Transferencia de Esfuerzos Estáticos de Coulomb,factor clave en la tectónica y la peligrosidad

sísmica en Centroamérica.José A. Álvarez-Gómez*1, José J. Martínez-Díaz1, Belén Benito2

*correo electrónico: jaalvare@geo.ucm.es1. Departamento de Geodinámica, Facultad de Ciencias Geológicas, Universidad Complutense de Madrid. c/ José Antonio Novais s/n, c.p. 28040, Madrid.

2. E.U.I.T., Topografía, Universidad Politécnica de Madrid, c.p. 28031, Madrid.

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Falla de Polochic

Falla de Motagua

Falla de Guayapé

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Meseta Centralde Chiapas

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Santa Ana

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ESFZ?1982

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Enero 2001

Febrero 2001

Configuración tectónica del norte de Centroamérica. Se indican con flechas las direcciones de movimiento de las principales fallas de desgarre. Con línea discontinua se marcan las fallas de desgarre interpretadas a partir de la configuración sismotectónica. Con líneas dentadas se delimitan los mayores grabens de la zona. La línea con triángulos marca el surco del límite de placas litosféricas en subducción. Las estrellas marcan los epicentros estimados de los terremotos históricos (1900-1976, fuente: NEIC; http://neic.usgs.gov).

En este trabajo mostramos cómo la ocurrencia de algunos terremotos puede contribuir en gran medida a la generación de patrones sísmicos y tectónicos determinados. La herramienta utilizada es la transferencia de esfuerzos estáticos de Coulomb (Okada, 1992, King et al., 1994, Harris, 1998). Nos centramos en la parte norte de Centroamérica, particularmente en una zona que ha sufrido las consecuencias del fenómeno del "triggering" de terremotos recientemente. Esta zona es El Salvador, un área de gran actividad geológica. En el comienzo del año 2001 dos terremotos golpearon este país provocando uno de los mayores desastres naturales de las últimas decadas. El primero de ellos ocurrió en la placa litosférica subducente, fue el 13 de Enero y tuvo una magnitud Mw de 7.7. Un mes más tarde, el 13 de Febrero, ocurrió un nuevo terremoto, éste tuvo lugar en la Zona de Falla de El Salvador (Martínez-Díaz et al., 2004) con una magnitud Mw de 6.6.Este hecho nos llevó a estudiar la relación entre ambos eventos, a estudiar cómo el primer terremoto pudo disparar el segundo. En los años ochenta ocurrió algo similar, un terremoto que ocurrió en la placa subducente en 1982 dió lugar, probablemente, a un segundo terremoto en el interior del país en 1986, en la Zona de Falla de El Salvador.¿Es posible que la configuración tectónica de la zona conduzca a la generación de estas series sísmicas? ¿Es posible que la ocurrencia repetida a lo largo del tiempo de estas series promueva la existencia de esta configuración tectónica? Nosotros así lo creemos.

I N T R O D U C C I Ó N

Mapa de mecanismos focales (Harvard CMT) y edificios volcánicos activos (Smithsonian Institute). Obsérvese cómo los terremotos con mecanismo focal de desgarre tienen lugar mayoritariamente en el arco volcánico o inmediatamente tras éste.

Proyección de velocidades relativas de las placas tomando la norteamericana como estática según el modelo de DeMets et al. (1994). Las lineas discontinuas representan la superficie de la placa que subduce a diferentes profundidades (Gudmundsson & Sambridge, 1998).

