Earthquake ground deformation using DInSAR analysis and instrumental seismicity: The 2019 M 6.0 Mesetas Earthquake, Meta, Colombian Andes

Deformación del terreno usando análisis DInSAR y sismicidad instrumental: El sismo M 6.0 de Mesetas en 2019, Meta, Andes Colombianos

Santiago Noriega-Londoño^1,*, Mauricio A. Bermúdez², Sergio Andrés Restrepo-Moreno^3,4,

María Isabel Marín-Cerón¹, Helbert García-Delgado⁵

¹ Universidad EAFIT, Departamento de Ciencias de la Tierra, Carrera 49 N° 7 Sur-50, 050021, Medellín, Colombia.

² Universidad Pedagógica y Tecnológica de Colombia, Escuela de Ingeniería Geológica, Avenida Central del Norte 39-115, 150003, Tunja, Colombia.

³ Universidad Nacional de Colombia, Departamento de Geociencias y Medio Ambiente, Carrera 80 No 65-223, 050034, Medellín, Colombia.

⁴ University of Florida, Department of Geological Sciences, Gainesville-Florida, 32611,Florida, United States of America.

⁵ Servicio Geológico Colombiano, Diagonal 53 No. 34 – 53, Bogotá, Colombia.

* Corresponding author: (Noriega-Londoño) This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

How to cite this article:

Noriega-Londoño,S.,Bermúdez,M.A., Restrepo-Moreno,S.A.,Marín-Cerón,M. I., García-Delgado, H., 2021, Earthquake ground deformation using DInSAR analysis and instrumental seismicity: The 2019 M 6.0 Mesetas Earthquake, Meta, Colombian Andes: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 73 (2), A090221. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2021v73n2a090221

ABSTRACT

In this contribution, DInSAR analysis, seismic/brittle strain rates, and seismic uplift estimations were used to evaluate ground deformation patterns of the 24 December 2019 M_w 5.8 Mesetas Earthquake that occurred in the Mesetas municipality (Meta, Colombia), on the eastern foothills of Colombian’s Eastern Cordillera, near the Serranía de la Macarena. According to the focal mechanisms computed for this earthquake, the right-lateral Algeciras Fault System was responsible for the rupture event. Primary and secondary SAR images from December 18/2019 and 30/2019, respectively, were used to calculate coseismic ground deformation of the study area. Geocoded line-of-sight (LOS) displacement image suggests that major ground deformation was on the order of 0.2 m for the 24 December discrete seismic event, while the accumulated seismic contribution to surface uplift during 1993 to 2020 reached values of ca. 0.14 m/yr. In contrast, seismic/brittle strain rates and seismic uplift estimations show that this part of South America is currently experiencing deformation at a rate of 4.1×10^-16 ± 1.7×10^-17s^-1 and uplift at a rate of 81.5 ± 3.4 m/Ma during 2018-2020, whereas the deformation was 0.1×10^-16 ± 0.2 ×10^-17s^-1 at a rate of 2.2 ± 0.5 m/Ma between 1993-2018.

Keywords: Interferometry, LOS displacement, seismic strain rate, surface and seismic uplift, Eastern Cordillera, Colombian Andes.

RESUMEN

En este trabajo, utilizamos análisis DInSAR, tasas de deformación sísmica/frágil y estimaciones de levantamiento sísmico para evaluar los patrones de deformación del suelo asociados al terremoto M_w 5.8 Mesetas Earthquake del 24 de diciembre de 2019 que tuvo lugar en el municipio de Mesetas (Meta, Colombia), en las estribaciones orientales del Cordillera Oriental de Colombia, cerca de la Serranía de la Macarena. Según los mecanismos focales calculados para dicho terremoto, el Sistema de Falla de Algeciras, con cinemática lateral-derecha, fue el responsable de este evento de ruptura. Para calcular la deformación co-sísmica del suelo en el área de estudio se utilizaron imágenes SAR maestras y esclavas del 18 y 30 de diciembre de 2019, respectivamente. La imagen geocodificada del desplazamiento de la línea de visión (LOS, por sus siglas en inglés) sugiere que la mayor deformación del suelo fue del orden de 0.2 m para el evento sísmico discreto del 24 de diciembre, mientras que la contribución de la sismicidad acumulada entre 1993 y 2020 alcanzo valores de ca. 0.14 m/año. Por el contrario, las tasas de deformación sísmica/frágil y las estimaciones de elevación sísmica muestran que esta porción del continente Suramericano está experimentando actualmente una deformación a tasas de 4.1×10^-16 ± 1.7×10^-17 s^-1, y levantándose a una tasa de 81.5 ± 3.4 m/Ma durante 2018-2020, mientras que para el período 1993-2018, la deformación fue de 0.1×10^-16 ± 0.2 ×10^-17 s^-1 a una tasa de 2.2 ± 0.5 m/Ma.

