809-05-187728-07-191306-08-19 1324-05-194024-08-194210-11-194601-11-104712-12-1953

Lat-S(2)

16,312,218,08,0

13,812,014,012,33,016,412,011,616,512,016,018,218,519,517,07,010,515,08,3

11,03,6

Lon-W(2)

73,377,771,579,272,077,476,077,877,571,677,077,572,078,073,071,071,271,073,074,077,676,077,875,080,5

lo(MM)

Ix*Ix*lxx

Ixx

irIx*VIIIVIII

VIIIVIIIVIII

VIIIIxx

VIII*r VIII MM(Silgado, 1978).

193

Hernando Tavera y Elisa Bu/orn Sisrnkidad y sismotectnica 350km). La sismicidad con foco a profundidad superficial (figura 3a), se locali-za en la zona ocenica en direccin paralela a la lnea de costa (Stauder,1975; Barazangi y Isacks, 1976), produciendo terremotos de magnitud ele-vada con relativa frecuencia (13 de enero de 1960, Ms = 7,5; 17 de octubrede 1966, Ms = 8,0; 31 de mayo de 1970, Ms = 7,8; 3 de octubre de 1974,Ms = 7,6). El terremoto de 1970 localizado en esta zona, es considerado unode los ms catastrficos en el mundo por haber producido la muerte de67.000 personas, 250.000 desaparecidos y 18(1000 heridos (Plafker et al.,1971; Abe, 1972; Silgado, 1978). Otro grupo importante de terremotos sonlos producidos por la subsidencia del escudo brasileo bajo la CordilleraAndina, estando la mayor parte de estos sismos localizados en la zona detransicin entre la Cordillera Oriental y el margen occidental de la zonaSubandina (entre 3o~l3oS). En la zona del Altiplano tambin existen sismossuperficiales pero son menos numerosos y ms dispersos. En general, losterremotos que ocurren en esta zona presentan magnitudes moderadas (24 dejulio de 1969, mb = 5,6; 1 de octubre de 1969, mb = 5,8; 30 de mayo de 1990,mb = 6,1 y 5 de abril de 1991, mb = 6,5). Asimismo, se observa la existen-cia de zonas de bajo ndice de sismicidad entre la lnea de costa y la Cordi-llera Occidental (4~S-13~S) y en la regin Sur de Per (l3QS~l60S), mostran-do que en estas zonas el rgimen de deformacin cortical probablemente esmenor o que existen perodos mayores de recurrencia para terremotos demagnitud elevada.

194 Pi.a WC la 61

Hernando Tavera y Elisa Buforn

Aobob

uObobA

A

ob

y(po

Sismicidady sismotectnica de Per

Ob b.~ O

Figura 3. Sismicidad de Per para el perodo 1960-1995, mb =5(NEIC). a) Distribucin deepicentros con foco superficial (h =60knt, b) Distribucin de epicentros con foco intermedio(60 c h =350 km) y profundo (h > 350 km). Con un crculo en blanco se muestra los terre-motos estudiados en este trabajo. Otros ver figura 1.

195 Fsica de la Tierra1998, n. 10: 187-219

Hernando Tavera y Elisa Iiuforn-Sisnzcidad y sismotectnica de Per

La sismicidad con foco a profundidad intermedia (60 < ti =350) se dis-tribuye de manera ii-regular, pudiendo definirse tres zonas (figura 3b). La pri-mera se distribuye paralela a la lnea de costa por debajo de 90S y se caracte-riza por la frecuente presencia de terremotos de magnitud elevada, siendo losms importantes los ocurridos el 15 de enero de 1958 (Ms = 6,5), 28 de sep-tiembre de 1968 (Ms 6,0), 1 de enero de 1974 (Ms 6,4), 16 de febrero de1979 (Ms 6,9), 28 de marzo de 1982 (mb = 6,1) y 18 de abril de 1993(mb = 6,0). Un segundo grupo de sismos se localiza en el interior del conti-nente (zona Norte y Centro) a lo largo de laCordillera Oriental y zona Suban-dina. Estos terremotos siguen una lnea N-S y raramente producen daos. Eltercer y ms importante grupo, se localiza en la regin Sur de Per, siendoesta regin lade mayor ndice de sismicidad. En los dos primeros grupos, lossismos alcanzan profundidades del orden de 100-120 km; mientras que parael tercer grupo la profundidad mxima de los focos llega hasta 300 km. Laactividad ssmica ms profunda (h > 350 km) se localiza en la regin Centroy Sur del Llano Amaznico (figura 3b). Esta actividad, es mayor en la regincentral (6~-I 1~S) y se almea en direccin N-S cubriendo un rea de aproxi-rnadatnente 500km de longitud (borde Per-Brasil); mientras que en Ja reginSur es menos numeroso y ms dispersa (borde Per-Bolivia).

En la figura 4 se muestra tres perfiles verticales de ssmicidad a lo largode las lneas indicadas en la figura 3W En el perfil AA (figura 4a) se obser-va que la profundidad de los terremotos aumenta de Oeste a Este, con focosamenos de 50 km en la zona ocenica aumentando la profundidad basta 150km en el interior del continente. Entre 200 y 450 km de distancia desde elpunto A en superficie, se observa una disminucin en el nmero de terre-motos y los que ocurren tienen profundidades ms superficiales, Jo quepuede interpretarse como una posible laguna ssmica para la sismicidad deltipo intermedia. A partir de 450 km, vuelve a aumentar el nmero y la pro-fundidad de los sismos, alcanzando una profundidad mxima de 150 kmhasta una distancia de 700 km a partir de la lnea de fosa. Estas profundi-dades marcaran eJ lmite de la subducein entre las placas ocenica y con-tinental. En el perfil BE (figura 4b) se observa que la distribucin de focossigue el patrn descrito anteriormente, pero sin la posible laguna ssmica.En ambos casos y hasta 100-150 km de profundidad, la distribucin de losfocos sigue una lnea con pendiente de 300 aproximadamente y a partir deesta profundidad (que en superficie corresponde a una distancia de 200 knidesde B) el lmite de las placas es prcticamente horizontal. Estas caracte-rsticas ya fueron descritas por otros autores (Stauder, 1975; Barazangi ylsacks, 1976; Bevis y Isacks, 1984; Rodrguez y Tavera, 1991; Cahil yIsacks, 1992).

