Sismotectonica y peligrosidad sismica en Ecuador, Ortiz 2013

Facultad de Ciencias Geológicas
Universidad Complutense de Madrid
MÁSTER EN GEOLOGÍA AMBIENTAL Y RECURSOS GEOLÓGICOS
Especialidad en Riesgos Geológicos y Gestión Territorial
Sismotectónica y
peligrosidad sísmica en
Ecuador
Oscar Cristian Ortiz Panchi
MADRID, CURSO 2012 – 2013
Facultad de Ciencias Geológicas
Universidad Complutense de Madrid
MÁSTER EN GEOLOGÍA AMBIENTAL Y RECURSOS GEOLÓGICOS
Especialidad en Riesgos Geológicos y Gestión Territorial
Sismotectónica y
peligrosidad sísmica en
Ecuador
Oscar Cristian Ortiz Panchi
MADRID, CURSO 2012 – 2013
Autorizo la presentación del Trabajo de Fin de Máster.
Dr. Ramón Capote del Villar
Dr. Julián García Mayordomo
AGRADECIMIENTOS
Al finalizar este proyecto quiero agradecer a mis tutores Ramón Capote del Villar y Julián
García Mayordomo por compartir sus conocimientos y por su valiosa guía a lo largo del
desarrollo del trabajo.
A mis padres Oscar y Mercedes y a mi hermana Verónica por todo el apoyo, confianza y
cariño a lo largo de mi vida.
A mis grandes amigos Diego y Víctor por su sincera amistad, por todas las aventuras
vividas, por su tiempo; por ser los mejores amigos que pudieron haberme acompañado
en esta etapa.
A Alejandro, María, Laura, Male, Jorge, José Luis, Paola, Gabriela, Marco, Erwin,
Mercedes, Mileika, Miguel, Hodei, Martha, Guillermo, Carlos, Danann, Pedro, Joselo,
Lucien, Elsa, Sandra por su amistad y por haber sido partícipes de los buenos momentos.
Al Gobierno de la República del Ecuador por todos sus proyectos y por la labor realizada
en los últimos años que ha generado cambios profundos en el país y ha permitido que el
Ecuador se levante y se esté convirtiendo en una sociedad más justa y participativa.
Al equipo de rugby de Geológicas por todas las lecciones sobre compañerismo y sobre
todo esfuerzo.
Lento pero viene,
el futuro se acerca,
despacio
pero viene.
Hoy está más allá
de las nubes que elige,
y más allá del trueno
y de la tierra firme.
Despacio pero viene,
sin hacer mucho ruido,
cuidando sobre todo
los sueños prohibidos,
los recuerdos yacentes
y los recién nacidos.
Lento pero viene,
el futuro real,
el mismo que inventamos
nosotros y el azar,
cada vez más nosotros
y menos el azar.
Mario Benedetti
ÍNDICE
1.
INTRODUCCIÓN ........................................................................................................... 1
1.1 Antecedentes ............................................................................................................... 3
1.2 Objetivos ...................................................................................................................... 3
1.3 Metodología ................................................................................................................. 4
2.
MARCO GEOLÓGICO - GEODINÁMICO DE ECUADOR ............................................. 6
2.1 Subducción Placas Nazca – Sudamérica ..................................................................... 6
2.2 Cordillera Carnegie ...................................................................................................... 7
2.3 Bloque Norandino ........................................................................................................ 8
2.4 Grandes unidades geológicas de Ecuador de la placa superior ................................... 9
2.5 Fallas activas ..............................................................................................................11
3.
CATÁLOGO SÍSMICO ..................................................................................................13
3.1 Homogeneización del catálogo ...................................................................................14
3.2 Conversión a magnitud momento (Mw) .......................................................................15
3.3 Terremotos históricos .................................................................................................15
3.4 Magnitud de Corte ......................................................................................................16
3.5 Análisis de Completitud...............................................................................................17
3.6 Desagrupación (Declustering) del catálogo .................................................................18
3.7 Catálogo de cálculo ....................................................................................................18
3.8 Mapa de Epicentros ....................................................................................................19
4.
DIVISIÓN SISMOTECTÓNICA .....................................................................................20
4.1 Placa superior .............................................................................................................20
4.1.1 Megacizalla Guayaquil - Dolores ..........................................................................21
4.1.2 Valle Interandino Norte .........................................................................................22
4.1.3 Cordillera Occidental ............................................................................................22
4.1.4 Región Costera ....................................................................................................23
4.1.5 Bloque Amotape- Tahuin ......................................................................................24
4.1.6 Valle Interandino Sur ............................................................................................24
4.1.7 Cordillera Real......................................................................................................24
4.1.8 Zona Subandina ...................................................................................................25
4.1.9 Cuenca Oriente ....................................................................................................25
4.2 Zona de Interface ........................................................................................................27
4.3 Placa subducente (intraslab) .......................................................................................28
5.
PELIGROSIDAD SÍSMICA ...........................................................................................30
5.1 Métodos Probabilistas .................................................................................................30
5.2 Magnitudes máximas ..................................................................................................30
5.3 Relaciones Gutenberg – Richter .................................................................................32
5.4 Cálculo de peligrosidad ...............................................................................................35
5.5 Mapa de peligrosidad sísmica .....................................................................................37
6.
DISCUSIÓN ..................................................................................................................38
6.1 Catálogo sísmico ........................................................................................................38
6.2 Sismotectónica ...........................................................................................................38
6.3 Peligrosidad sísmica ...................................................................................................39
7.
CONCLUSIONES .........................................................................................................42
8.
BIBLIOGRAFÍA ............................................................................................................44
ÍNDICE DE FIGURAS
Figura 1. Ubicación Geográfica del Ecuador ......................................................................... 1
Figura 2. Síntesis de la metodología. .................................................................................... 5
Figura 3. Configuración tectónica regional............................................................................. 6
Figura 4. Esquema estructural simplificado del área de estudio.. .......................................... 8
Figura 5. Regiones fisiográficas de Ecuador.. ......................................................................10
Figura 6. Mapa de Fallas Cuaternarias del Ecuador. ............................................................12
Figura 7. Comparación de escalas sísmicas.. ......................................................................14
Figura 8. Determinación de la magnitud de corte. ................................................................16
Figura 9. Gráficas de completitud de magnitudes. ................................................................17
Figura 10. Mapa de epicentros sismicidad superficial ...........................................................19
Figura 11. Mapa Geológico del Ecuador - Divisiones sismotectónicas placa superior ..........26
Figura 12. Divisiones sismotectónicas Interface de placas - Placa subducente. ...................27
Figura 13. Sección transversal a la fosa colombo-ecuatoriana .............................................28
Figura 14. División sismotectónica placa subducente.. .........................................................29
Figura 15. Gráfica de relaciones Gutenberg- Richter. ...........................................................34
Figura 16. Ingreso de geometría de fuentes sísmicas ..........................................................35
Figura 17. Introducción de datos sísmicos para las fuentes .................................................36
Figura 18. Curva de atenuación de Akkar y Bommer (2010) para Mw=5. Intensidad en gales,
periodo de 0 segundos.. .......................................................................................................36
Figura 19. Mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador, PGA para un periodo de retorno: 500
años. ....................................................................................................................................37
Figura 20. Comparativa entre divisiones sismotectónicas ....................................................39
Figura 21. Mapa de Peligrosidad sísmica, PGA para periodo 500 años y zonas
sismotectónicas ....................................................................................................................40
Figura 22. Comparativa entre zonas sísmicas (NEC 2011) y presente estudio. ...................41
ÍNDICE DE TABLAS
Tabla 1. Descripción de magnitudes del catálogo ISC ..........................................................13
Tabla 2. Terremotos históricos .............................................................................................16
Tabla 3. Años de completitud de magnitudes .......................................................................17
Tabla 4. Eventos obtenidos durante el proceso de homogeneización ..................................19
Tabla 5. Relaciones empíricas utilizadas y parámetros ........................................................31
Tabla 6. Magnitudes máximas para las zonas sismotectónicas placa superior .....................32
Tabla 7. Magnitudes máximas para interface e intraslab ......................................................32
Tabla 8. Cálculo de relaciones de Gutenberg- Richter..........................................................33
Tabla 9. Ecuaciones Gutenberg- Richter para zonas sismotectónicas .................................34
1. INTRODUCCIÓN
Ecuador se encuentra ubicado en la región noroccidente de América del Sur, tiene una
superficie aproximada de 283.500 Km2, incluyendo las Islas Galápagos y una población de
14’483.500 de habitantes. La figura 1 muestra su ubicación geográfica.
Figura 1. Ubicación Geográfica del Ecuador
Ecuador es un territorio sísmicamente activo que históricamente ha sido afectado por
numerosos terremotos destructivos, entre los que se puede citar en terremoto de
Esmeraldas de 1906 (M=8.8, uno de los más grandes registrados en el mundo), Ambato de
1949 (M=6.8) que dejó cerca de 5050 fallecidos (USGS), Reventador en 1987 (M=6.1 y 6.9)
que provocó deslizamientos de lodo y avalanchas de rocas destruyendo parte del oleoducto
ecuatoriano causando un gran impacto en la economía del país, Bahía de Caráquez en
1998 (M=7.2) que afectó cerca del 60% de las edificaciones de la zona.
Con el fin de registrar y caracterizar los eventos sísmicos en el Ecuador, al final de la
década de los 70 se implantó la red de monitoreo sísmica ecuatoriana (RENSIG), operada
por el Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional, provee soluciones para
terremotos a partir de 1990, su modernización y ampliación inició en el año 2008 con el fin
de contar con una red que cubra todo el Ecuador y permita una mejor caracterización de los
parámetros sísmicos.
1
Los terremotos son catástrofes naturales que no se pueden evitar, y actualmente tampoco
predecir (Hernández, 2001). El conocimiento de la sismicidad de una región es necesario
para todo cálculo o plan de mitigación de sus efectos y es fundamental para la elaboración
de los códigos de construcción y escenarios sísmicos, por esta razón es importante conocer
las características de la sismicidad de una zona (Rivadeneira et al., 2007).
Para minimizar los daños de los terremotos futuros, actualmente se tiende a la prevención
más que a la predicción, lo que supone estimar los sismos máximos esperados en una zona
durante un periodo de retorno, y así diseñar las edificaciones para resistir los movimientos
que, previsiblemente, se producirán durante su vida útil (Hernández, 2001).
Los estudios de peligrosidad sísmica llevan a cabo una estimación de la aceleración máxima
del terreno provocada por sismos, basándose en el análisis de los terremotos producidos, su
probabilidad de ocurrencia, las características de las fuentes sismotectónicas y las leyes de
atenuación de la energía sísmica. (Canas et al., 1994; Moliner, 1999 en Hernández, 2007).
