Una nueva mirada para la geodinámica de Ecuador: Implicación en la definición de fuente sismogénica y evaluación de peligro sísmico
Construcción de un nuevo modelo de zonas de fuente sísmica para Ecuador
Se describe 19 zonas de fuente de sismicidad (SSZ): tres zonas de interfaz, seis dentro de losa, nueve de corteza y una zona de zanja exterior. Cada SSZ tiene un potencial sismogénico homogéneo; contienen todos los eventos catalogados de Mw ≥ 5. Las fuentes inslab de interfaz y subducción están delimitadas por límites que reflejan, en la medida de lo posible, características físicas en la interfaz o en la placa subductora que podrían condicionar la generación de terremotos y / o la propagación de rupturas de acuerdo con el modelo geodinámico. Se definió pequeñas SSZ complementarias, todas ellas debajo de las zonas de interfaz principal, como un medio de agrupar la sismicidad no incluida en las SSZ de interfaz. Cada terremoto histórico informado en Beauval et al. [2010] está correlacionado con una zona de origen específica.
Interfaz de fuentes de Megathrust
A lo largo del margen ecuatoriano, las fuentes de interfaz abarcan la sismicidad registrada desde la zanja hasta el borde descendente de la zona sismogénica. En el caso de grandes terremotos megaterremotos como el de Esmeraldas en 1906, esta profundidad podría alcanzar los 45-55 km como se observó en los mega terremotos de Sumatra, Chile y Japón durante el siglo XXI
Esmeraldas SMT-1
Durante el siglo XX, cuatro terremotos de empuje de 7,6 a 8,8 Mw rompieron repetidamente segmentos de un tramo de ~ 500 km de largo de la zona de subducción al norte de la cordillera Carnegie. El terremoto de 1906 de Mw 8.8 define la zona de fuente de megacorriente de la interfaz SMT-1 de Esmeraldas. La cordillera Carnegie de 200 km de ancho constituye una barrera para que los grandes terremotos ecuatorianos se propaguen hacia el sur, similar a otras características batimétricas de subducción a lo largo de la zona de subducción de América del Sur.
Bahía SMT-2 y Talara SMT-3
La zona de origen SMT-2 Bahía, incluye la BEZ y la aspereza altamente acoplada de la isla de La Plata. SMT-2 se considera una zona de transición que une el SMT-1 fuertemente bloqueado con la zona de SMT-3 Talara que muestra un acoplamiento entre placas de débil a insignificante. La intersección del margen rift de Grijalva (que separa los dominios de Farallón y Nazca) con la trinchera marca la terminación del segmento fuertemente acoplado de la interfaz.Se permitión que el límite norte de la zona de Talara SMT-3 coincida con la prolongación hacia el interior del margen dividido de Grijalva.
Fuentes de Inslab
Los Inslab SSZs bordean la sismicidad de profundidad intermedia. La sismicidad está lejos de mostrar zonas de Wadati-Benioff claras y ordenadas para definir las formas de los segmentos individuales en la placa Farallon.
Fuentes ISF de Farallon
Se han definido cuatro zonas de fuente volumétrica horizontal de la inslab Farallon. Las zonas corresponden a capas de sismicidad de profundidad creciente hacia el este y noreste. Según el modelo, además de la contorsión, la placa se inclina suavemente (12 ° en promedio) y se puede rastrear hacia el este a más de 600 km de la zanja. La mayor parte del momento sísmico se libera dentro de una capa delgada de 30 km de espesor (Morona ISF-3) a profundidades de 100 a 130 km.
Fuentes ISN de Nazca
Al norte del margen rift de Grijalva, la liberación del momento sísmico de profundidad intermedia es muy pequeña en comparación con la de la placa Farallón. La fuente del Arco Sub-Volcánico, ISN-5, ha sido definida para incluir eventos ubicados al este de la interfaz del mega empuje y debajo del arco volcánico, aunque se genera muy poca sismicidad en esta parte más cálida de la losa en subducción.
Fuentes de la corteza
Las fuentes de la corteza se han clasificado en tres dominios principales: (a) el dominio del límite este de la NAB que abarca el deslizamiento y el fallamiento inverso (lo que representa el movimiento NNE de la astilla), (b) el Romeral –Dominio de Cauca-Patía que incluye los Andes occidentales de Colombia y la Cordillera Occidental ecuatoriana hasta 1,5 ° S, y (c) el dominio de arco trasero andino donde los cinturones de pliegue del borde este sobre los empujes ciegos absorben el acortamiento.