196 lO,,, de a. Jurrea1993, ni 10:187-2w

Hernando Tavera y Elisa Buforn

swE~et~rM 0

Sismicidad y sismotectnica de Per

NEA~1 1 1 1

.

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a.1 U U 1 U

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9

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14)4) 200 34)4) 400 500 600 700DISTANCIA (kni) 800 900 14)0

Hernando Tavera y Elisa Bufora Sismicidady sismotectnica de Per

Para la regin Sur del Per (perfil CC, figura 4c), la distribucin vertical delos hipocentros presenta caractersticas diferentes. La profundidad de los sismosaumenta linealmente hacia el Este con una pendiente de 25~30c hasta 300 km deprofundidad (Barazangi y Isacks, 1979; I-Iasegawa y Sacks, 1981; Grange et al.,1984; Schneider y Sacks, 1987; Rodrguez y Tavera, 1991; Cahil y Isacks,1992). Sin embargo, en esta zona los terremotos con foco a profundidad inter-media solo se distribuyen a una distancia de 400km desde la lnea de fosa, adis-tancias mayores se localizan terremotoscon foco superficial o profundo. El cam-bio observado en la forma de la subduccin entre la regin norte-centro y Sur(figura 4b, 4c), ha sido interpretado como una ruptura de la placa ocenica condesplazamiento vertical hacia arriba de la parte norte-centro (Barazangi y Isacks,1979; Snoke et al., 1979). Estudios posteriores, han confirmado la hiptesis deque el cambio en el modo de la subduccin se produce debido a la contorsin dela placa, siendo la zona afectada de un ancho de 80 km aproximadamente (Hase-gawa y Sacks, 1981; Bevis y Isacks, 1984; Boyd etal., 1984; Rodrguez y Tave-ra, 1991; Cahil y Isacks, 1992). Sin embargo, la falta de informacin ssmica debuena calidad, no permite tener una respuesta definitiva a esta controversia.

En las figuras 4b y 4c se muestran los terremotos profundos, que se con-centran en las regiones Centro y Sur del Llano Amaznico (lmite de Per conBrasil y Bolivia). Estos focos se distribuyen entre 500 y 650 km de profundi-dad, siendo ms numerosos en el borde Per-Brasil (figura 4b). Asimismo, enestas figuras se observa la ausencia de sismicidad entre los 250 y 500 km deprofundidad en la regin norte-centro y entre 300-500 km en la regin Sur,poniendo en evidencia la no-continuidad de la placa ocenica en el procesode subduccin a mayores niveles de profundidad (Stauder, 1975; Isacks yBarazangi, 1977; Isacks y Moinar, 1971).

4. MECANISMOS FOCALES

4.1. Resultados previos

Los primeros trabajos sobre mecanismos focales de terremotos en Per, sonlos de Abe (1972), Stauder (1975), flcwey y Spence (1979), Chinn y Isacks(1983) y Surez et al. (1983) para terremotos superficiales; Stauder (1975),Isacks y Molnar (1971), Petersen (1976) y Pennington (1981) para intermediosy Chandra (1967), Stauder (1975) y lsacks y Molnar (1971) para profundos.Estos mecanismos, fueron obtenidos a partir de la distribucin de polaridades dcondas P y polarizacin de ondas 5. Unicamente, Surez et al. (1983) realiz lamodelizacin de registros analgicos de perodo largo de la red WWSSN. En la

198 Fsica dc la Tiara,I9OS,n. 14): 1S7219

Idem ando Tavera y Elisa Buforn Sismicidad y sismotectnica de Per

figura 5 y tabla 2 se muestran los mecanismos focales obtenidos por estos auto-res para terremotos de profundidad superficial (figura Sa) e intermedia y pro-funda (figura 5b). Estos resultados, muestran que los terremotos superficialesocurridos entre la lnea de fosa y la costa corresponden a movimientos de fallasinversas (figura Sa). Solo en tres casos se ha observado mecanismos de falla nor-mal, el ms importante corresponde al terremoto del 31 de mayo de 1970 (Ms =7,8) cuya naturaleza compleja fue ampliamente descrita por Dewey y Spence(1979) y Beck y RuIf (1989). Los terremotos ocurridos en el interior del conti-nente, tambin presentan mecanismos focales de fallas inversas asociados a lossistemas de fallas activas distribuidas en la regin Andina y Subandina e indi-can un patrn compresivo en direccin E-W, perpendicular a la direccin de laCordillera Andina. De estos terremotos, el nico con mecanismo focal de fallanormal, es el ocurrido el 10 de noviembre de 1946 (Ms = 7,0) en los altos Andes.

Los terremotos con foco a profundidad intermedia, en general muestranejes de tensin horizontales orientados en direccin E-W paralelos a la direc-cin de la convergencia de placas (figura 5b). Los terremotos profundos pre-sentan ejes de tensin horizontales en direccin E-W en el borde Per-Brasil;mientras que en el lmite con Bolivia, el nico mecanismo existente muestraextensin en direccin N-S (figura 5b).

4.2. Resultados obtenidos en este estudio

En este trabajo, se han calculado los mecanismos focales de 20 terremotosocurridos en Per entre los aos 1990 y 1996 con mb =5,8 (tabla 3) utilizandodiversos mtodos: polaridad de onda P, modelizacin y anlisis espectral deondas de volumen (Tavera, 1998). Los datos utilizados corresponden a registrosdigitales de banda ancha de las redes ssmicas IRIS, GEOSCOPE y GEOFON.

Para el clculo de la orientacin de los panos de falla a partir de la distri-bucin de las polaridades de la onda P, se ha utilizado el algoritmo desarrolladopor Brillinger et al. (1980) y Udas y Bufom (1988). Para la modelizacin deondas de volumen se utiliz el mtodo de Nabelek (1984), que a partir de regis-tms de estaciones a distancias epicentrales entre 300

Hernando Tavera y Elisa Buforn Sisinicidad y sismotectnca de Per

obobs

obob1~

3oba

y3uob

a

Figura 5. Mecanismos focales obtenidos por diversos autores para el rea de estudio, o> ferre-moros con foco superficial y b) Terremotos con foco intermedio y profundo. Se ha representa-do el hemisferio inferior de la esfera focal. La zona negra corresponde al cuadrante de las com-presiones y la blanca a las dilataciones. Las referencias se indica en la tabla 2. Los principalestipos de falla corresponden a: 1 = falla inversa. 2 = lalla nonnal,3 falla inactiva y 4 = posi-Me falla (Sebrier et al, 1955).