Existen dos métodos de evaluación de peligrosidad sísmica:
•
Los métodos deterministas, consideran que los terremotos en el futuro se producirán
de forma análoga a como lo hicieron en el pasado y conducen a la estimación de los
límites superiores del movimiento, expresados por los valores máximos del
parámetro empleado para su descripción. Requieren el conocimiento del máximo
sismo potencial o del terremoto característico (Benito y Jiménez, 1999).
•
Los métodos probabilistas, deducen las relaciones de recurrencia de los fenómenos
sísmicos de una zona a partir de la información existente en la misma y con ellas
obtienen las funciones de probabilidad de los parámetros buscados..Necesitan la
estimación previa de leyes de recurrencia de los sismos en cada falla o zona
sismogenética (Benito y Jiménez, 1999).
El presente estudio se desarrollará en base a métodos probabilistas, tienen por objetivo
estimar las acciones sísmicas en el emplazamiento con una probabilidad asociada, lo que
permite diseñar una construcción para cualquier nivel de riesgo aceptable (LLNL, 1989 en
Benito y Jiménez, 1999).
2
1.1 Antecedentes
El Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional (Ecuador) ha sido partícipe de
diversos estudios sobre la geodinámica en Ecuador con el fin de determinar dirección y
velocidad de convergencia de placas, campos de esfuerzos, fallamiento activo, distribución
de sismicidad entre otros. Actualmente desarrolla múltiples trabajos conjuntamente con
instituciones en el exterior, con el fin de evaluar la peligrosidad sísmica, estos trabajos han
sido tomados en cuenta para el desarrollo de este trabajo.
Egüez et al., (2003) en el marco del desarrollo del Programa Internacional de la Litósfera
compiló una base de datos y un mapa de fallas Cuaternarias y pliegues de Ecuador.
Beauval et al., (2013) obtuvo un catálogo sísmico homogeneizado para el Ecuador, cuyas
guías metodológicas fueron seguidas en el presente trabajo. Alvarado (2012) en su tesis
doctoral realiza un estudio de la neotectónica y cinemática continental en Ecuador, entre los
resultados que obtiene presenta zonificaciones sismotectónicas para el país.
Existen pocos trabajos realizados sobre peligrosidad sísmica en Ecuador, entre los que se
puede citar a la Norma Ecuatoriana de la Construcción (NEC 2011) que presenta un mapa
de zonas sísmicas con aceleraciones en proporción de la gravedad (g) para un periodo de
retorno de 475 años. Este trabajo presenta el mapa obtenido, sin embargo no presenta una
metodología clara sobre el proceso de obtención del modelo de aceleración.
1.2 Objetivos
El presente estudio forma parte del trabajo de fin de máster en Geología Ambiental y
Recursos Geológicos, con especialización en Riesgos Geológicos y Gestión Territorial.
El objetivo principal de este trabajo es elaborar un mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador
para un periodo de retorno de 500 años utilizando el método probabilístico, en base a la
integración de diferentes fuentes de información (geodinámica, geológica y sismicidad) que
permitan obtener una aproximación a la aceleración máxima del terreno (PGA: Peak Ground
Acceleration).
Para llegar a este objetivo principal han de alcanzarse previamente los siguientes objetivos
parciales:
3
-
Obtención de un catálogo sísmico homogéneo unificado que permita la visualización
de un mapa de epicentros y el cálculo de las relaciones temporales magnitud frecuencia de terremotos.
-
Elaboración de una división sismotectónica relacionando la tectónica de placas, la
geología regional, la actividad reciente de fallas y la sismicidad en Ecuador.
1.3 Metodología
El análisis de peligrosidad sísmica requiere el análisis de diferentes factores que permitan
establecer divisiones sismotectónicas de una región.
En primera instancia se requiere estudio de la geodinámica con el fin de determinar la
interacción entre placas tectónicas como la fuente de los esfuerzos que actúan sobre la
región y como generadoras de terremotos.
El análisis de la geología regional incluye el análisis de las fallas activas que afectan a la
región y su relación con las unidades tectónicas regionales.
El tratamiento del catálogo sísmico requiere una serie de procedimientos que permiten
unificar los registros sísmicos existentes en una sola magnitud (Mw), analizar
estadísticamente los rangos temporales y de magnitud en los cuales el catálogo puede
considerarse completo e identificar los terremotos principales, eliminando los eventos
premonitorios y réplicas (Declustering).
El análisis de estos factores permite establecer una división sismotectónica de la región, que
consiste en separar zonas que compartan características tectónicas, geológicas y sísmicas
en común. En cada zona se calculan las relaciones temporales de recurrencia de terremotos
(Relaciones de Gutenberg - Richter) en base a la sismicidad
obtenida después del
tratamiento del catálogo y las magnitudes máximas de terremotos que podrían esperarse.
Una vez obtenidos los parámetros de las relaciones temporales y magnitudes máximas, se
utilizan modelos de atenuación del terreno, para las diferentes zonas sismotectónicas. Estos
modelos permiten predecir la aceleración que se produciría en un sitio, bajo una magnitud
de terremoto y a una distancia determinada.
4
Utilizando un software específico para el cálculo de peligrosidad sísmica (CRISIS 2007), que
permita integrar las divisiones sismotectónicas, relaciones de recurrencia, magnitudes
máximas esperadas y leyes de atenuación del terreno, se obtiene un modelo de peligrosidad
sísmica para un periodo de retorno determinado.
La figura 2 sintetiza la metodología utilizada para el cálculo de la peligrosidad sísmica en el
presente estudio y en los capítulos posteriores se explica con detalle cada uno de estos
procedimientos.
Figura 2. Síntesis de la metodología utilizada para la evaluación de la peligrosidad sísmica.
5
2. MARCO GEOLÓGICO - GEODINÁMICO DE ECUADOR
2.1 Subducción Placas Nazca – Sudamérica
La región noroeste de Sudamérica es un ancho límite de placas convergente caracterizado
por sismicidad
d activa, un arco volcánico, subducción y una colisión arcoarco continente en curso
(Egbue y Kellogg, 2010). La subducción de la placa de Nazca debajo de la placa
Sudamericana en la región ecuatoriana es esencialmente ortogonal,, la placa subducente se
hunde con
on un ángulo entre 25º y 35º y es discontinua a una profundidad cercana a los 200
Km (Guillier et al.,
., 2001). La velocidad de subducción de la placa de Nazca y la Cordillera
Carnegie en la fosa colombo – ecuatoriana es de 58 ± 2 mm/yr (Trenkamp
Trenkamp et al., 2002).
A una latitud de 1º N, el eje de la fosa cambia su dirección de N-S
N S en el sur, a NNE al norte.
Al norte de 1ºN, la convergencia entre las placas Nazca y Sudamericana es oblicua y
produce un movimiento particionado (Ego
(
et al., 1996 en Witt et al.,
., 2006).
2006 Gutscher et al.,
(1999), plantea un modelo de subducción segmentado a lo largo de la fosa frente a la costa
ecuatoriana y propone un modelo de subducción plana en la zona coincidente con la
subducción de la Cordillera Carnegie.
Carnegie Trabajos recientes (Guillier et
al 2001) han
al.,
presentado evidencias en contra de este modelo (Witt et al., 2006).
Figura 3. Configuración tectónica regional. Tomado de Trenkamp et al.,
al 2002.
6
La dirección de convergencia es ligeramente oblicua en la fosa colombo- ecuatoriana. La
cordillera asísmica Carnegie (generada por el paso de la placa de Nazca sobre el punto
caliente Galápagos) se subduce en la fosa. Mediciones GPS sugieren que una gran parte de
los Andes Norte "escapa" hacia el noreste relativo a Sudamérica estable a una tasa de 6±2
mm/yr. (Egbue y Kellogg, 2010).
White S et al., (2003) propone un acoplamiento sísmico de 50% en la zona de subducción
colombo- ecuatoriana. La transferencia de deformación hacia el continente y el movimiento
del Bloque Norandino parecen ser consecuencias de un incremento en el acoplamiento en la
zona de colisión de la Cordillera Carnegie (Gutscher et al., 1999).
2.2 Cordillera Carnegie
La Cordillera Carnegie (Figura 4) es un alto batimétrico en la placa de Nazca originado en el
hot- spot (Punto caliente) Galápagos, tiene una dirección aproximada E-W, y entra en la
zona de subducción entre 1ºN y 2ºS de latitud (Witt et al., 2006). El margen continental
ecuatoriano se levanta a lo largo del área de colisión de Carnegie con la fosa (Lonsdale,
1978 en Wittt et al., 2006). La edad propuesta para la colisión cordillera – fosa está en el
rango entre 1 y 15 Ma (Lonsdale, 1978; Spikings et al., 2001 en Wittt et al., 2006).
De acuerdo a Pennington (1981) y Gutscher et al. (1999), el arribo de la Cordillera Carnegie
a la fosa ecuatoriana inició el escape del Bloque Norandino (Trenkamp et al., 2002). Kellogg
y Mohriak (2001) propusieron que la subducción oblicua de la placa de Nazca y la
subducción de Carnegie pudieron conducir al despegue del Bloque Norandino (Trenkamp et
al., 2002).
La colisión de Carnegie parece haber afectado el acoplamiento entre las placas de Nazca y
Sudamericana. Cuatro grandes terremotos ocurrieron en el flanco norte de la colisión (1906,
1942, 1958 y 1979), y uno ocurrió a lo largo del flanco sur (1901). Ninguno de estos eventos
parece haber roto a través de la cordillera misma (Gutscher et al., 1999)
El acoplamiento interplaca a gran profundidad y a amplia escala pudo ser afectado por la
colisión de Carnegie. En la región frente a Carnegie, una incrementada deformación y
sismicidad en la placa superior se extiende 500 - 600 Km tierra adentro, más allá del arco
volcánico, sugiriendo que la colisión es el mecanismo motriz del movimiento del Bloque
Norandino (Daly, 1989; Ego et al., 1999; Winter, 1993 en Gutscher et al., 1999).
7
Figura 4. Esquema estructural simplificado del área de estudio. Tomado de Dumont et al., 2005.
2.3 Bloque Norandino
A lo largo del margen ecuatoriano, la subducción oblicua de la placa de Nazca a altas tasas
de movimiento induce la deformación de la placa superior, que es particionada a través del
movimiento hacia el NE del Bloque Norandino (Alvarado, 2012).
El Bloque Norandino (Figura 4)) se delinea por la falla Boconó, el sistema de fallas Andino
del Este y la megacizalla DoloresDolores Guayaquil al este, por el cinturón deformado Sur Caribe
en el norte y por la fosa colombo - ecuatoriana y el bloque Panamá al oeste (Bowin, 1976;
Pennington, 1981; Kellogg et al.,
al 1985; Adamek et al., 1988; Ego et al., 1996; Gutscher et
al., 1999 en Trenkamp et al.,
., 2002)
2002
La Megacizalla Guayaquil - Dolores (también conocida como Guayaquil - Caracas) es un
sistema de fallas de desgarre dextral con tendencia noreste y de fallas inversas en dirección
norte y se constituye
e en el límite oriental a lo largo del cual se desplaza el Bloque Norandino.