Sistema de fallas Chingual-Cosanga-Pallatanga-Puná
Levantamientos, fallas de empuje y pliegues de la región subandina oriental
Fallas de la Cordillera Occidental
Conclusiones
Este nuevo modelo del complejo geodinámico de Ecuador pone énfasis en dos aspectos de las interacciones de las placas a escala continental: (a) las diferencias en reología entre las placas de Farallón y Nazca y (b) la oblicuidad de convergencia resultante de la forma convexa del margen continental nororiental de America del Sur. Ambas condiciones explican satisfactoriamente varias características de la sismicidad observada, así como el acoplamiento interseísmico. El margen rift de Grijalva marca claramente la diferencia en las condiciones reológicas existentes entre las placas de Farallón y Nazca relacionadas con sus diferentes edades. La sismicidad de profundidad intermedia revela una fuerte flexión en la losa de Farallón a medida que se hunde y converge hacia un punto focal que representa el centro de curvatura del margen continental convexo. La contorsión del cúmulo El Puyo se está produciendo en un espacio reducido en su extremo noreste dentro de la zona de contacto con la losa de Nazca. La placa de Nazca puede estar experimentando un tipo similar de flexión en profundidad, pero su penetración asísmica probablemente relacionada con la característica térmica de esta placa joven impide cualquier tipo de visualización por sismicidad.
Las posiciones y geometría de las dos losas debajo del Ecuador continental muestran una clara correlación con las expresiones superficiales en la geología y tectónica local y regional. El margen rift de Grijalva destaca una marcada diferencia en la topografía de la placa subductora. La cresta Carnegie también juega un papel importante como barrera en la propagación de los terremotos de interfaz, pero su capacidad para influir en la geometría y coherencia de la placa de Nazca sigue sin estar clara. El acoplamiento interseísmico también está influenciado por las diferencias reológicas en las dos placas. El acoplamiento es débil y poco profundo al sur del margen rift de Grijalva y aumenta hacia el norte, con un patrón heterogéneo en la interfaz donde la cresta Carnegie entra en la región de subducción.
El fuerte acoplamiento continuo y la alta oblicuidad de convergencia son factores complementarios responsables del movimiento hacia el noreste de la NAB a lo largo de los sistemas de fallas localizadas. Los segmentos Cosanga y Pallatanga del sistema de fallas CCPP concentran la mayor parte de la liberación de momentos sísmicos en el Ecuador continental. Las fallas ubicadas a lo largo del borde occidental de la Depresión interandina también muestran una alta tasa de producción de terremotos de tamaño moderado.
La sismicidad de profundidad intermedia es de alguna manera más enérgica al norte de ~ 2 ° N donde podría estar relacionada con el segmento de inmersión normal de la placa de Nazca al sur del desgarro de Caldas. Se modela una segunda fuente ISN-4, separada del Arco Subvolcánico ISN-5 por la proyección hacia el interior del paleorift de Malpelo. Los mecanismos focales de fallas normales que caracterizan esta sismicidad también son anómalos, apareciendo al oeste de la trinchera, así como en la zona de la fuente de megathrust de la interfaz.
El Loreto ISF-4 SSZ contiene una sismicidad más profunda en la parte superpuesta debajo de Morona ISF-3 y se prolonga hasta la parte frágil de la losa subducida a ~ 180 km de profundidad. El Puyo SSZ — Puyo ISF-5 —reproduce la sismicidad generada en el retorcido extremo noreste del Farallón y se profundiza desde 130 km hasta por lo menos 250 km. Libera un tercio de la energía de Morona ISF-3.
La zona de Talara SMT-3 podría extenderse hacia el sur al menos la proyección de la zona de fractura de Viru hacia el continente. Talara SMT-3 podría considerarse una zona fuente generadora de tsunamis debido a la ocurrencia de dos eventos tsunamigénicos: el raro terremoto de 1960 Mw 7.8 uno y el terremoto de Mw 7.5 1996 ubicado justo al norte de Mendaña. Su presencia implica que las rupturas en este segmento podrían comenzar a poca profundidad y continuar hacia arriba, generando deslizamientos grandes pero de baja frecuencia.