FOca dr tuHIOS, a. It): 157-219

200

Hernando Tavera y Elisa Buforn Sismicidady sismotectnica de Per

Tabla 2. Parmetros del mecanismofocal de los terremotos utilizadosen este estudio. Oes el ngulo que forma el eje con la vertical y CD

con el norte. Referencias: (1) Stauder y Bollinger

Hernando Tavera y Elisa I3uforn Ssmicidady ssmotectnica de i~en

Tabla 2. (Continuacin)

Fecha Lat-S. Lon-W h mb Eje P Eje T Referenciasdd mm za (0) (0) (km) (4,0) (00) (4,0) (0)

0l-l0-1969 11,9 75,1 4 5,9 91 75 198 42 (5)14-02-1970 9,8 75,5 28 5,8 260 81 80 9 (8)31-05-1970 9,3 78,8 43 6,6 250 5 70 85 (5)02-06-1970 9,3 79,8 49 5,7 33 73 267 27 (5)04-06-1970 9,8 78,6 57 5,8 70 62 223 31 (5)17-06-1970 15,8 71,8 91 5,9 219 35 41 55 (5)02-06-1970 10,1 78,6 62 5,8 79 42 239 50 (5)l0-12-1970 3,9 80,6 32 6,3 73 80 253 10 (8)15-10-1971 14,2 73,4 8 5.7 264 89 174 72 (8)12-0l-1972 6,9 71,8 580 6,0 43 20 259 74 (5)20-03-1972 6,7 76,7 38 6,1 262 70 76 20 (5)05-01-1974 12,4 76,3 93 6,3 352 23 240 80 (7)03-10-1974 2,3 77,6 10 6,6 250 62 70 28 (10)09-11-1974 12,6 77,5 20 6,0 250 62 70 28 (lO)15-05-1976 11,6 74,4 18 5,9 75 55 255 35 (8)

Tabla 3. Parmetros epicent-ales de los teireniotos estudiados en estetiabajo segn el NEIC

N Fecha Tiempo orgen Lat-S Lon-W Pror. tnbdd-mm-aa hh mm 55.5 (0) (9 (kw)

07-0l-1990 090643.4 15,95 74,24 48 5,92 30-05-1990 023405.8 6,01 77,22 24 6,13 17-10-1990 1430 13.1 10,97 70,77 598 6,74 04-04-1991 15 2320.7 6,03 77,14 20 6,05 05-04-1991 04 1949.5 5,98 77,09 19 6,56 24-05-1991 205055.8 16,50 70,70 127 6,37 06-07-1991 12 1949.5 3,10 72,18 104 6,28 13-07-1992 18 II 33.7 3,91 76,60 96 6,19 18-04-1993 09 1623.2 11,65 76,53 106 6,0

10 l0-0l-1994 15 5350.1 13,34 69,44 596 6,4II 20-01-1994 090652.7 6,00 77,05 123 5,812 12-12-1994 074! 55.4 17,47 69,59 148 5,913 02-05-1995 060605.6 3,79 76,92 97 6,514 12-06-1995 033548.8 8,30 75,90 34 5,815 23-09-1995 2231 56.3 10,68 78,58 60 5,916 03-l0-1995 01 51 23.9 2,77 77,88 24 6,5

202 E/Oca. dc / Jirra1998, ni 10:187219

Hernando Tavera y Elisa l3uforn Sismicidad y sismotectnica de Per

Tabla 3. (Continuacin)

N Fechadd-mm-aa Tiempo origenlib mm ss.s Lat.S(0) Lon.W(0) Prof.(km) nib

17 03-10-1995 124458.0 2,81 77,89 17 6,018 21-02-1996 1251 04.3 9,62 79,56 33 6,019 10-03-1996 085622.3 12,96 69,42 33 5,820 12-11-1996 165943.0 14,99 75,67 33 6,5

En la figura 6 se muestra un ejemplo de modelizacin para el terremotodel 12 de noviembre de 1996 (mb = 6,5). En esta figura, los sismogramasobservados muestran una gran complejidad con la llegada de diferentesfases, lo que se traduce en una funcin temporal de la fuente ssmica conuna duracin de 50 segundos y en la que estn presentes estas fases. Estosresultados pueden interpretarse en trminos de una fractura compleja con 3puntos distintos de ruptura sobre el mismo plano de falla. Este terremoto seinicia con una lenta liberacin de la energa durante los primeros 15 segun-dos, siendo los 35 ltimos en donde se libera la mayor cantidad de energa.En la figura 6 se observa que la concordancia entre los registros tericos yobservados es mayor para las estaciones europeas situadas en el Este de laesfera focal en comparacin con las estaciones americanas, lo que podraexplicarse en trminos de efectos de directividad durante el proceso de laruptura.

Los mecanismos focales obtenidos pra los 20 terremotos se muestranen la figura 7 y tabla 4. De estos terremotos, diez tienen el foco a profun-didad superficial (figura 7a), ocho a profundidad intermedia (figura 7b) ydos son profundos (figura 7b). Los terremotos con foco a profundidadsuperficial, localizados entre la fosa y la lnea de costa (sismos 1, 18 y 20),presentan mecanismos focales de fallas inversas con planos nodales orien-tados en direccin N-S (sismos 18, 20) y NW-SE (sismos 1). Los sismos18 y 20 se caracterizan por presentar uno de los planos nodales prximo ala vertical buzando hacia el Oeste y el otro casi horizontal con buzamien-to hacia el Este. Estos mecanismos focales son tpicos de la zona de sub-duccin en la regin central de Per (subduccin de tipo horizontal), sien-do el plano de falla con buzamiento hacia el Este asociado al proceso de lasubduccin (Langer y Spence, 1995). Las profundidades obtenidas paraestos terremotos son de 9 y 18 km compatibles con el tipo de sismicidaddiscutido en el punto 3.2. El sismo 1, presenta uno de los planos 590 haciael NE y el otro 310 al SW. Este tipo de mecanismo focal y su profundidad

203 Fsica de la Tierra1998, n. 10:187-219

Hernando Tavera y Elisa Buforn Sismicidad si.srnotectni ca. de Per

OTERREMOTO DEL 12 DE NOVIEMBRE DE 1996 (mb=.5)