Las tasas de movimiento basadas en cambios de morfología a lo largo de ramificaciones en
8
la falla Pallatanga en los Andes centrales ecuatorianos se reportan en 3 - 4.5 mm/yr (Winter
et al., 1993 en Trenkamp et al., 2002). Las tasas de movimiento estimadas a lo largo de la
falla Rio Chingual - La Sofía (parte de la megacizalla Guayaquil - Dolores) en el borde
Colombia - Ecuador es de 7±3 mm/yr (Ego et al., 1996 en Trenkamp et al., 2002).
2.4 Grandes unidades geológicas de Ecuador de la placa superior
El Ecuador continental puede ser dividido en tres regiones fisiográficas principales que
reflejan fundamentalmente diferentes provincias geológicas. La Región Andina separa la
Cuenca Oriente en el este de la planicie Costera al oeste (Hughes y Pilatasig, 2000).
La Cuenca Oriente es una cuenca sedimentaria de tras-arco, de edad Mesozoica a
Cenozoica, que incluye una secuencia de plataforma carbonática, sobreyace a un
basamento cratónico antiguo (Hughes y Pilatasig, 2000).
El contacto tectónico entre los Andes orientales y la Cuenca Oriente lo constituye una zona
de pliegues y cabalgamientos con dirección NNE y vergencia al oeste, conocida como la
Zona Subandina (Litherland et al., 1994 en Guillier, et al., 2001).
A lo largo de la mayor parte de Ecuador, los Andes se dividen en dos cordilleras paralelas, la
Occidental y la Real (Cordillera Este), separadas por un graben central relleno de rocas
volcano-sedimentarias del Plioceno y Cuaternario, el Graben Interandino, cuyo basamento
es pobremente conocido, aunque datos de gravedad (Feininger y Seguin, 1983 en Hughes y
Pilatasig, 2000) sugieren una extensión oculta de las rocas de la Cordillera Real (Hughes y
Pilatasig, 2000).
La Cordillera Real consiste mayormente en cinturones sub-lineares de rocas metamórficas
del Paleozoico al Mesozoico, intruidos por granitoides de tipo S e I, y cubiertos por depósitos
volcánicos Cenozoicos a modernos (Litherland et al., 1994 en Hughes y Pilatasig, 2000).
La Cordillera Occidental consiste casi completamente en basaltos de corteza oceánica del
Cretácico temprano a tardío, rocas ultramáficas, turbiditas marinas, una secuencia de arco
de isla oceánico andesítico a basáltico, una secuencia de cuenca marina turbidítica del
Paleoceno a Eoceno y una secuencia continental del Eoceno tardío – Oligoceno. Estas
formaciones están intruidas por granitoides de tipo I del Eoceno tardío y más jóvenes
(Hughes y Pilatasig, 2000).
9
La Costa es la región baja al Oeste de los Andes y comprende una serie de cuencas de
edad Cretácica a Cenozoica, soportada por rocas de corteza oceánica que están expuestas
localmente en las cordilleras costeras (Hughes
(
y Pilatasig, 2000).
Figura 5. Regiones fisiográficas
isiográficas de Ecuador.
E
Modificado de Coltorti y Ollier,
Ollier 2000.
La configuración actual de Ecuador es el resultado de una evolución transpresiva que
ocurrió a lo largo del Paleoceno, iniciada como una subducción oblicua (Daly, 1989 ; Toro,
2007, Jaillard et al,, 2009 en Alvarado, 2012). Desde el Cretácico Superior, la evolución de
esta región ha sido marcada por la acreción de series de terrenos oceánicos (Hughes y
Pilatasig, 2002; Mamberti et al.,
al., 2003; Toro, 2007; Kennan y Pindell, 2009; Jaillard et al.,
2009 en Alvarado, 2012) que han sido anexados al borde oeste de la Cordillera Real y al
dominio continental (Alvarado, 2012).
Con el final de la acreción de terrenos en el paleoceno (Jaillard et al.,
., 2009 en Alvarado,
2012), comienza el desarrollo del presente sistema de subducción, caracterizado
car
por
subducción oblicua (Daly , 1989 en Alvarado, 2012). La actual dirección de convergencia
(N83° Kendrick et al.,
., 2003 ; Nocquet et al., 2009 en Alvarado, 2012 ) comienza en el
Oligoceno (Daly, 1989 en Alvarado, 2012). Esta dirección de convergencia
convergencia estable indujo un
fuerte particionamiento horizontal de la deformación y esfuerzos en la placa superior
10
induciendo el escape norte del Bloque Norandino. La tasa de convergencia de la placa de
Nazca es cercana a 56 mm/yr, relativa a Sudamérica (Kendrick et al., 2003; Nocquet et al.,
2009 en Alvarado 2012).
2.5 Fallas activas
El Bloque Norandino aparece limitado por un sistema de fallas de desgarre activo de
dirección NNE, esto sugiere que el movimiento dextral a lo largo de estas fallas regionales
cambia a movimiento compresional en las secciones donde las fallas tienen una dirección NS, acomodando esfuerzos compresionales E-W producidos por las convergencia de las
placas de Nazca y Sudamericana (Egüez et al., 2003).
Observaciones de campo muestran que los principales sistemas de fallas son oblicuos a los
Andes ecuatorianos, comenzando en el Golfo de Guayaquil (Falla Pallatanga) y cortando las
cordilleras hacia el borde este de la Cordillera Real (Falla Chingual) en el norte de Ecuador
(Soulas et al., 1991 en Egüez et al., 2003). Estas dos principales fallas muestran
importantes características cinemáticas y morfología de movimiento de desgarre y
probablemente son responsables de los principales terremotos históricos en Ecuador (Egüez
et al., 2003).
Entre estas fallas el movimiento es acomodado por fallas oblicuas NE-SW menores y por
zonas de falla N-S a lo largo del Valle Interandino, donde han sido identificados pliegues,
flexuras y fallas inversas relacionadas. También un sistema de fallas transpresional NNESSW a lo largo de la Zona Subandina que acomoda parcialmente la compresión E-W
(Egüez et al., 2003).
El régimen tectónico de la región costera aparece altamente controlado por la subducción de
Carnegie y por la convergencia oblicua de la placa de Nazca. Así, fallas normales e inversas
rodean pequeños bloques en frente de Carnegie y un sistema principal de fallas
transpresionales limita las cordilleras costeras y definen la cuenca antearco activa rellena
por abanicos aluviales en el pie de monte de la Cordillera Occidental (Egüez et al., 2003).
La comprensión de las dimensiones y comportamiento de las fallas activas y antiguas son
elementos críticos en análisis de peligrosidad sísmica. Algunas fallas en Ecuador incluyen
segmentos cercanos a 100 Km de longitud sin actividad histórica, estos segmentos se
pueden considerar zonas potencialmente de alto riesgo (Gutscher et al., 1999). El Mapa de
11
Fallas y Pliegues Cuaternarios de Ecuador (Figura 6)) muestra la localización,
localiza
edades y
tasas de deslizamiento de las
l s mismas y provee información con diferente grado de
completitud acerca de las fallas y pliegues conocidos, así como de los principales rasgos
relacionados con terremotos y describe su actividad en el Cuaternario (Egüez et al., 2003).
Figura 6. Mapa de Fallas Cuaternarias del Ecuador. Tomado de Eguez et al., 2003
12
3. CATÁLOGO SÍSMICO
Para el cálculo de la sismicidad se utilizaron 3 catálogos sísmicos: ISC Bulletin, Centennial
compilado por Engdhal y Villaseñor (2002) e Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica
Nacional (IGEPN). La ventana espacial utilizada se extiende desde 6º S a 2º N en latitud, y
74 ºW a 83º W en longitud, esta extensión abarca la totalidad del territorio ecuatoriano.
Catálogo ISC
El catálogo ISC reporta soluciones empezando en 1900 y sus propias soluciones desde
1964 (Beauval et al., 2012). Contiene 9153 eventos reportados con diferentes tipos de
magnitudes, a continuación se resume el catálogo ISC:
Magnitud
Número Eventos
Rango Magnitud
Rango Temporal
Ms
34
3.2 – 8.6
1906 – 2011
mb
6232
2.8 – 6.5
1964 – 2012
ML
316
0.4 – 4.1
2010 – 2011
MG
1
4
2010
M
295
3 – 6.8
1954 – 2011
MD
2275
0.6 – 6.6
1991 – 1995
Tabla 1. Descripción de magnitudes del catálogo ISC
De los eventos descritos en la Tabla 1, existen 193 cuya magnitud ha sido convertida a Mw,
para el análisis se tomó en cuenta esta magnitud.
Catálogo Centennial
Compilado por Engdhal y Villaseñor (2002), cubre el siglo 20, y los eventos están
relocalizados utilizando el método de Engdhal et al. (1998) (Beauval et al., 2012).Contiene
108 eventos de magnitud mayor a 5.
Catálogo Instituto Geofísico Escuela Politécnica Nacional (IGEPN)
El catálogo del IGEPN comprendido entre los años 1990 y 2009, consta de 9019 eventos de
magnitud, de los cuales 8291 corresponden a magnitud distancia (MD) y 728 a magnitudes
no definidas. La magnitud MD calculada por el IGEPN no es confiable antes de 1997
13
(Palacios y Yepes, 2011 en Beauval et al., 2012), por tanto los eventos anteriores a este año
y de magnitudes no definidas no fueron tomados en cuenta.
3.1 Homogeneización del catálogo
Para obtener el catálogo sísmico usado en este trabajo, se combinaron los 3 catálogos
descritos anteriormente, los eventos de magnitud y coordenadas similares reportados por
los diferentes catálogos en un intervalo de tiempo menor a 2 minutos fueron considerados
como repetidos y se eliminaron manualmente de la base de datos de acuerdo al
procedimiento descrito por Beauval et al., (2012).
La magnitud momento (Mw) es la escala más reciente y difiere de escalas anteriores (ML,
MS, mb), en lugar de basarse en los picos medidos en los sismogramas, la escala Mw está
ligada al momento sísmico (Mo) de un terremoto. El momento sísmico representa más
directamente la energía liberada en la fuente en lugar de depender de los efectos la energía
en uno o más sismógrafos a cierta distancia de la fuente (McCalpin, 2009).
La figura 7 muestra la relación entre diferentes escalas de magnitud, se observa que las
magnitudes Ms, mb y ML tienen un límite superior a partir del cual los valores empiezan a
ser imprecisos, es decir empiezan a saturarse. La magnitud ML se satura en valores sobre
6.5, la Ms se satura sobre 8; la magnitud Mw no presenta problemas de saturación en
valores altos.
Figura 7. Comparación de escalas sísmicas. Tomado de McCalpin (2009).
14
3.2 Conversión a magnitud momento (Mw)
El conjunto de terremotos en el catálogo deben ser homogeneizados a la magnitud Mw o
una equivalente a Mw, debido a que los términos recientes de ecuaciones de predicción de
movimientos del terreno están en términos de Mw (Beauval et al., 2012). Beauval et al.,
(2012) realizó correlaciones entre magnitudes y obtuvo ecuaciones para su conversión a
Mw, las mismas que se utilizaron en el presente estudio.