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La placa de Cocos subduce bajo la placa del Caribe, adoptando un ángulo de subducción muy alto. Además de este límite de placas también se encuentra en esta área el límite con la placa de Norte América, dando lugar a un punto triple de tipo TTF sensu lato (Burkart, 1983)(Fig.1). El límite entre las placas de Norte América y Caribe se resuelve en el continente en una zona de cizalla donde las principales estructuras tectónicas son las fallas sinestrosas de Polochic y Motagua, y la zona de falla de Guayapé, que independizan el llamado bloque de Chortís (Gordon y Muehlberger, 1994). La falla de Guayapé es un importante accidente tectónico que, sin embargo, en la actualidad no presenta actividad sísmica importante. Entre estas dos zonas de cizalla se encuentran una serie de grabens de dirección N-S que han sido explicados como resultado de un régimen extensional presente en la zona debido al movimiento de la placa del Caribe con respecto a la Norteamericana (Guzmán-Speziale, 2001). En la costa sur esta zona se caracteriza por presentar una serie de fallas de desgarre destrosas, cuya dirección es aproximadamente 10 grados menor que la del surco, y cuya función es la de acomodar el movimiento paralelo al límite con la placa de Cocos (DeMets, 2001). Estas fallas de desgarre son las causantes de los terremotos someros destructivos. A este fenómeno de separación de movimiento en dos vectores de magnitudes y dirección diferentes se le ha llamado "strain partitioning", y ha sido descrito por Harlow y White (1985). A esta familia de zonas de desgarre pertenece la Zona de Falla de El Salvador, que junto con otras zonas de falla similares orlan la costa sur del norte de Centroamérica y son las responsables de la gran mayoría de terremotos destructivos históricos en la zona (Fig.1).

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Podemos distinguir en esta zona tres fuentes de sismicidad principales. En el surco la sismicidad se asocia a movimientos de falla inversa; en la placa que subduce ocurren terremotos asociados a grandes fallas normales por la flexión de la placa y el tirón de ésta al subducir; y asociados a la zona de desgarre ocurren terremotos con componente principal destrosa (Fig.4a). Según el modelo de Lin y Stein (2004) (Fig.4b) los terremotos de falla inversa inhibirían el movimiento de las fallas de desgarre en la zona inmediatamente postero-superior a la falla, ya que el movimiento inverso de la falla genera un área de disminución de DCFS en esta zona. Sin embargo, según el modelo de Martínez-Díaz et al. (2004) los terremotos de falla normal asociados a la placa al subducir (Fig.4c) generan un aumento de DCFS en la zona antero-superior a la falla que acercan a la de desgarre a su rotura y por tanto facilitan su movimiento y generación. Este hecho nos lleva a argumentar que si bien la existencia de estas fallas de desgarre se debe a la necesidad de acomodar movimientos paralelos al surco (McCaffrey, 1992), su posición y orientación además están condicionadas por la variación de esfuerzos generada con cada terremoto de mecanismo focal normal que ocurre en la placa que subduce.

a) Corte esquemático de la zona de subducción centroamericana en el sector de El Salvador. La línea del extremo derecho representa la Zona de Falla de El Salvador. El área sombreada representa la zona de ascenso de magmas que dan lugar al arco volcánico. Los puntos representan los hipocentros del catálogo sísmico del NEIC, y abarcan magnitudes Mw de 2.8 a 7.8, desde 1976 a 2003. b) Modelo de transferencia de esfuerzos de Lin y Stein (2004) para fallas inversas, las partes oscuras representan zonas donde las fallas de desgarre son inhibidas, es decir se alejan de la rotura. Las partes claras donde las fallas de desgarre son promovidas. c) Modelo de transferencia de esfuerzos de Martínez-Díaz et al. (2004) para el terremoto de falla normal de Enero de 2001 en El Salvador. El sombreado sigue las mismas pautas que el anterior.

Modelo de transferencia de esfuerzos acumulado de las series sísmicas de El Salvador de 1982-1986 y 2001. El sombreado representa la variación de esfuerzos sobre planos de falla con la dirección y el buzamiento de la Zona de Falla de El Salvador (ESFZ). Se representa el lugar hipotético de una probable futura serie sísmica de acuerdo con el modelo (tomada de Martínez-Díaz et al. 2004).