A: 310>! V 12rMo= 4.4 xl 020 Nm

5 05

A

5 A

B: [62! 75/81h= 18km

Ondas Psn

51-

C

DF AVn st ib( 5

s

Ondas SH

SBivjiU

5 Ii.uE

E t)E

Figura 6. Modelizacin de ondas P y SH para el terremoto dcl 2 de noviembre de 1996(mb = 65). En la parte superior se muestra los sismogramas observados en desplazamiento yen la inferior los tericos. El cdigo de la estacin se muestra a la izquierda dc cada registro.seguida por una letra en el extremo superior derecho que identifica su posicin sobre la esferafocal. Los ejes T y P sobre la esfera focal, est=brepresentados por un crculo en negro y otroen blanco. En el extremo inferior izquierdo de la esfera focal se muestra la escala vertical enmicras- En la parte central de la figura, se presenta la funcin temporal de la fuente ssmica ydebajo la escala horizontal en segundos para los registros utilizados.

204

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Jtsia de a Tirria1998, uf t: 87-219

Hernando Tavera y Elisa Buforn Sismicidad y sismotectnica de Per

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Figura 7. Mecanismos focales obtenidos para los terremotos analizados en esteestudio. Se harepresentado el hemisferio inferiorde la esfera focal. El cuadrante en negro corresponde acom-presin y el blanco a dilatacin. Otros ver figuras 1 y 5.

205 Fsica de la Tierra1998, n. 10: 157-219

Hernando Tavera y Elisa Buforn Sismicidady sismotectnca de Per

para el foco (45 km), es coherente con la distribucin de la sismicidadobservada en la regin Sur de Per (figura 4c). Estos resultados muestranque los terremotos que se producen a lo largo de esta zona presentan meca-nismos focales con similar orientacin y con incremento en sus profundi-dades de Oeste a Este.

Tabla 4. Pa-metros del mecanismo focal para los terremotos estudiadosen el presente trabajo. M> = momento ssmico escalar obtenido a partir dela modelizacin y M5,2x lO>4,1 x lO~2,3 x 1014,Ox lO>2,4 x 10>1,1 x 10>6,0 x 10194,5 x 101,4 x 103,2 x 10>1,7 x 10181,3 x 10>1,2 x 10>3,2 x 103,3 x 10194,4x 1013,4 x 10>4,4 x 10~>

Mo(Nm)

3,4x lO>5,3 x 10>2,2 x 10>3,6 x 107,0 x 10193,9 x 10>1,4 x 105,3 x 103,2x 10~4,0 x 10 6,0) en comparacin con las regiones Centro y Sur (1 terremotopor regin con mb < 6,0).

Los terremotos con foco a profundidad intermedia (6,7,8,9, 11, 12 y 13),se distribuyen de Norte a Sur en el interior del continente a excepcin delsismo 15 que se localiza en e] mar y prximo a la lnea de costa (figura 7b).En general, estos terremotos presentan mecanismos focales de tipo normalcon ejes de tensin horizontal orientados en direccin ENE-WSW a ESE-WNW (sismos 6, 8, 11, J 3, 15). El sismo 9 presenta eje de tensin orientadoen direccin NW-SE y el sismo 12 eje de tensin con un ngulo de 50~ con lavertical y orientado en direccin E-W. Los sismos localizados en la reginNorte y Centro (sismos 8, II, 13) presentan profundidades de 106, 107 y lOkm respectivamente coincidiendo con la distribucin de la sismicidad obser-vada en esta regin, segn se ha visto en el apartado 3.2. El sismo 15 locali-zado en el mar frente a la lnea de la costa presenta su foco a una profundidad

207 Fsica de la Tierra1998, a. 10: 187-219

Hernando Tavera y Elisa Buforn Si.smicidad y sisinotednica de J~er

de 71 km, siendo la orientacin de su mecanismo focal similar a los calcula-dos para otros terremotos ocurridos en la misma zona y a profundidades entre60-100 km (Dewey y Spence, 1979). Los sismos 6 y 12 se localizan en laregin Sur y presentan profundidades de 121 y 152km de acuerdo con la dis-tribucin de la sismicidad en esta regin (figura 4c). La excepcin a esta dis-tribucin de ejes de tensin es el sismo 7 que presenta el eje de tensin hori-zontal orientado en direccin N-S; sin embargo, este sismo es el nico demagnitud elevada ocurrido en esta zona del que se dispone de mecanismofocal. Los resultados obtenidos en este estudio permiten sugerir que el giro enla orientacin del eje de tensin, podra estar asociado a los procesos extensi-vos generados por la contorsin de la placa ocenica al pasar de una subduc-cin de tipo horizontal a profundidades de 100-120 km (regin norte-centro)a una subduccin con ngulo de inclinacin de 3Q0 constante basta profundi-dades de 300 km (regin Sur).

Los terremotos con foco profundo, presentan mecanismos focales detipo normal con diferente orientacin para el cje de tensin (figura ib). Elstsmo 3, localizado en el borde Per-Brasil presenta el eje de tensin hori-zontal orientado en direccin E-W similar a los mecanismos focales calcu-lados para terremotos anteriores ocurridos en la misma regin (lsacks yMolnar, 1971; Stauder, 1975). Sin embargo, el terremoto localizado en elborde Per-Bolivia (sismo lO) presenta eje de tensin buzando unos 300hacia el Sur, similar al de otros terremotos ocurridos en la misma zona(Stauder, 1975; Kikuchi y Kanamori, 1994). La profundidad de los focos hasido detenninada en 612 y 607km para el sismo 3 y 10 respectivamente. Lanaturaleza de los terremotos con foco profundo desde el punto de vista sis-molgico y fsico ha sido largamente debatido por diversos autores (Isacksy Molnar, 1971; Stauder, 1975; Pilger, 1981; Cahil y lsacks, 1992). Lageneracin de terremotos de magnitud elevada en este rango de profundi-dad, puede ser interpretada en trminos de un trozo de corteza ocenica queflota en el manto y que est suficientemente fra para ser capaz de producirterremotos.