Los criterios utilizados para la conversión a Mw se describen a continuación:
•
Para Ms ≤ 8, Mw es aproximadamente igual a Ms (Kanamori, 1983), debido a que todos
los eventos Ms registrados son menores a 8, se asumió que Ms = Mw.
•
La magnitud mb puede ser considerada aproximadamente igual a Mw para valores
menores a 6 (Utsu, 2002 en Beauval et al., 2012). Los eventos mayores a 6 se
convirtieron utilizando la ecuación de Beauval et al., 2012:
Mw = 0.93mb + 0.6 (1)
•
La magnitud M se consideró equivalente a Mw.
•
La magnitud Md, en primera instancia se convirtió a mb utilizando la ecuación mb= 1.01
Md – 0.12 (2), (Beauval et al., 2012). Seguidamente se convirtió a Mw utilizando la
ecuación 1, Beauval et al., 2012 cita que esta ecuación es válida para valores superiores
a 4.5, mientras que para valores inferiores a 4.5 mb = Mw.
•
La magnitud ML fue descartada debido a presentar valores de magnitud muy bajos (<1)
registrados únicamente desde año 2010 al igual que la magnitud Mg por registrar un
único evento.
3.3 Terremotos históricos
Para complementar el catálogo sísmico se incluyeron los terremotos históricos utilizados en
el trabajo de Beauval et al., (2012) y resumidos en la tabla 2, se presenta la fecha,
coordenadas y magnitud estimadas.
15
Fecha
Latitud
Longitud
Magnitud (Mw)
15/03/1645
-1.73
-78.80
6.7 – 7.3
29/08/1674
-1.67
-79.05
6.1 – 6.8
22/11/1687
-1.25
-78.42
5.9 – 6.6
06/12/1736
-0.75
-78.75
5.7 – 6.2
22/02/1757
-0.92
-78.56
5.9 – 6.4
10/05/1786
-1.68
-78.78
5.4 – 6.2
20/01/1834
1.12
-77.00
7.2 – 7.6
17/05/1868
-1.25
-78.42
5.7 – 6.7
05/02/1923
-0.55
-78.63
5.8 – 6.5
14/12/1923
0.88
-77.80
5.8 – 6.5
18/12/1926
0.87
-77.78
5.7 – 6.4
23/12/1953
1.05
-77.36
5.7 – 6.3
Tabla 2. Terremotos históricos. Modificado de Beauval et al., (2012)
3.4 Magnitud de Corte
La magnitud de corte se considera el valor de magnitud a partir del cual el catálogo sísmico
puede considerarse completo. Para la obtención de corte se utilizó una función estadística
de frecuencia acumulada en rangos de magnitud establecidos. La figura 8 muestra la
distribución de frecuencias acumuladas, donde se observa que la curva presenta un cambio
abrupto en el valor de 4, los valores bajo este tienen una frecuencia muy baja, es decir se
consideran incompletos, por tanto se descartan en el estudio.
Figura 8. Determinación de la magnitud de corte utilizando frecuencias acumuladas.
16
3.5 Análisis de Completitud
El objetivo del análisis de completitud es determinar el año a partir del cual la información
sísmica puede considerarse completa. Para efectuar este análisis se clasificaron las
magnitudes en rangos y se analizó su frecuencia acumulada en función de los años
transcurridos.
La figura 9 muestra los resultados obtenidos
obtenidos para las magnitudes en el rango de 4.0-6.5
4.0
y
eventos de magnitud mayor a 6.5.
6.5. Un aumento marcado de la pendiente de la curva indica
el periodo en el que los datos sísmicos se consideran completos para el análisis, las
magnitudes registradas antes del año
año de completitud se descartaron,
descartaron los años de
completitud para los diferentes rangos de magnitudes se resumen en la tabla 3.
Figura 9. Gráficas de completitud de magnitudes.
Rango Magnitud
Año completitud
4.0 - 4.5
1992
4.5 - 5.0
1992
5.0 - 5.5
1964
5.5 - 6.0
1964
6.0 - 6.5
1926
>6.5
1901
Tabla 3. Años de completitud de magnitudes
17
3.6 Desagrupación (Declustering) del catálogo
El proceso de desagrupación (declustering) consiste en separar un catálogo sísmico en
premonitorios, eventos principales y réplicas, es ampliamente usado en sismología
particularmente en evaluación de peligrosidad sísmica y en modelos de predicción de
terremotos. Los métodos declustering deben basarse en un modelo conceptual de lo que es
un sismo principal (van Stiphout, et al., 2012).
El algoritmo de Reasenberg (1985) permite enlazar la activación de réplicas dentro de un
grupo (cluster) de sismos: si A es el evento principal de B, y B el evento principal de C,
entonces todo A, B y C se consideran como pertenecientes a un grupo común. Cuando se
define un grupo, sólo el terremoto más grande se mantiene como el evento principal del
grupo. Un desarrollo importante en este método es que la distancia espacio-tiempo se basa
en la ley de Omori (por su dependencia temporal): como el tiempo desde el evento principal
aumenta, el tiempo que se debe esperar a la siguiente réplica también aumenta en
proporción (van Stiphout, et al., 2012).
Se consideran tres parámetros que limitan las zonas de interacción espacial y temporal: el
tiempo de anticipo (look-ahead time) mínimo y máximo de observación de un terremoto dado
en días: τmin y τmax, y el factor rfact (factor de distancia) que denota el número del radio de
agrietamiento alrededor de cada terremoto dentro del cual se considera la vinculación de un
nuevo evento en el grupo (van Stiphout, et al., 2012).
Para el proceso de declustering se utilizó el software ZMAP. Los parámetros utilizados
fueron τmin= 1,τmax= 10 y rfact= 10, de acuerdo a los parámetros por defecto en el método
de Reasenberg (1985) (van Stiphout, et al., 2012).
3.7 Catálogo de cálculo
Una vez realizado el proceso de homogeneización, declustering y efectuados los análisis de
completitud y magnitud de corte se obtiene el catálogo final, el catálogo que se usará en los
cálculos, la tabla 4 resume el número de eventos obtenidos después de aplicar los distintos
procedimientos.
18
Total eventos
10746
Magnitud de corte
9005
Filtro de completitud
7550
Declustering
6666
Tabla 4. Eventos obtenidos durante el proceso de homogeneización
Una vez finalizado el procedimiento se obtuvieron 6666 eventos de un total de 10746, lo que
representa un 62% del total. Esta información
información fue utilizada para el cálculo de las relaciones
de recurrencia en el presente estudio.
3.8 Mapa de Epicentros
Se elaboró un mapa de epicentros (Figura 10) utilizando la información obtenida después
del proceso de declustering, el mismo que conjuntamente con el análisis de diferentes
criterios ayudó en la definición de zonas sismotectónicas.
Figura 10. Mapa de epicentros sismicidad superficial (<40 Km)
19
4. DIVISIÓN SISMOTECTÓNICA
El primer paso en la evaluación de peligrosidad sísmica es la definición de fuentes de
terremotos que puedan afectar a una región en particular. Estas fuentes son a menudo
llamadas fuentes sismotectónicas o fuentes de terremotos activadas por esfuerzos
tectónicos. La definición y entendimiento de estas fuentes es con frecuencia la mayor parte
del análisis de peligrosidad sísmica y requiere conocimiento de la geología regional, local,
sismicidad y tectónica (Reiter, 1990).
La definición de fuentes sismotectónicas implica la identificación de fallas individuales o
grupos de fallas generadoras de terremotos (Reiter, 1990) o provincias tectónicas de rasgos
estructurales, geofísicos y sísmicos homogéneos. Se trata, en el primer caso de determinar
fallas capaces en el sentido de la USNRC (fallas con sismicidad asociada o que se hayan
movido al menos una vez en los últimos 500.000 años) o fallas en las que se pueda probar
actividad tectónica cuaternaria o reciente. Una manera de relacionarlas con la sismicidad se
realiza por coincidencia de epicentros con la traza de la falla.
Las fuentes área se definen estudiando los rasgos estructurales (direcciones y densidad de
fallas, historia tectónica), geofísicos (espesor de corteza, flujo térmico, anomalías de la
gravedad o geomagnéticas) y sísmicos (densidad de epicentros, agrupamientos). Estas
áreas serían una combinación de provincia tectónica y distribución de epicentros, con lo que
constituyen provincias o zonas sismotectónicas. Las fuentes área así definidas se delimitan
mediante polígonos de trazados con segmentos rectos.
En el presente estudio se identificaron 3 grandes divisiones que son: Placa superior,
correspondiente a la placa continental de Sudamérica; Placa subducente o intraslab que se
relaciona con la placa oceánica de Nazca y Zona de Interface, que se refiere a la región de
contacto entre las placas de Nazca y Sudamericana.
4.1 Placa superior
La división sismotectónica en la placa superior fue elaborada en base al Mapa Geológico de
la República del Ecuador escala 1:1'000.000 (Zamora y Litherland, 1993) y el Mapa de
Fallas y Pliegues Cuaternarios de Ecuador y Regiones Oceánicas Adyacentes escala
1:1'250.000 (Egüez et al., 2003) con la finalidad de separar terrenos geológicos mayores y a
20
la vez diferenciarlos en base al régimen tectónico vigente representado por las fallas
cuaternarias.
Se diferenciaron nueve regiones principales subdivididas en dieciocho zonas en total, las
mismas que se describen a continuación:
4.1.1 Megacizalla Guayaquil - Dolores
Corresponde a la zona de influencia de la megacizalla Guayaquil- Dolores que corta el
Ecuador en dirección NNE-SSW, y separa la Placa Sudamericana del Bloque Norandino.
Abarca fallas principalmente de movimiento dextral con dirección NE-SW, en zonas donde
las fallas tienen una tendencia N-S, su movimiento cambia a compresional (Egüez et al.,
2003) con vergencia hacia el oeste.
Esta fuente se dividió en tres zonas (Figura 11: zonas 1, 2 y 3) tomando en cuenta el cambio
en las direcciones de las fallas y en el cambio de litologías dominantes. La sección norte
(Zona 1) corresponde a la zona norte de la Cordillera Real, con rocas metamórficas
Paleozoicas y fallas de desgarre dextral con componente inverso de dirección NNE-SSW
entre las que caben destacar por su grado de actividad las fallas Chingual y Salado (fallas
número 54 y 56 respectivamente en figura 11) de movimiento Holoceno, con tasas de
movimiento de 1-5 mm/yr y 0.2-1 mm/yr respectivamente (Egüez et al., 2003)
El segmento central (Zona 2) corta la sección sur del valle interandino a través de rocas
volcano- sedimentarias Pliocenas y Cuaternarias y conecta con la sección sur de la
Cordillera Occidental compuesta de rocas volcánicas basálticas de arco de isla a través de
un sistema de fallas dextrales con orientación NE-SW y un ligero componente de
movimiento inverso, entre las que destaca la falla Pallatanga (Falla 50, figura 11) de
movimiento Holoceno, con una tasa de movimiento de 1-5 mm/yr. Egüez et al., (2003)
sugiere que las fallas Pallatanga y Chingual posiblemente son responsables de los
principales terremotos históricos en Ecuador.