Hay tres epicentros de Mw ~ 7 al sur de las zonas de ruptura de 1906 y 1942, en lo sucesivo denominada zona sísmica de Bahía (BEZ): el de 1998 Mw 7,1, el 1956 Mw 6,95 y el 1896 M ~ 7. La fuente de la BEZ parece comportarse independientemente del megathrust norte por lo que el límite sur de Esmeraldas SMT-1 se define como el límite norte de la BEZ. El escarpe de la cordillera de Malpelo podría proyectarse tierra adentro, lo que significa que una discontinuidad transversal en la losa subductora de Nazca podría haber detenido la propagación hacia el norte de la ruptura de 1906.
El dominio del arco posterior andino se ha subdividido en tres fuentes: el Napo ESB-1, el Cutucú ESB-2 y el Moyobamba ESB-3 (Figuras 11 y 12). Hay dos levantamientos estructurales principales —Napo y Cutucú— que caracterizan el cinturón de empuje y pliegue subandino de tendencia N-S en Ecuador, ambos convergiendo hacia la depresión de Pastaza. Los ejes de las dos elevaciones son desviados por la depresión, por lo que se utiliza como límite de la fuente. La desviación también se nota por la sismicidad de baja energía que se inclina hacia la depresión de Pastaza. La fuente Moyobamba ESB-3 se encuentra fuera del territorio ecuatoriano.
El dominio Romeral-Cauca-Patía está definido por dos fuentes: El Angel WCR-1 y Quito-Latacunga WCR-2. Las fallas WCR-1 son la expresión más al sur de las estructuras de tendencia NNE que son claramente reconocibles a lo largo de las laderas occidentales de la Cordillera Central en Colombia, hasta la ciudad de Pasto, definida como el sistema de fallas Romeral . El WCR-1 se dibuja para incluir varios lineamientos geomórficos que muestran una tendencia noreste con un movimiento de deslizamiento lateral derecho. En 1868 uno de estos segmentos, que no está bien identificado, se rompió en dos terremotos MIC 6.6 y 7.2 consecutivos. El evento 7.2 se considera el evento más destructivo en los Andes del norte de Ecuador en tiempos históricos. El WCR-1 se dibuja para incluir también el terremoto de 1859 MIC 7.2. En el ecuador, las fallas con tendencia NE-SW experimentan una rotación brusca en rumbo hacia una dirección N-S. Estas estructuras tectónicas N-S se modelan como la fuente UIO-Lat WCR-2. Las estructuras compresivas de Quito y Latacunga se caracterizan por fallas inversas ciegas y por pliegues y flexiones en la superficie.
El límite este de la NAB incluye cuatro segmentos (Chingual, Cosanga, Pallatanga y Puná y se ha definido como el sistema de fallas CCPP. El CCPP muestra tasas de desplazamiento generales del orden de 7 ± 2 mm año 1 a partir de los resultados de GPS publicados y 7,6 mm año 1 como una tasa de deslizamiento geológico media estimada para la parte final del Pleistoceno, esas estimaciones podrían alcanzar un máximo de 11,9 ± 0,7 mm año 1 en el segmento más septentrional, también a partir de indicadores geológicos. La fuente Chingual NAB-1 tiene una orientación NNE y, por lo tanto, se considera que es principalmente de naturaleza de deslizamiento.
Las estructuras tectónicas muestran un comportamiento principalmente transpresivo. Su porción norte ha experimentado dos terremotos de Mw ~ 7 durante los últimos 60 años (1955 y 1987). El grupo sísmico de Pisayambo no está incluido en NAB-2. La fuente Pallatanga NAB-3 contiene tanto la falla Pallatanga como el clúster de Pisayambo. El cúmulo sísmico de Pisayambo es una zona de ~ 30 × 30 km donde casi el 35% de la actividad sísmica instrumental del país es registrada por la Red Nacional de Sismografos. Pallatanga es una estructura de rumbo prominente que cruza diagonalmente la Cordillera Occidental de Ecuador, corta la Depresión interandina y luego continúa hacia el NE a través de la Cordillera Oriental llegando al área de Pisayambo.
La prolongación hacia las trincheras de los sistemas transcurrentes, como el límite sur NAB-Sudamérica, es muy sensible a la estructura del margen local y las variaciones regionales de acoplamiento de placas, y estas variaciones son factores clave para controlar el hundimiento sostenido producido a lo largo de desprendimientos como en el Golfo de Guayaquil. Estas estructuras gravitacionales no son capaces de acumular grandes cantidades de energía sísmica como lo hacen los segmentos de interfase de megathrust.