El momento ssmico escalar (M0) y las dimensiones del radio de frac-tura (r) para los 20 terremotos estudiados, han sido calculados a partir delos espectros de la amplitud del desplazamiento de las ondas internas utili-zando el modelo de Brune de falla circular En la tabla 4 se presenta losvalores medios de f y Mo obtenidos del total de espectros calculados paracada terremoto. Los valores del momento ssmico escalar son similares alos calculados a partir de la modelizacin de ondas de volumen. Unica-mente para tres terremotos se ha obtenido valores diferentes con un factordc 2. Estas diferencias pueden deberse a una infraestimacin del momento

208 Fsica ch a Jitty,y,998, ni 1k 87 2t9

Hernando Taverg y Elisa Buforn Sismicidad y sismotectnica de Per

ssmico escalar obtenido a partir de la modelizacin de terremotos de mag-nitud superior a 6,0, debido a que se hace uso de modelos de fuente pun-tual. La dimensin del radio de fractura de estos terremotos varan entre 3y 22 km.

5. INTERPRETACIN SISMOTECTNICAEn la figura 8 se muestra la proyeccin horizontal de los ejes de presin

(P) y tensin (T) obtenidos a partir de los mecanismos focales de los terre-motos analizados en el presente estudio (en negro) y los calculados para otrosterremotos y por otros autores segn la tabla 2 (en blanco). Los ejes de esfuer-zos se presentan en tres planos localizados a 30, 290 y 560 km de profundi-dad y que representan los tres tipos de actividad ssmica que se produce enPer: terremotos con foco a profundidad superficial (figura 8a), intermedia(figura Sb) y profunda (figura Sc). Para los terremotos con foco a profundidadsuperficial, los ejes de presin se concentran de Norte a Sur entre la fosa y lalnea de costa y se orientan predominantemente en direccin ENE-WSW aE-W. Estos esfuerzos estn asociados al acoplamiento ssmico entre la placaocenica y continental al inicio del proceso de la subduccin. En el interiordel continente, los ejes de presin se distribuyen en la zona Subandina per-pendiculares a la Cordillera Andina y formado tres grupos: el primero se loca-liza en la zona limtrofe de Per-Ecuador y presenta ejes de presin orienta-dos en direccin NW-SE. En la zona Norte de Per se produce una rotacinde los ejes de presin en direccin ENE-WSW a E-W, siendo el rea de laciudad de Moyobamba la que presenta una mayor variacin en la orientacindel eje de presin, lo que sugiere que en esta rea el proceso compresivo esmuy heterogneo. En la regin Sur (tercer grupo), el eje de presin se orien-ta en direccin E-W a NE-SW. El cambio observado en la orientacin de laCordillera Andina, al Norte de 505 en direccin NNE-SSW, entre S~S-l 3~S endireccin NNW-SSE y al Sur de 1 3~S en direccin NW-SE, determina laorientacin regional de los esfuerzos y el grado de deformacin, mayor en laregin Norte y menor en la regin Centro y Sur. El proceso compresivo en lazona Subandina est asociado a la convergencia del escudo brasileo bajo laCordillera Oriental con velocidades relativas de 1,4-2,1 mm/ao (Surez etal., 1983).

La proyeccin horizontal de los ejes de tensin obtenidos a partir de losmecanismos focales de terremotos con foco a profundidad intermedia (figu-ra Sb), muestra que estos se distribuyen de Norte a Sur formando tres gru-pos: el primerode ellos se localiza cerca de la lnea de costa entre 99S y 1395,

209 Fsica 0< a Tierra1998, ni 10:187-219

Hernando Tapera y Elisa Bu/orn SI.smicidad y ssnoecMnica de Per

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-200

-D2 -30

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-60>)

Figura 8. Proyeccin horizontal en funcin de la profundidad de los ejes de presin para terre-motos con foco a profundidad superficial (a) y tensin para terremotos con foco a profundidadintemiedia (b) y profunda (c). Lasflechas en negro corresponden a los terremotos analizados eneste estudio y lasflechas en blanco a otros terremotos estudiados por diversos autores (tabla 6.1).

el segundo en la zona Subandina Norte y el tercero en la regin Sur. Lasorientaciones de los ejes de tensin horizontal obtenidos por otros autores,son similares a los obtenidos en este estudio y muestran en general un rgi-men extensivo paralelo a la direccin de convergencia de las placas. Laextensin horizontal en la lnea de costa, podra estar asociada a la deforma-cin interna de la placa ocenica en respuesta a las fuerzas que producen elcambio en su geometra hacia una subducein horizontal, siendo esta defor-macin muy heterognea. En la regin Norte la acumulacin de ejes de ten-

210 LlOra dc a Y >rrra1998, r. t >87 [9

Hernando Tavera y Elisa Bufan> Sismicidad y sismotectnica de Per

sin horizontal, sugiere que el proceso extensivo en esta zona es debido aque el contacto de placas se realiza en un medio muy heterogneo, contrarioa las reas circundantes que parecen ser ms estables, tal como se observ enla distribucin de la sismicidad paraesta regin (figura 3b). En la regin Sur,la distribucin de los ejes de tensin horizontal muestra que en esta regin elcontacto de placas es uniforme y se realiza generando un alto ndice de sis-micidad (figura 3b). La nicaexcepcin es para el sismo 7; sin embargo, estopuede explicarse en trminos de que las fuerzas que producen la contorsinde la placa ocenica pasan de una subduccin horizontal (regin norte-cen-tro) a una subduccin con ngulo de inclinacin constante (regin Sur). Enesta zona, la placa ocenica se flexiona hacia el Sur soportando un comple-jo proceso de deformacin capaz de generar diferentes regmenes de esfuer-zo (Hasegawa y Sacks, 1981; Bevis y Isacks, 1984; Rodrguez y Tavera,1991; Cahil y Isacks, 1992). En la regin central se observa dos ejes de ten-sin horizontal orientados en direccin NW-SE aproximadamente y mues-tran que el rgimen extensivo en el proceso de la subduccin en algunasregiones no es del todo homogneo.

Para terremotos profundos (figura Sc), en el lmite fronterizo entre Per yBrasil los ejes de tensin indican un claro patrn extensivo en direccin E-Wsimilar al obtenido en este estudio para el sismo 3. La orientacin del eje detensin para el sismo 10 en el borde Per-Bolivia, coincide con los obtenidospara los terremotos del 15 de agosto de 1963 (mb = 8,0) (Stauder, 1975) y 9de junio de 1994 (mb = 7,0) (Kikuchi y Kanamori, 1994) ocurridos en lamisma zona y muestran un patrn extensivo en direccin N-S con un ciertobuzamiento. La diferencia en la orientacin del eje de tensin, sugiere undiferente origen para los terremotos ocurridos en ambas zonas.