La sección sur (Zona 3) corta sedimentos arcillosos de estuario Cuaternarios y se extiende
costa fuera hasta conectar con la falla Puná de movimiento dextral, esta sección
corresponde a la zona de apertura del Golfo de Guayaquil (Figura 11).
21
4.1.2 Valle Interandino Norte
Esta zona dividida en dos secciones (Norte y central) comprende el Valle Interandino,
relleno de rocas volcano-sedimentarias del Plioceno y Cuaternario, caracterizado por la
presencia de un arco volcánico. Se encuentra afectado por numerosos sistemas de fallas de
movimiento dextral e inverso con diferentes direcciones.
El segmento norte (Zona 4) incluye a fallas de movimiento dextral (San Isidro y Otavalo) y
fallas de movimiento dextral con componente inverso (el Ángel y Río Ambi) con vergencia
hacia el oeste.
El segmento central del Valle Interandino (Zona 5) abarca la capital del Ecuador (Quito) y
está cortado de en su sección central por estructuras de dirección N-S, de movimiento
dextral con componente inverso, que en su prolongación hacia el sur de la zona se expresan
como un sistema de anticlinales en la ciudad de Latacunga. La falla Quito (31), de
movimiento dextral con componente inverso y el anticlinal de Nagsiche (37) presentan
movimientos Holocenos con tasas de desplazamiento entre 0.2 y 1 mm/yr (figura 11).
4.1.3 Cordillera Occidental
La Cordillera Occidental constituida por rocas sub-metamórficas, una secuencia de arco de
isla que incluye basaltos de corteza oceánica del Cretácico temprano a tardío, intruidas por
granitoides de tipo I del Eoceno tardío y más jóvenes. (Hughes y Pilatasig, 2000). Se dividió
en dos zonas separadas por la formación San Mateo que constituye un gran abanico
volcánico y lahares depositados al margen occidental de la cordillera.
La sección norte (Zona 6) compuesta por lavas basálticas, tobas, brechas con rocas
ultrabásicas, lavas andesíticas, volcano-sedimentos, dispuestas en franjas de dirección NESW e intruídas por plutones granodioríticos del Eoceno. Se encuentra afectada por fallas
dextrales paralelas a las estructuras principales (NE-SW), por ejemplo la zona de falla
Nanegalito (29), con movimiento Holoceno y tasa de desplazamiento entre 0.2 y 1 mm/yr.
La sección central (Zona 7), se forma por franjas Cretácicas de rocas acrecionadas de arco
de isla con dirección NNE-SSW, hacia el sur se observa una secuencia de lavas andesíticas
y volcanoclastos del Paleoceno cortada por fallas de dirección NE-SW. Se observa un
22
fallamiento Cuaternario compresivo con estructuras N-S de vergencia este y oeste,
sugiriendo estructuras de pop up.
4.1.4 Región Costera
La región costera se ubica al oeste de los Andes, comprende una serie de cuencas de edad
Cretácica a Cenozoica, soportada por rocas de corteza oceánica Cretácica (Hughes y
Pilatasig, 2000), incluye por formaciones sedimentarias que incluyen areniscas, lutitas,
secuencias turbidíticas, conglomerados, arcillas marinas de estuario, de edades Eocénicas a
Cuaternarias, fue dividida en cuatro zonas.
La costa norte (Zona 8), separada por un sistema de fallas de dirección NE-SW, se
encuentra afectada por fallas inversas y dextrales. Las fallas por las que se encuentra
afectada (San Lorenzo, Esmeraldas, Río Canandé) se encuentran poco estudiadas y las
tasas de movimiento son inferiores a 1 mm/yr o desconocidas.
La llanura costera (Zona 9), constituye una planicie conformada principalmente por arenas,
conglomerados, sedimentos fluviales, arcillas marinas de estuario. Las fallas cuaternarias
que la afectan presentan una dirección NNE-SSW, de movimiento compresivo con vergencia
hacia el oeste (Falla Quinindé, 8). El grado de conocimiento de las fallas de esta zona es
bajo y la mayor parte de ellas son inferidas.
El sistema de falla costero (Zona 10), se encuentra definido por un sistema de fallas de
dirección NNE-SSW que elevan restos de corteza oceánica y cortan formaciones
sedimentarias. Los movimientos Cuaternarios están representados por fallas dextrales con
un componente inverso y vergencia hacia el oeste que siguen la misma dirección que las
estructuras principales.
La sección sur (Zona 11) se diferencia de las anteriores por la dirección de las estructuras
que disponen a las formaciones sedimentarias en franjas NW-SE. Se encuentra afectada
por fallas inversas con dirección NW-SE con vergencia hacia el noreste. Además costa fuera
se observa una falla normal (Falla Posorja, 20), cuyo bloque hundido se ubica en el sur, y
corresponde a una cuenca de pull-apart (Witt et al., 2006).
23
4.1.5 Bloque Amotape- Tahuin
El bloque Amotape - Tahuin (Zona 12) Se encuentra conformado por rocas metamórficas
Paleozoicas tales como pizarras, cuarcitas, esquistos verdes, negros, azules y eclogitas,
que forman parte del complejo metamórfico El Oro, corresponden a la división semipelítica
Tahuin al sur de la falla de Portovelo y forman un cinturón continuo de dirección E-W de 1020 Km de ancho que se extiende desde el margen peruano en el oeste hasta la localidad de
El Cisne en el este (Litherland et al., 1994). Además se compone secuencias volcánicas de
rocas básicas y ultrabásicas Jurásicas, lavas andesíticas y basálticas, piroclastos y lutitas
del Cretácico.
Estos terrenos están afectados por fallas inversas con rumbo NE-SW que buzan al este y
oeste, además se observan fallas con poco grado de estudios cuyos tipo de movimiento y
tasa de deslizamiento son desconocidos.
4.1.6 Valle Interandino Sur
Esta región (Zona 13) se caracteriza por la ausencia de arco volcánico reciente y se
encuentra conformada por principalmente por formaciones volcánicas del Oligoceno y
volcano-sedimentarias Miocénicas. El fallamiento Cuaternario que afecta a esta zona lo
constituyen principalmente fallas inversas de dirección NE-SW que buzan hacia el este y
también una falla dextral con componente normal (Falla Girón, 81) de movimiento Holoceno,
con tasas de movimiento inferiores a 1 mm/yr .
4.1.7 Cordillera Real
La Cordillera Real (Zona 14) se constituye por cinturones sub-lineares de rocas
metamórficas del Paleozoico al Mesozoico, intruidos por granitoides de tipo S e I, y cubiertos
por depósitos volcánicos Cenozoicos a modernos (Litherland et al., 1994 en Hughes y
Pilatasig, 2000). Se encuentra afectada por fallas inversas de dirección N-S apreciables en
el sur, con vergencia hacia el este y oeste y tasas de movimiento inferiores a 1 mm/yr.
24
4.1.8 Zona Subandina
La Zona Subandina consiste en una zona de pliegues y cabalgamientos con tendencia NNE,
buzando hacia el oeste (Litherland et al., 1994 en Guillier, et al., 2001), que se constituye en
el contacto tectónico entre la Cordillera Real y la Cuenca Oriente, fue dividida en dos zonas
separadas por un gran cono de deyección.
La Zona Subandina norte (Zona 15) está afectada por fallas inversas con dirección NNESSW, con vergencia al oeste. En la Zona Subandina sur (Zona 16) se encuentran fallas
inversas de dirección N-S, buzando hacia el oeste.
4.1.9 Cuenca Oriente
La Cuenca Oriente (Zona 18) es una cuenca sedimentaria de tras-arco, del Mesozoico al
Cenozoico, que sobreyace a un basamento cratónico antiguo (Hughes y Pilatasig, 2000). Se
caracteriza por ser una zona estable con una baja sismicidad y ausencia de fallas
cuaternarias.
25
Figura 11. Mapa Geológico del Ecuador (Zamora y Litherland, 1993) - Divisiones sismotectónicas
placa superior
26
4.2 Zona de Interface
La placa de Nazca está marcada por numerosas heterogeneidades topográficas: La
Cordillera Carnegie, la fractura Grijalva y el Graben Yaquina (Alvarado, 2012). Se dividió la
zona de interface de placas en tres secciones como se muestra en la figura 12.
Figura 12. Divisiones sismotectónicas Interface de placas - Placa subducente. Modificado de
Alvarado, 2012 y Gutscher et al., 2009
La zona norte de interface corresponde aproximadamente a la zona de ruptura del terremoto
del 31 de enero de 1906 (Mw= 8.8; Engdahl
E
y Villaseñor, 2002 en Alvarado, 2012). Para
determinar su ancho se utilizó el modelo de subducción de Trenkamp et al., (2002) que
muestra la geometría de la placa subducente en esta zona (Figura 13).
3). Considerando el
espesor de corteza continental de 40 Km propuesto
pr
por Guillier et al.,
., (2001) y el modelo de
geometría de subducción presentado por Trenkamp et al.,
., (2002), se estimó el ancho de
esta zona en ∼126
126 Km desde la fosa.
27
Figura 13. Sección transversal a la fosa colombo-ecuatoriana, desde (long/lat) -82;0 hasta -76;0.
Tomado de Trenkamp et al., (2002)
La sección central de interface corresponde a la subducción de la Cordillera Carnegie y fue
delimitada en su extremo sur a través de una zona de concentración de sismicidad
superficial. Alvarado (2012) estima un ancho corresponde a 60 Km, el que fue utilizado en
este estudio.
En la zona de interface sur la fosa y el margen continental submarino muestran una
orientación N-S (Alvarado, 2012). Presenta un menor grado de sismicidad con respecto a la
zona central, y también se consideró un ancho de 60 Km de acuerdo a Alvarado (2012).
4.3 Placa subducente (intraslab)
Se utilizó la división sismotectónica de la placa subducente realizada por Alvarado (2012)
(Figura 14), que separa la placa en tres zonas utilizando principalmente criterios de
distribución de la sismicidad profunda, mecanismos de ruptura disponibles en la zona y
variación de la orientación de los planos de ruptura basados en mecanismos focales
(Alvarado, 2012).
La zona norte (Fuente Ibarra) se extiende entre 2ºS y 4ºN, 250 Km al este de la fosa y
comprende poca cantidad de eventos comparados con las dos fuentes restantes. Se
relaciona al segmento donde la placa subducente presenta mayor ángulo 30-35º (Alvarado,
2012).
28
Figura 14. División sismotectónica placa subducente. Tomado de Alvarado, 2012.