Son los grandes terremotos de falla normal los que inducen tal aumento de ∆CFS que llevan a las fallas del continente cerca de su rotura y por tanto aceleran la ocurrencia de terremotos en esta zona. Como se vio en las series sísmicas de El Salvador de 1982-1986 y 2001 (Martínez-Díaz et al. 2004) la importancia de este fenómeno es clave, ya que los grandes terremotos destructivos de la zona están asociados a estas fallas destrosas (Fig.1). Es importante en la evaluación de la peligrosidad sísmica tener en cuenta este tipo de procesos. Éstos pueden determinar en mayor o menor medida el lugar de ocurrencia del próximo terremoto (Fig.5) y/o el intervalo temporal entre uno y otro. Por lo tanto, un estudio preliminar de las interacciones entre fallas y terremotos ayudará a acotar las zonas de mayor probabilidad de ocurrencia de eventos conocida la historia reciente de las fallas en juego.

C O N C L U S I O N E S

D I S C U S I Ó N

Fig.1

Fig.2

Fig.3

Fig.4

Fig.5

Burkart, B. (1983): Neogene north American-Caribbean plate boundary across northern Central America: offset along the Polochic fault. Tectonophysics, 99: 251-277.DeMets, C. (2001): A new estimate for present-day Cocos-Caribbean plate motion: Implications for slip along the Central American volcanic arc. Geophysical Research Letters, 28(21):4043-4046.DeMets, C., Gordon, R.G., Argus, D.F. y Stein, S. (1994): Effect of recent revisions to the geomagnetic reversal time scale on estimates of current plate motions. Geophysical Research Letters, 21(20): 2191-2194.Gordon, M.B. y Muehlberger, W.R. (1994): Rotation of the Chortís block causes dextral slip on the Guayape fault. Tectonics, 13(4):858-872.Gudmundsson, O. y Sambridge, M. (1998): A regionalized upper mantle (RUM) seismic model. Journal of Geophysical Research, 103(B4): 7121-7136.Guzmán-Speziale, M. (2001): Active seismic deformation in the grabens of northern Central America and its relationship to the relative motion of the North America-Caribbean plate boundary. Tectonophysics, 337: 39-51.Harlow, D.H. y White, R.A. (1985): Shallow earthquakes along the volcanic chain in Central America: Evidence for oblique subduction. Earthquake Notes, 55: 28.Harris, R.A. (1998): Introduction to special section: Stress triggers, stress shadows, and implications for seismic hazard. Journal of Geophysical Research, 103: 347-358.King, G.C.P., Stein, R.S. y Lin, J. (1994): Static stress changes and the triggering of earthquakes. Bulletin of the Seismological Society of America, 84: 935–953.Lin, J. y Stein, R.S. (2004): Stress triggering in thrust and subduction earthquakes and stress interaction between the southern San Andreas and nearby thrust and strike-slip faults. Journal of Geophysical Research, 109: B02303, doi:10.1029/2003JB002607.McCaffrey, R. (1992): Oblique plate convergence, slip vectors, and forearc deformation. Journal of Geophysical Research, 97(B6):8905-8915.Martínez-Díaz, J.J., Álvarez-Gómez, J.A., Benito, B. y Hernández, D. (2004): Triggering of destructive earthquakes in El Salvador. Geology, 32: 65-68.Okada, Y. (1992): Internal deformation due to shear and tensile faults in a half space. Bulletin of the Seismological Society of America, 82: 1018-1040.B

IBLI

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FÍA

J.A.A.G. es beneficiario de una beca de investigación otorgada por la Universidad Complutense de Madrid; agradece a J.J. Martínez Díaz y a R. Capote su apoyo y dirección. Agradecemos a D. Hernández el habernos proporcionado los hipocentros del catálogo sísmico del SNET de El Salvador del año 2001, que aparecen en la Figura 4c.

A G R A D E C I M I E N T O S