En la figura 9 se presenta la situacin sismotectnica en superficie paraelPer deducido a partir de la distribucin de los ejes de presin de los terre-motos analizados en el presente estudio. En esta figura se muestra la Cordi-llera Andina formada como consecuencia de la convergencia de placas y losprincipales sistemas de fallas identificados in situ y a partir de imgenes desatlite (Sebrier et al., 1985). En general, los sistemas de fallas localizados enla zona Subandina corresponden a fallas inversas con planos de falla orienta-dos en direccin paralela a l Cordillera Andina con buzamientos hacia elOeste y que decrecen con la profundidad (Megard, 1978). La orientacin deleje de presin horizontal en el borde Oeste de la Cordillera Andina, es con-sistente con los grandes terremotos ocurridos en la zona de subduccin y lapredominante orientacin de los esfuerzos en el lmite de las placas ocenicay continental (fosa Per-Chile), siendo estos esfuerzos generados por la con-vergencia de las placas con una velocidad relativa de 8-10 cm/ao (Minster y

Fsica de la Tierra1998, ni 10: 187-2t9

211

Hernando Tavera y Elisa Bu/orn Sismicidad s ,sisrnotectnca de Per

E e 1500

Hernando Tavera y Elisa Buforn Sismicidad y sismotectnica de Per

puede ser asociado a la llegada a la lnea de fosa de la Dorsal de Nazca. En elinterior del continente (borde oriental de la Cordillera Andina>, los ejes depresin horizontales se orientan de manera perpendicular a la Cordillera y alos principales sistemas de fallas inversas que se distribuyen de Norte a Sur alo largo de la zona Subandina. Obsrvese que al Norte de 50S el eje de pre-sin horizontal se orienta en direccin NW-SE, entre 5QS~l3oS en direccinENE-WSW a E-W y al Sur de 1 30S en direccin NE-SW. Estas variacionesen la orientacin del eje de presin, probablemente sean debidas a la llegadaa la lnea de fosa de la Dorsal de Camegie en la regin Norte y la Dorsal deNazca en la regin Sur, siendo ambas unidades las que produjeron el cambioen la orientacin de la Cordillera Andina. En el borde oriental de la Cordille-ra Andina, el proceso compresivo es debido a la subsidencia del escudo bra-sileo bajo la Cordillera Oriental.

En la figura 10 se presenta un esquema sismotectnico en 3 dimensionespara el Per obtenida a partir de los resultados de este estudio. Esta geometraha sido ajustada a partirde la tendencia de la sismicidad observada en un totalde 25 secciones verticales de sismicidad perpendiculares a la lnea de fosa. Lainformacin ssmica utilizada ha sido seleccionada del catlogo del NEICpara el perodo 1960-1995 con igual criterio que Cahil y Isacks (1992>. Tam-bin se ha considerado los resultados de Grange et al. (1984), Deverchere(1989) y Surez et al. (1996). La zona de laguna ssmica observada en laregin Norte de Per (sismicidad con foco a profundidad intermedia) y quefuera discutida en el apartado 3.2 (figura 4a), se interpreta como una zona degran resistencia para generar terremotos con relativa frecuencia; por lo tanto,a fin de configurar la geometra de la subduccin se ha realizado una interpo-lacin de la sismicidad para esta regin. En el modelo de la figura lOse obser-va los dos modos de subduccin en Per: una subduccin casi horizontal enlas regiones Norte y Centro con profundidades del orden de 100-150km y unasubduccin con un buzamiento de unos 3fl0 constante hasta profundidades de300 km en la regin Sur. Tambin se ha representado los ejes de tensin conel mismo buzamiento que la placa que subduee, lo que permite observar lapresencia de un proceso extensivo en direccin E-W asociado al movimientorelativo de las placas. En algunas reas como las localizadas al Norte y Sur dePer (figura 8b), la ocurrencia de un nmero mayor de terremotos sugiere queen estas reas existe resistencia al movimiento de las placas generando un altondice de sismicidad, tal como se observa en la figura 3b. En la zona Sur dela regin central de Per, la orientacin del eje de tensin sufre un giro endireccin N-S, coherente con el estado de losesfuerzos que dara lugar la con-torsin de la placa al pasar de una subduccin de tipo horizontal (regin norte-centro) a una con ngulo de inclinacin de 30~ constante hasta una profundi-

Fsica Os la Tierra1998, n. 10:187-219

213

Hernando Tavera y Elisa l3uforn Ssmicidad y sismotectnica de Per

ProfUndidad

oti,o

II

Figura LO. Esquema sismotectnico de la geometrade la subduccin en Per deducido a par-tir de la distribucin de la sismicidad con la profundidad. Las flechas indican Ja orientacin delos ejes de tensin con el mismo buzamiento que el plano de subduccin.

214

(km)oo

-2

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o oo

e

lsra de a lierra1908, nf 10: 87219

Hernando Tavera y Elisa Buforn Y=ismicidad y sismotectnica de Per

dad del orden de 300 km, tal como sugiere Ivlasegawa y Saclis (1981), Rodr-guez y Tavera (1991) y Cahil y Isacks (1992).

6. CONCLUSIONES

De los datos de sismicidad y mecanismo focal de los terremotos analiza-dos en el presente trabajo, se deduce que el Per se encuentra sometido a dosdistintos regmenes de esfuerzos. El primero de ellos asociado a la actividadssmica de carcter superficial, muestra un rgimen de compresin horizontalperpendicular a la direccin de la fosa peruana-chilena (borde Oeste de laCordillera Andina) como resultado del proceso de convergencia entre las pla-cas ocenica y continental. En el continente la orientacin del rgimen com-presivo est condicionado por la orientacin de la Cordillera Andina y por losprincipales sistemas de fallas que se distribuyen en el extremo oriental de laCordillera. Este proceso compresivo est generado por la subsidencia delescudo brasileo bajo la Cordillera Oriental. El resultado de ambos procesosde convergencia, es la topografa de Peru.