La zona central (Fuente Puyo) Entre 2ºS y 4ºS, la sismicidad se extiende entre 400 y 500
Km desde la fosa, profundizándose rápidamente alcanzando ~200 Km, se caracteriza
además en que hay una concentración
de sismicidad que representa el 7-10% de la
sismicidad anual. La dirección de ruptura de 205 mecanismos focales es ∼N140º. Entre 2º y
3º, la sismicidad se extiende 250-300 Km hacia el este de la fosa, es mucho más dispersa y
sugiere un ángulo de buzamiento de 30 - 35º (Alvarado, 2012).
La zona sur (Fuente Moyobamba), muestra sismicidad que se extiende al este de la fosa
entre 500 y 600 Km. Adicionalmente, la dirección de los planos de ruptura dados por
mecanismos focales es preferencialmente N-S, sugiriendo la continuación del slab plano
como en el norte de Perú (Tavera y Buforn, 2001 en Alvarado, 2012).
29
5. PELIGROSIDAD SÍSMICA
La peligrosidad sísmica se define como la probabilidad de excedencia de un cierto valor de
la intensidad del movimiento del suelo producido por terremotos, en un determinado
emplazamiento y durante un periodo de tiempo dado. La definición comúnmente aceptada
fue dada por la UNDRO (1980), según la cual la peligrosidad H (Hazard) se representa por
medio de una función de probabilidad del parámetro indicativo de la intensidad del
movimiento, x, en un emplazamiento s (Benito y Jiménez, 1999).Esta función de
probabilidad se representa mediante la siguiente expresión:
H = P [x(s) ≥ x0; t]
Donde P representa la probabilidad de superación de un valor umbral x0 del parámetro
elegido durante un tiempo t.
5.1 Métodos Probabilistas
Los métodos probabilistas deducen las relaciones de recurrencia de los fenómenos sísmicos
de una zona a partir de la información existente en la misma y con ellas obtienen las
funciones de probabilidad de los parámetros buscados. Estas funciones asocian a cada
valor del parámetro una probabilidad anual de excedencia, o bien un periodo de retomo, que
se define como el valor inverso de esa probabilidad. Así un posible resultado se da una
intensidad VIII en el emplazamiento con probabilidad anual de ser superada de 0.002, o bien
esa misma intensidad con periodo de retorno de 500 años. En contra de lo que
intuitivamente cabe suponer, el periodo de retorno no indica el intervalo de tiempo promedio
entre dos terremotos que generan esa intensidad, sino el periodo en años en el que se
espera que la intensidad del movimiento alcance el nivel de referencia (en el ejemplo VIII),
con probabilidad del 64% (Benito y Jiménez, 1999).
5.2 Magnitudes máximas
Para la evaluación del potencial de un terremoto de una región específica a menudo es
necesario estimar el tamaño del terremoto más grande que puede ser generado por una
falla particular. En la historia hay varios ejemplos en que las magnitudes de un terremoto
superan las expectativas posibles de máximas magnitudes a lo largo de fallas individuales
debido a que no hay eventos de este tipo registrados antes (Blaser et al., 2010).
30
El máximo terremoto potencial es el mayor que puede esperarse en una estructura o zona y
para determinarlo debe conocerse el máximo ocurrido en el pasado (Benito y Jiménez,
1999). No es común que el terremoto máximo posible a lo largo de una falla individual haya
ocurrido durante un periodo histórico, así el siguiente terremoto potencial de una falla
comúnmente se evalúa a partir de estimaciones de parámetros de ruptura de falla, que a su
vez se relacionan con la magnitud del terremoto (Wells y Coppersmith, 1994).
Las relaciones de escala proveen longitud de ruptura y espesor características para una
magnitud de terremoto dada (Blaser et al., 2010). Típicamente la magnitud se relaciona a la
longitud de ruptura en superficie como una función del tipo de movimiento (Wells y
Coppersmith, 1994).
Para determinar las magnitudes máximas se utilizaron las relaciones empíricas de Wells y
Coppersmith (1994) y Blaser et al., (2010) que consideran la longitud de ruptura de la falla
como se describe en la tabla 5.
Tipo de falla
Relación Empírica
Ecuación Tipo
Parámetros
Desgarre
Wells y Coppersmith (1994)
M = a + b Log10(SRL)
a= 5.16 ; b= 1.12
Normal
Blaser el al., (2010)
Log10(L) = a + b Mw
a= 1.91 ; b= 0.52
Inversa
Blaser el al., (2010)
Log10(L) = a + b Mw
a= -2.37 ; b= 0.57
Tabla 5. Relaciones empíricas utilizadas y parámetros
Mediante el uso de un SIG (Quantum Gis) se determinaron las longitudes (en Km) de las
fallas Cuaternarias del Ecuador (Egüez et al. 2003). Una vez obtenidas las longitudes se
aplicaron las relaciones empíricas de acuerdo al tipo de falla. De esta manera se obtuvieron
las magnitudes de terremotos potenciales máximos para cada zona.
A continuación se comparó la magnitud obtenida mediante relaciones empíricas con la
magnitud máxima instrumental para cada zona. Si la magnitud calculada es mayor que la
instrumental, se consideró este valor como el máximo a tener en cuenta debido a que
responde a la ruptura de toda la sección de la falla. Si la magnitud instrumental es mayor a
la calculada, se sumó a ésta 5 décimas para fijar la magnitud máxima.
La tabla 6 resume las fallas que presentan la magnitud máxima calculada para cada zona, la
magnitud máxima instrumental y la magnitud máxima para cada zona.
31
Zona
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
Código
Mapa
54
50a
22
24
35
28b
44
3b
12
7d
18
82a
53
68
66
73
Longitud
Mw
Mw
Mw
(Km)
Catálogo Máxima
Chingual
Dextral
43.656
7.0
7.4
7.9
Pallatanga
Dextral - inversa
37.556
6.9
7.0
7.5
Puná
Dextral
43.690
7.0
5.4
7.0
El Ángel
Inversa
25.658
6.6
7.2
7.7
Machachi
Dextral
22.720
6.7
6.2
6.7
Apuela central
Dextral
21.423
6.7
5.2
6.7
Quinsaloma
Inversa
25.078
6.6
6.5
6.6
Río Canandé sección central
Dextral
25.346
6.7
6.3
6.7
Daule
Inversa?
79.522
7.5
7.0
7.5
Cañaveral- sección San Isidro
Dextral - normal
14.686
6.5
7.4
7.9
La Cruz
Dextral
47.688
7.0
6.8
7.0
Celica- Macará, sección Celica
Inversa?
73.568
7.4
7.5
8.0
Ponce Enríquez
Inversa
37.473
6.9
5.3
6.9
Tena
Inversa
34.341
6.9
7.3
7.8
Sumaco
Inversa - dextral?
38.138
6.9
5.6
6.9
Puyo
Inversa
11.039
6.0
7.1
7.6
Ausencia de fallas cuaternarias
5.6
6.1
Nombre Falla
Tipo de falla
Tabla 6. Magnitudes máximas para las zonas sismotectónicas placa superior
Para fijar las magnitudes máximas de las zonas de interface e intraslab se tomó en cuenta la
magnitud máxima instrumental y se sumaron 5 décimas. La tabla 7 muestra las magnitudes
máximas para estas zonas, exceptuando la zona de interface norte debido a que esta
registra un terremoto de magnitud 8.8 y esta fue considerada como la magnitud máxima.
Zona
Mw Instrumental
Interface Norte
8.8
Interface Centro
6.9
Interface Sur
6.6
Intraslab Norte
6
Intraslab Centro
7.5
Intraslab Sur
7.5
Mw Máxima
8.8
7.4
7.1
6.5
8.0
8.0
Tabla 7. Magnitudes máximas para interface e intraslab
5.3 Relaciones Gutenberg – Richter
El número de terremotos que ocurren anualmente alrededor del mundo varía con la
magnitud, los terremotos pequeños son los más comunes. Esta observación fue cuantificada
por Gutenberg y Richter en la década de los 40s mediante una relación logarítmica
frecuencia - magnitud (Stein y Wysession, 2003).
log
= −
32
En donde N es el número de terremotos con magnitud mayor que M ocurridos en un tiempo
dado. La distribución se describe mediante una relación lineal, con constantes a y b.(Stein y
Wysession, 2003). Exponencialmente la ecuación se puede expresar de la siguiente
manera:
= 10
=
Para obtener las relaciones de Gutenberg-Richter en las zonas sismotectónicas se cruzaron
el catálogo sísmico y los polígonos que representan las divisiones mediante el uso de un
SIG (Quantum Gis), de esta manera se aislaron los terremotos para cada zona. La tabla 8
muestra un ejemplo de los parámetros calculados. Se realizó un conteo de eventos para
cada rango de magnitud y se calculó el parámetro λ, dividiendo el número de eventos entre
los años de completitud de cada magnitud. Para obtener el número de eventos acumulados
se calculó λ acumulado.
ZONA 1 - GUAYAQUIL - DOLORES NORTE
#
Años
λ
λ
Ecuación
Año
Año
Mw
completitud
eventos completitud (#e/ac) acumulado
exponencial
2012
1992
4.0
57
20
2.8500
11.6321
1992
1992
1992
1992
1992
1964
1964
1964
1964
1964
1964
1964
1964
1964
1961
4.1
4.2
4.3
4.4
4.5
4.6
4.7
4.8
4.9
5.0
5.1
5.2
5.3
5.4
5.8
33
61
35
17
13
11
6
10
3
4
2
1
1
1
1
20
20
20
20
20
48
48
48
48
48
48
48
48
48
51
1.6500
3.0500
1.7500
0.8500
0.6500
0.2292
0.1250
0.2083
0.0625
0.0833
0.0417
0.0208
0.0208
0.0208
0.0196
8.7821
7.1321
4.0821
2.3321
1.4821
0.8321
0.6029
0.4779
0.2696
0.2071
0.1238
0.0821
0.0613
0.0404
0.0196
-3.90x
y = 7E+07e
R² = 0.984
Mw
Ecuación
ajustada
4.0
11.7518
4.1
4.2
4.3
4.4
4.5
4.6
4.7
4.8
4.9
5.0
5.1
5.2
5.3
5.4
5.5
5.6
5.7
5.8
7.9566
5.3871
3.6474
2.4695
1.6720
1.1320
0.7664
0.5189
0.3513
0.2379
0.1611
0.1090
0.0738
0.0500
0.0338
0.0229
0.0155
0.0105
Tabla 8. Cálculo de relaciones de Gutenberg- Richter.
Para visualizar las relaciones se graficó un diagrama de dispersión magnitud vs λ
acumulado,
para de esta manera obtener una regresión exponencial, en la figura 15 se observa un
ejemplo de la curva y ecuación obtenidas. Los marcadores sin relleno representan a los
valores derivados de la ecuación obtenida mediante la regresión exponencial.
33
Zona 1 Guayaquil - Dolores Norte
y = 7E+07e-3.90x
R² = 0.984
10.0000
1.0000
0.1000
λ acumulado
0.0100
Curva ajustada
0.0010
3.5
4
4.5
5
5.5
6
Figura 15. Gráfica de relaciones Gutenberg- Richter.
La tabla 9 resume las ecuaciones obtenidas para las zonas sismotectónicas, se presenta el
coeficiente de correlación (R²), además λ0, que corresponde a la solución de la ecuación
para la magnitud de corte (Mw= 4.0) y β extraído de la ecuación exponencial, parámetros
que se utilizan en el software de cálculo de peligrosidad sísmica.
Fuente
Placa Superior
Interface
Intraslab
Zona
1
2
3
4
5
6
7
8
9
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
21
22
23
Ecuación
-3.90x
y = 7E+07e
-5.31x
y = 7E+09e
-3.24x
y = 2E+06e
-1.62x
y = 618.7e
-4.17x
y = 1E+08e
-3.39x
y = 1E+06e
-1.89x
y = 1903e
-2.93x
y = 452009e
-2.58x
y = 136639e
-2.32x
y = 42025e
-2.62x
y = 281010e
-1.97x
y = 13715e
-4.92x
y = 3E+09e
-2.12x
y = 16993e
-3.24x
y = 1E+06e
-2.71x
y = 688547e
-3.44x
y = 8E+06e
-1.48x
y = 1899e
-3.07x
y = 3E+06e
-2.17x
y = 22331e
-3.44x
y = 1E+07e
-2.45x
y = 677436e
-2.15x
y = 127598e
R²
λ0
β
R² = 0.984
R² = 0.972
R² = 0.961
R² = 0.900
R² = 0.959
R² = 0.970
R² = 0.895
R² = 0.875
R² = 0.863
R² = 0.844
R² = 0.941
R² = 0.966
R² = 0.951
R² = 0.914
R² = 0.977
R² = 0.933
R² = 0.986
R² = 0.863
R² = 0.916
R² = 0.980
R² = 0.985
R² = 0.994
R² = 0.990
11.752
4.175
4.705
0.949
5.701
1.291
0.991
3.675
4.487
3.920
7.894
5.187
8.515
3.527
2.353
13.495
8.457
5.099
13.931
3.795
10.571
37.565
22.752
3.90
5.31
3.24
1.62
4.17
3.39
1.89
2.93
2.58
2.32
2.62
1.97
4.92
2.12
3.24
2.71
3.44
1.48
3.07
2.17
3.44
2.45
2.15
Tabla 9. Ecuaciones Gutenberg- Richter para zonas sismotectónicas
34
5.4 Cálculo de peligrosidad
Se utilizó el software CRISIS 2007,quecalcula la peligrosidad sísmica utilizando un modelo
probabilístico que considera las tasas de incidencia, las características de atenuación y la
distribución geográfica de los terremotos. La ocurrencia de terremotos se modeló como un
proceso Poissoniano y las fuentes sismotectónicas fueron esquematizadas como polígonos.
En primera instancia se procedió a ingresar las fuentes sismogenéticas previamente
obtenidas mediante un SIG, la figura 16 muestra las zonas sismogenéticas de la placa
superior introducidas en CRISIS.
Figura 16. Ventana de ingreso de geometría de fuentes sísmicas
A continuación se ingresan los parámetros obtenidos previamente a partir de las relaciones
Gutenberg- Richter λ0 y β, además la magnitud máxima para cada zona sismogenética, en la
figura 17 se presenta la ventana de introducción de estos parámetros.
35
Figura 17. Ventana de introducción de datos sísmicos para las fuentes
Una parte importante del estudio de peligrosidad sísmica es la selección de leyes o
funciones de atenuación del terreno que permiten predecir el valor de un determinado
parámetro del movimiento (generalmente la aceleración), en función de la magnitud del
terremoto, la distancia al mismo y el tipo de terreno. Las funciones de atenuación
pueden estar expresadas para aceleración pico (PGA) (García-Mayordomo, 2007.)
Los modelos de atenuación utilizados para el cálculo de peligrosidad fueron Akkar y
Bommer (2010) para la placa superior y Youngs et al., (1997) para las zonas de interface e
intraslab, con el fin de obtener la aceleración pico (PGA) en roca. La figura 18 muestra la
curva de atenuación para una magnitud Mw=5, se observa que la aceleración en el terreno
disminuye (se atenúa) a medida que aumenta la distancia de la fuente sísmica.
Figura 18. Curva de atenuación según el modelo de Akkar y Bommer (2010) para Mw=5. Intensidad
en gales, periodo de 0 segundos. Extraído de CRISIS 2007.
36
5.5 Mapa de peligrosidad sísmica
Una vez ingresada la geometría de las fuentes, los parámetros de recurrencia y
seleccionadas las leyes de atenuación, se procede al cálculo de peligrosidad sísmica, para
un periodo de 500 años.
La figura 19 muestra el mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador. Se aprecia que las
regiones cercanas a la zona de subducción presentan los valores más altos de aceleración,
que llega
lega a ser de 750 gales en la ciudad de Manta y cercano a los 625 en la ciudad de
Esmeraldas. Los valores de aceleración en el interior de Ecuador varían entre 350 y 450
gales. La aceleración en ciudades como Quito, Guayaquil y Cuenca presentan valores
aproximados
oximados de 350, 520 y 450 gales respectivamente.
Figura 19. Mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador, PGA para un periodo de retorno: 500 años.
37
6. DISCUSIÓN
6.1 Catálogo sísmico
Beauval et al., (2013) presenta un trabajo donde recopila información de diferentes
catálogos sísmicos para Ecuador y presenta soluciones para su homogeneización, sin
embargo al no poder acceder a dicha información, se optó por realizar una recopilación y
homogeneización propia siguiendo principalmente los criterios presentados en dicho trabajo.
En primera instancia, para transformarla magnitud Ms a Mw, se utilizó la solución de
Kanamori (1983), el criterio más importante seguido fue el presentado por Beauval et al.,
(2013) que ofrece soluciones para convertir a Mw las magnitudes mb y MD (magnitud local)
que representan la mayoría de eventos registrados.
Beauval et al., (2013) en su catálogo unificado presenta un total de 10.823 eventos
instrumentales más 32 históricos, después de aplicar los filtros de completitud y el proceso
de declustering, redujo en 33% el número de registros dando un total de8300 registros. En el
presente estudio se registraron un total de 10.746 eventos incluidos 13 terremotos históricos
y al aplicar los filtros de completitud, magnitud de corte y declustering se obtuvo un total de
6.666 eventos que representa un 64% del total. La diferencia en total de registros obtenidos
es debido a la aplicación de la magnitud de corte en el presente estudio que determinó que
el catálogo puede considerarse completo en magnitudes superiores a 4 y también a la
aplicación de parámetros en el proceso de declustering, la diferencia consiste en el τmin,
Beauvalet al., (2012) utilizó un τmin= 2, mientras que en el presente estudio se utilizó un
τmin= 1.
6.2 Sismotectónica
La división sismotectónica en la placa superior se realizó utilizando criterios propios al
relacionar la tectónica de placas, geología regional y sismicidad. Alvarado (2012) en su tesis
doctoral realiza divisiones sismotectónicas para Ecuador en la placa superior, zona de
interface y placa subducente, la figura 20 muestra una comparación entre las zonas
sismotectónicas para la placa superior obtenidas en ambos estudios.
Se observa semejanza entre las divisiones obtenidas, Alvarado (2012) obtuvo un total de 19
zonas que incluye una zona en el sur dentro de territorio peruano, en el presente estudio se
obtuvieron 17 zonas. Las diferencias radican en el número de zonas obtenidas en la zona
38
central y costera del Ecuador. Alvarado (2012) zonifica la región costera
costera en una división (1C,
(1C
figura 20a),
a), mientras que en el presente estudio se divide la región costera en cuatro zonas
(8, 9, 10, 11 figura 20b)
b) según la geología y orientación de fallas activas.
En la región central del país Alvarado (2012) obtiene cinco zonas (4C,8C,9C,10C y 11C)
debido a que en su tesis doctoral define el micro-bloque
micro
Latacunga-Quito
Quito dentro del Bloque
Norandino, previamente no existía información sobre este micro-bloque,
micro bloque, por lo que en el
presente estudio se obtuvieron dos zonas (2,5).
(2
Finalmente existe una diferencia entre las regiones 12 y 13 de este trabajo que separa estas
zonas principalmente por diferencia en el tipo de roca.
roca La
a zona 12 se compone
principalmente de rocas volcánicas y metamórficas de alto grado la zona 13 de rocas
r
volcánicas y volcano-sedimentarias,
sedimentarias, Alvarado (2012) obtiene una división (zona 16C, inferior
izquierda figura 20a).
a.
b.
Figura 20. Comparativa entre divisiones sismotectónicas (Las líneas continuas de color rojo dentro del
continente representan las fallas activas) a. Alvarado, 2012. b. Presente trabajo.
6.3 Peligrosidad sísmica
La figura 21 presenta el mapa de peligrosidad sísmica para un periodo de 500 años al que
se superpusieron las zonas sismotectónicas de placa superior y zona de interface, se
observa que en las adyacentes a la zona de interface se exhiben los mayores valores de
39
aceleración, siendo los más altos los presentes en la sección central de la zona de
interface(zona 10, hasta 750 gal), seguidos por los de la sección norte de interface (zonas 8
y 10, hasta 650 gal). Las zonas contiguas a sección sur de interface (zonas 11 y 12) también
presentan valores altos de aceleración (entre 500 y 550 gales). Estas altas tasas de
aceleración se relacionan con la subducción de la placa de Nazca debajo de la
Sudamericana, convirtiendo a este evento geodinámico en la principal fuente de peligrosidad
sísmica en Ecuador.
Figura 21. Mapa de Peligrosidad sísmica, PGA para periodo 500 años y zonas sismotectónicas
La Norma Ecuatoriana de Construcción del 2011 (NEC 2011) presenta un mapa de zonas
sísmicas para Ecuador (Figura 22a). Este mapa despliega aceleraciones en proporción de la
gravedad (g) para un periodo de retorno de 475 años (10% de excedencia en 50 años).
Entre las leyes de atenuación en roca que menciona utilizar se encuentran las utilizadas en
este estudio (Akkar y Boomer, 2010; Youngs et. al., 1997). El NEC 2011, expone que se
40
trataron catálogos sísmicos con procesos similares a los llevados a cabo en el presente
estudio y además señala que se realizó una división sismotectónica en base al estudio de
fuentes sísmicas corticales y de subducción,
subducción mecanismos focales, sismicidad y
neotectónica.
Figura 22. a. Zonas sísmicas para propósitos de diseño y valor del factor de zona Z,
Z Tomado de NEC,
2011. b. Mapa de peligrosidad sísmica, PGA para un periodo de 500 años del presente estudio.