El segundo rgimen de esfuerzo, est asociado a la actividad ssmica confoco a profundidad intermedia y profunda. La distribucin de la sismicidad inter-mediaha permitidoconfigurar la geometrade los dos modos de subduccin pre-sente en Per, siendo el rgimen extensivo en direccin paralela a la convergen-cia de placas. La presencia de una extensin en direccin N-S en el extremo Surde la regin central de Per, es coherente con los procesos que habran genera-do la contorsin de la placa. La ausencia de sismos profundos entre 200 y 500km de profundidad en la regin central y entre 300 y 500 km en la regin Sur,as como la diferente orientacin del rgimen extensivo en ambas regiones, indi-cara un diferente origen para los terremotos profundos en ambas regiones.

7. AGRADECIMIENTOS

Los autores agradecen la colaboracin del Dr. Mourad Bezzeghoud parael estudio de algunos de los terremotos de Per. Este estudio se concluy gra-cias al apoyo recibido por uno de los autores (HZ), del Dr. Hernn Montes(Director Tcnico del Instituto Geofsico del Per) y del Ing. Alberto Giesee-ke (Director de CERESIS). Parte de este trabajo (MT.) ha sido subvenciona-do por la Agencia Espaola de Cooperacin Internacional (A.E.C.I.) a travsdel Instituto de Cooperacin Iberoamericana (I.C.I.) y dentro del programa deBecas para estudios de Postgrado.

215 Fsica de a IYerra1998, nf lO: 187-2>9

Hernando Ihvera y Elisa Bu/bm. Sismicidad y sismotectnca de Per.

8. BIBLIOGRAFA

ABE, K. (972). Mechanisms and lectonie implieations of the 1966 and 1970 Pcruearthquakes. Phys. Earh Planet. late,., 5. 367-379.

APPER5ON, K. y FROHLICFJ, C. (1987>. The relationship between Wadati-Benioffzonegeorrietry and P, T aid B axes of intermediate and deep focus earthquakes. .1.Geophys. Res., 92, 13.821-12831.

AssUMPCo, M. (1992). The regional intraplate field in South America. J. Geophys.Res., 97, 11.889-11.903.

AUDEBAUD, E., CAPOEVILA, R., DALMAYRAC. B., LALJnAUCHER, O.. MARUO, R..MAIiAUER, M., MF.CARD, Fi y PAREOtIS, 1. (1973). Les traits geologiques essen-tials des Andes Centrales (Perou-Bolivie). Reine Ceographie Phvsique, Geolo-gique et Dinamique., 15 (1-2), 73-114.

BARAZANGI, M. y IsACKs, E. (1976>. Spatial disribuuion of earthquakes an subne-tion of the Nazca plate beneath South America. Geology.. 4, 686-692.

BARAZANC, M. y lsAcKs, E. (1979). Subduction of the Nazca plate beneath Peru: cvi-dencefrom spaal distrihution of earthquakes. Ceophvsi. 1?. Asfu. Soc.. 57, 537-555.

BECK, 5. y RUFF, L. (1989). Great earthquake and subduction along Ihe Peru trench.Phys. E.nth Planet. me,., 57. 199-224.

BEvs, M. y IsAcKs, 8. (1984). Hypocentral trend surface analysis: Probing Ihe geo-metry of Benioff zones. J. Geophvs. Res.. 89. 6.153-6.170.

Boyu, T., SNOKF., J., Se~cxs, 1. y RODRGUEZ, A. (1984). 1-11gb resolution deteimina-tion of [he Benioff zone geometry beneath southern Peru. Btil. Seism. So,:c,, fi a YirrraO98, ni JO: 187219

216

Hernando Tavera y Elisa Buforn Sismicidad y sismotecinica de Per

DALMAYRAC, E. y MOLNAR, E (1981). Parallel thrust and normal faulting in Peru andcorstraints on tite state of stress. tard Planer. Sci. Le:., 55, 473-481.

DALMAYRAc, E., LAIJBACHER, O. y MARocco R. (1987). Caracteres generaux de lvo-lution geologique des Andes peruviennes. Trav. Doc. ORSTOM. 122, 501 pgs.

DEvERcHERE, J., DORBATH, C. yDORBATH, L. (1989). Extensionrelatedtoahightopo-graphy: resuls from amicroearthqualce survey in tite Andes of Peru aud tectonicsmplications. Geophys. J. Ini., 98, 281-292.

DEWEY, .1. y SPENCE, W. (1979). Seismic gaps and source zones of recent large earth-quakes in coastal Peru. Pageoph., 117, l.148-I.171.

DORBATH, C., DORBATIl, L., CISTERNAS, A. y DEvERCHERE, J. (1986). On crustal seis-micity of tite Amazonian foothifl of the Central peruavian Andes. Geophys. Res.Len., 13, 1.023-1.026.

DORBATH, C., DORBATH, L., CISTERNAS, A., DEvERtOHERE, J. y SEBRIER, M. (l99Oa).Seismicity of tite Huancayo Basin (Central Pero) and the Huaytapallana faul.Journal of South American Earth Sciences., 3, 21-29.

DORBATH, L., CISTERNAS, A. y DORBATH, C. (1990b). Assessement of the size of largeand great historical earthquakes in Peru. Bali. Seism. Soc. Am., 80, 55 1-576.

DORBATH, L., DORBATI-E, C., JIMNEZ, E. y RIvERA, L. (1991). Seismicity md tectoniesdeformation in the eastem cordillera and tite sub-andean zone of central Peru.Journal ofSouth American Earih Sciences., 4, 13-24.

DOsER, D. (1987). Tite Ancash, Peru earthquake of 1946 Nov. 10: evidence for low-angle normal faulting in the high andes of northem Pere. Geophys. J. R. AsirSoc., 91,57-71.

ORANGE, E, HATZFELD, O., CUNNINGHAM, E, MOLNAR, E, ROECKER, 5., SUREZ, O.,RODRGUEZ, A. y OCOLA, L. (1984). Tectonics implications of the microearth-quake seismicity and fault plane solutions in southem Peru.J. Ceophys. Res., 89,6.139-6.159.

HA5EGWA, A. y SACKs, 5. (1981). Subduction of the Nazca plate beneath Peru asdetermined from seismie observations. J. Ceophys. Res., 86, 4.971-4.980.

HA-rORt, T. (1968). Colombia-Pe-u sunamis titar observed along tite coast of Japan,1920-1967. Buil. Earthquake Res. Inst. Univ. Tokyo. 6, 535-546.