Los mapas presentados en la figura 22 son comparables en la medida de observar las
zonas en las que se generarían las mayores aceleraciones. Ambos modelos coinciden en
que la región costera presenta los valores más altos de aceleración y la región oriental
exhibe los valores más bajos. Sin embargo la distribución de las curvas de aceleración
difiere, esta variación puede deberse a diferencias en las divisiones sismotectónicas
sismotect
y al
cálculo de los parámetros de relaciones de recurrencia obtenidos del catálogo sísmico.
41
7. CONCLUSIONES
En base al análisis bibliográfico se estableció la geodinámica que actúa sobre el Ecuador.
Se trata de un límite convergente de placas en donde la placa oceánica de Nazca se
subduce debajo de la placa Sudamericana con un ángulo entre 25º y 35º (Guillier et al.,
2001). La dirección de convergencia es ligeramente oblicua: N83°E (Kendrick et al., 2003;
Nocquet et al., 2009 en Alvarado, 2012), a una tasa de velocidad de 58 ± 2 mm/yr
(Trenkamp et al., 2002).
Un rasgo importante en el sistema geodinámico es la subducción de la Cordillera Carnegie
que es un alto batimétrico en la placa de Nazca originado en el hot- spot (Punto caliente)
Galápagos, tiene una dirección aproximada E-W, y entra en la zona de subducción entre 1ºN
y 2ºS de latitud (Witt et al., 2006).De acuerdo a diferentes autores, el arribo de Carnegie a la
fosa (Pennington, 1981; Gutscher et al. 1999 en Trenkamp et al., 2002)y la subducción
oblicua de la placa de Nazca (Kellogg y Mohriak, 2001 Trenkamp et al., 2002) pudieron
conducir al despegue del Bloque Norandino (Trenkamp et al., 2002).
La subducción oblicua de la placa de Nazca (Kellogg y Mohriak, 2001 Trenkamp et al., 2002)
y el arribo de la Cordillera Carnegie a la fosa ecuatoriana (Pennington, 1981; Gutscher et al.
1999 en Trenkamp et al., 2002), indujeron la deformación de la placa superior, que es
particionada a través del movimiento hacia el NE del Bloque Norandino (Alvarado, 2012). El
Bloque Norandino migra hacia el NE a lo largo de un sistema de fallas mayores de desgarre
lateral derecho (Megacizalla Guayaquil- Dolores), a una tasa de 6 ± 2 mm/yr (Trenkamp et
al., 2002 en Witt el al., 2006).
El movimiento dextral a lo largo de las fallas regionales que limitan el Bloque Norandino
cambia a movimiento compresional en las secciones donde las fallas presentan una
dirección N-S, acomodando esfuerzos compresionales E-W, producto de la convergencia de
las placas de Nazca y Sudamericana.
Después de homogeneizar y analizar el catálogo sísmico, se reunieron 10746 eventos, al
determinar la magnitud de corte (Mw=4), los años de completitud para las diferentes
magnitudes y al aplicar el algoritmo de declustering de Reasenberg (1985), se obtuvo un
total de 6666 eventos, que representa un 62% del total, que fueron utilizados en los cálculos
de peligrosidad sísmica.
42
Al relacionar la tectónica de placas, geología regional (fallas activas y grandes unidades
tectónicas) y sismicidad en Ecuador se obtuvieron las divisiones sismotectónica divididas en
Placa superior (17 zonas), Interface(3 zonas) y Placa subducente (3 zonas), las divisiones
se presentan en las figuras 11 y 12.
Se determinaron las magnitudes máximas para las zonas sismotectónicas utilizando las
relaciones empíricas de Wells y Coppersmith (1994) para fallas de desgarre y Blaser et al.,
(2010) para fallas normales e inversas, considerando la longitud de ruptura de la falla en
superficie y comparándola con las magnitudes instrumentales registradas, los resultados se
presentan en las tablas 6 y 7.
Se establecieron las relaciones temporales de ocurrencia de terremotos (Relaciones de
Gutenberg - Richter) para cada zona, expresadas mediante la ecuación exponencial
=
, y resumidas en la tabla 9.
Se obtuvo el mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador en términos de PGA para un periodo
de 500 años (Figura 19), en él se aprecia que las regiones cercanas a la zona de
subducción presentan los valores más altos de aceleración, que varían entre los 500 y 750
gales. Los valores de aceleración en el interior de Ecuador fluctúan entre 350 y 450 gales y
la región oriental exhibe los valores más bajos de aceleración que oscilan entre 150 y 250
gales.
43
8. BIBLIOGRAFÍA
Akkar, S. y Bommer, J. (2010) Empirical Equations for the Prediction of PGA , PG V, and
Spectral Accelerations in Europe, the Mediterranean Region, and the Middle East.
Seismological Research Letters, 81, 2, doi: 10.1785/gssrl.81.2.195.
Alvarado, A. (2012): Néotectonique et cinématique de la déformation continentale en
Equateur. Tesis Doctoral, Universidad de Grenoble, 259 p.
Beauval, C., Yepes, H., Palacios, P., Segovia, M., Alvarado, A., Font, Y., Aguilar, J.,
Troncoso y L., Vaca S. (2013): An Earthquake Catalog for Seismic Hazard Assessment in
Ecuador. Bulletin of the Seismological Society of America, 103, 2a, 773-786, doi:
10.1785/0120120270
Benito, B. y Jiménez, E. (1999): Peligrosidad sísmica. Física de la Tierra, 11, 13-47, 155N:
0214-4557
Blaser, L., Krüger, F., Ohrnberger, M. y Scherbaum, F. (2010):
Scaling Relations of
Earthquake Source Parameter Estimates with Special Focus on Subduction Environment.
Bulletin
of
the
Seismological
Society
of
America,
100,
6,
2914–2926,
doi:
10.1785/0120100111.
Dumont, J.F., Santana, E., Vilema, W., Pedoja, K., Ordoñez, M., Cruz, M., Jiménez, N. y
Zambrano, I. (2005); Morphological and microtectonic analysis of Quaternary deformation
from Puná and Santa Clara Islands, Gulf of Guayaquil, Ecuador (South America).
Tectonophysics, 399, 331– 350.
Egbue O. y Kellogg J. (2010): Pleistocene to Present North Andean “escape”.
Tectonophysics, 489, 248–257.
Egüez, A., Alvarado, A., Yepes, H., Machette, M.N., Costa, C. y Dart, R.L. (2003): Map and
Database and of Quaternary faults and folds of Ecuador and its offshore regions. USGS
Open-File Report 03-289.
Engdahl, E.R. y Villaseñor, A. (2002). Global Seismicity: 1900–1999, en International
Handbook of Earthquake and Engineering Seismology, Parte A, Capítulo 41, p. 665–690,
Academic Press, 2002.
44
García-Mayordomo, J. (2007): Peligrosidad Sísmica y Aplicaciones en Ingeniería Geológica.
Apuntes del Máster de Ingeniería Geológica de la Universidad Complutense de Madrid (3ª
edición).
Guillier B, Chatelain J.L., Jaillard, É., Yepes, H., Poupinet, G. y Fels J.F. (2001):
Seismological evidence on the geometry
of the orogenic system
in
central- northern
Ecuador (South America). Geophysical Research Letters, 28 (19), 3749-3752.
Gutscher, M.A., Malavieille, J, Lallemand, S. y Collot J.Y. (1999): Tectonic segmentation of
the North Andean margin: impact of the Carnegie Ridge collision. Earth and Planetary
Science Letters, 168, 255–270.
Hernández, G. (2007): Análisis comparativo de los espectros de diseño y de los
acelerogramas reales. Aplicación a España y Europa. Tesina de grado. Universidad
Politécnica de Cataluña, 82 p.
Hughes, R. y Pilatasig, L. (2002): Cretaceous and Tertiary terrane accretion in the Cordillera
Occidental of the Andes of Ecuador. Tectonophysics, 345, 29 – 48.
Instituto
Geofísico
Escuela
Politécnica
Nacional
(2013):
Sismicidad
1990-2009,
http://www.igepn.edu.ec/sismos/mapas/mapas-1990-2009.html, Quito, Ecuador.
International Seismological Centre (2013): EHB Bulletin, http://www.isc.ac.uk, Thatcham,
Reino Unido.
Kanamori, H. (1983): Magnitude scale and Quantification of earthquakes. Tectonophysics,
93, 185 - 189.
Litherland, M, Aspden, J.A. y Jemielita, R.A. (1994): The metamorphic belts of Ecuador.
Overseas Memoir of the British Geological Survey, 11.
Gobierno Nacional de la República del Ecuador, Ministerio de Desarrollo Urbano y Vivienda
y Cámara de construcción de Quito (2011): Norma Ecuatoriana de la Construcción. Peligro
Sísmico y Diseño Sismo resistente, 2, 9-12. Quito.
McCalpin, J. (2009): Paleoseismology (2nd Edition). Academic Press, 848 p.
45
Reiter, L. (1990): Earthquake Hazard and Analysis, Issues and Insights. Columbia University
Press, New York, 254 p.
Rivadeneira, F., Segovia, M., Alvarado, A., Egred, J., Troncoso, L., Vaca S. y Yepes, H.
(2007): Los terremotos en el Ecuador. Corporación Editora Nacional, Quito, 106 p.
Stein, S. y Wysession, M. (2003): An introduction to seismology, earthquakes, and Earth
Structure. Blackwell Publishing, 498 p.
Trenkamp, R., Kellogg, J., Freymueller, J. y Mora, H. (2002): Wide plate margin deformation,
southern Central America and northwestern South America, CASA GPS observations.
Journal of South American Earth Sciences, 15, 157 – 171.
van Stiphout, T., Zhuang, J. y Marsan, D. (2012), Seismicity declustering. Community Online
Resource for Statistical Seismicity Analysis, doi:10.5078/corssa- 52382934.
Wells, D.L. y Coppersmith K.J. (1994): New Empirical Relationships among Magnitude,
Rupture Length, Rupture Width, Rupture Area, and Surface Displacement. Bulletin of the
Seismological Society of America, 84, 4, 974-1002.
White, S., Trenkamp, R. y Kellogg, J. (2003): Recent crustal deformation and the earthquake
cycle along the Ecuador- Colombia subduction zone. Earth and Planetary Science Letters,
216, 231-242.
Witt, C., Bourgois, J., Michaud, F., Ordoñez, M., Jiménez, N. y Sosson, M. (2006):
Development of the Gulf of Guayaquil (Ecuador) during the Quaternary as an effect of the
North Andean block tectonic escape. Tectonics, 25, TC3017, doi:10.1029/2004TC001723.
Youngs, R.R., Chiou, S.J., Silva, W.J. y Humphrey J.R. (1997): Strong Ground Motion
Attenuation Relationships for Subduction Zone Earthquakes. Seismological Research
Letters, 68, 1.
Zamora, A. y Litherland, M. (1993): Mapa Geológico de la República del Ecuador
1:1'000.000. Ministerio de Energía y Minas Ecuador y Overseas Development Administration
(ODA).
46