IsACKs, B. y BARAZANGI, M. (1977). Geometry of Benioff zones: lateral segmentationand downwards bending of the subducted lititospitere. En: M. Talwani y W. Pit-man (Editores). Island Arcs, Deep Sea Trenches and Back-arc Basins. AmericanGeopitysical tinion, Washington, D.C., 99-114.

217 Fsica de la Tierra1998, ni 10: 187-219

Hernando Tavera yElisa BuJrn Sismicidad y sismotectnca de Per

ISACKS, B. y MOLNAR, P. (1971). Distribution of stress in the descendine lithospherefrom a global survey of focal mechanism solution pf mantle earthquakes. Re,.Geophys. Sparc Phys., 9, 103-174.

KIKUCH[, M. y KANAMORI, H. (1994). The mechanism of the deep Bolivia earthqua-ke ofJune, 1994. Geoplys. Res. Len., 21, 2.341-2.344.

LANGER, C. y SPENCE, W. (1995). The 1974 Peru earthquake series. Bol. Seism. Sor.Am., 85, 665-687.

LINDo, R. (1993). Seisrnotectonique des Andes du Peru Central: Apport des donnessismologiques de haute precision. Tesis Doctoral, Universidad Louis Pasteur deStrasbourg, Francia.

MF.GARD, E (1978). Etude geologique des Andes du Peru Cent-al. Mcm. ORSTOM.86, 310 pgs.

Minster, J. y Jordan, T. (1978). Present-day plate motions. .1. Geophys. Res., 83,5 .33 1-5 .334.

MoNTEssUs DE BALLORE, F. (1911). Historia ssmica de los Andes Meridionales.Imprenta Universitaria, Santiago de Chile, Chile, 345 pgs.

NABELEK, J. (1984). Determination of earthquakes source parameters fron~ inversionof body waves. Tsis Docioral, Massachusetts Institute of Technology.

PENNINGTON, W. (1981). Subduction of the eastem Panarna Basin and seisinotectonieof the northwestem South America.]. Geophys. Res., 86. 10.753-10.770.

PETERSEN, E. (1976). Caractersticas de la zona de Bcnioff en el Per y el Ecuador.Boletn Sociedad Geolgica delPer., 52, 49-72

PiitLtp, H. y MEGARO, F. (1977). Structural analysis of Ihe superficial deformation ofthe 1969 Pariahuanca earthquakes (Central Peru). Teconophvsics. 38, 3 .59-278.

PILGER, R. (1981). Plate reconstruction aseismie ridges and low-angle subdtictionbeneath tite Andes. Ceo!. Sor. Am. Bu!. 92,448-456.

P.AFKER, O., ERcKsEN, O. y FERNNDEZ-CONCHA, J. (1971). Geological aspecs ofthe May 31, 1970 Peru earthquake. hill. Seism. Sor. Am. 61, 543-578.

RODRGUEZ, L. y TAVERA, H. (1991). Determinacin con alta resolucin de la geome-tra de la zona Wadati-Benioff en el Per Cental. Revista Brosileira de Ceo/hl-ca., 9, 141-159.

SGHNEtDER, J. y S~cKs, 8. (1987). Stress in the contorted Nazca plate beneath sout-hern Peru from local earthquakes 2. Ceophvs. Res., 92, 13.887-13.902.

SEBRIER, M., MERCIER, J., MACHAR, J., BONNOT, D. y CABRERA, J. (1985). Quater-nary normal and everse faulting and state stress in te central Andes of sourthernPeru. Tectonies., 4, 739-780.

218 lt&>w de a 1 ir,,,,.1998, ni 10: 87-219

Hernando Tavera yElisa Buforn Sismicidad y sismotectnica de Per

SILGADO, E. (1968). Historia de los sismos ms notables ocurridos en el Per (1515-1960). Boletn Bibliogrfico de Geografa y Oceanografa Americana., 4, 191-241.

SILGADO, E. (1978). Historia de los sismos ms notables ocurridos en el Per, 1513-1974. Instituto Geolgico Minero del Per, Lima, 131 pgs.

SILGADO, E. (1985). Terremotos destructivos en Amrica del Sur 1530-1894. Proyec-to SISRA, Volumen N~ 10, CERESIS, Lima, 328 pgs.

SNOKE, J., SACK5, 5. y OKADA, H. (1979). Determination of tite subducting lithosp-here boundary by useof converted pitases. Bat. Seism. Soc.Am. 67,1.051-1.060.

STAUDER, W. (1973). Mechanisms and distribution of chilean earthquakes with rea-tion to subduction of tite oceanic plate. J. Ceophys. Res., 78, 5.033-5.061.

STAUDER, W. (1975). Subduction of the Nazca under Peru as evidenced by focalmechanisms and by seismicity. J. Geophys. Res., 80, 1.053-1.064.

STAUDER, W. y BOLLINGER, G. (1966). Tite S-wave projet for focal mechanism studieseartitquakes of 1963. BalI. Seism. Soc. Am., 56, 1.363-1.371.

SUREZ, O., MOLNAR, P. y BURCHEtEL, C. (1983). Seismicity, fault plane solutions,depth of faulting an active tectonics of the andes of Peru, Ecuador and Sourt-item Colombia. J. Ceophys. Res., 88, 10.403-10.428.

SUREZ, G., GAGNEPAIN, J., CISTERNAS, A. y HATZFELD, 0. (1996). Tectonics defor-mation of tite Andes and tite configuration of te subducted slab in central Peru:resuls from a microseismic experiment. Geophys. J. Ini., 103, 1-12.

TAXERA, H. (1998). Mecanismo focal de terremotos en Per y Sismotectnica. TsisDoctoral. Universidad Complutense, Madrid.

VARGAS, 0. (1922). Monografa de Anca. Boletn de la Sociedad Geogrfica de Lima,Per, 63-77.

WAGNER, D. (1972). Statistical decision theory applied to te focal mecitanism ofPeruvian eartitquakes. 2Ysis Doctoral. Universidad de San Luis.

UDAs, A. yBUFORN, E. (1988). Single aud jointfault-planesolutions fromfirtsmotiondata. En: D. Doombos. Seismological Algoritms. Academie Press, Londres.

219 Fsica de a Tierra1998, n. It): 187-219