Palabras clave: Interferometría, desplazamiento de la LOS, deformación sísmica, levantamiento sísmico superficial, Piedemonte Colombiano, Piedemonte Cordillera Oriental, Andes colombianos.

1. Introduction

Over the past thirty years, there has been a significant improvement in the ability to measure ground deformation around fault zones (Tronin, 2010; Elliott et al., 2016). Two technologies are particularly dominant in this field: (1) global navigation satellite systems (GNSS) such as the Global Positioning System (GPS), and (2) Satellite technology, interferometric synthetic aperture radar (InSAR) (Larson, 2009; Elliott et al., 2016). These technologies allow to infer surface motions with millimetric precision, a spatial resolution of a few tens of meters, and without instruments on the ground. Synthetic aperture radar (SAR) images represent the amplitude and phase of the Earth’s surface. While the amplitude is the strength of the radar response and depends on the topographic structure and atmospheric conditions, the phase is a function of the distance between satellites and Earth’s surface (Funning and Garcia, 2019). The differential interferometric synthetic aperture radar technique (DInSAR) consists of the analysis of at least two SAR images to identify phase signal variations and map ground deformation patterns through different acquisition times. Due to this, the DInSAR technique is a useful tool to identify variations on topography associated with seismic events, volcanic activity, and subsidence processes (Massonnet and Feigl, 1998; Crosetto and Crippa, 2005; Ferretti et al., 2007; Bru et al., 2017; Yastika et al., 2018; Merryman, 2019).

The Nor-Andean Block (NAB) is a major lithospheric block that is being ejected in a NE direction relative to the frame of reference of the South American Plate (Cediel et al., 2003; Egbue and Kellogg, 2010). It sits in the convergence milieu between three major tectonic plates (South America, Nazca and Caribbean) and two other lithospheric blocks, namely, the Panama-Chocó Block and the Maracaibo Block (Figure 1A). It is therefore a region of major crustal discontinuities and hence the source of seismic activity (Paris et al., 2000; Veloza et al., 2012). The M_w 5.8 Mesetas Earthquake (hereafter M_w5.8-ME), focus of the present contribution, took place in the eastern foothills of the Eastern Cordillera and is considered the largest seismic event of the last 20 years in the Colombian Andes (Aguilar and Stein, 2019), underscoring the relative high seismic risk of the region. This portion of the Colombian Andes is dominated by the Algeciras Fault System (AFS), which constitutes a deformation zone separating the NAB and the Amazonian Craton along a regional deformation front of ca. 150 km of length and widths between 25-40 km (Paris et al., 2000; Diederix et al., 2020).

Figure 1. Location and geology of the study site. A) Geotectonic map of Colombia, EC, CC and WC are, respectively the Eastern, Central and Western cordilleras. Arrows indicate the current motion of major tectonic plates (SAP = South America, NZP = Nazca, CP = Caribbean), and lithospheric blocks (PCB = Panama-Chocó Block, NAB = Nor Andean Block, demarcated by green lines). Red square corresponds to the area under study along the Eastern Foothills Deformation Zone (EFDZ). Geodynamic setting from (Taboada et al., 2000; Cediel et al., 2003; Veloza et al., 2012; Mora–Páez et al., 2020). B) Geological map of the study site. Lithology and structures were modified from Gómez-Tapias et al. (2007).

To characterize ground movements due to the M_w 5.8-ME, we used DInSAR analysis from two raw SAR images from the December 18 and 30 2019 (Table 1). We also include parameters derived from instrumental seismicity such as seismic strain rate and seismic energy to estimate the potential contribution of the earthquakes to seismic uplift between 1993 and 2020. Thus, the total uplift should include coseismic surface uplift caused by the vertical deformation of the first 15 kilometers of the crust.

Table 1. Summary of the SAR images metadata used for DInSAR interferometric analysis.

2. Study site

2.1. GEOLOGICAL SETTING

The Eastern Cordillera Basin (ECB) can be neatly described as a Mesozoic extensional basin inverted during the Cenozoic (Sarmiento-Rojas et al., 2006). Backstripping analysis and forward modeling of stratigraphic columns and wells (Eastern Cordillera, Llanos and, Magdalena Basins) carried out by Sarmiento et al., (2006), show that the Mesozoic Colombian Basin was extended by five lithosphere stretching pulses that generated rift basins during the Mesozoic. Plate-margin stresses acting on the proto-ECB help explain much of its Mesozoic tectonic history. During the Early Cretaceous, tensional/transtensional stresses, probably related to backarc extension, produced new episodes of lithosphere stretching and generated a wide system of asymmetric half-rift basins. In addition to their asymmetric character, Triassic rift basins were initially narrow but widened significantly during Jurassic times (Sarmiento, 2011 and reference there in). In contrast, Cretaceous rifts were wider, and less asymmetrical than Triassic counterparts. The western side probably developed by reactivation of an earlier normal fault system inherited from Jurassic rifting. Observable facies lateral change in Mesozoic sediment thickness suggest that the reverse faults that define the eastern and western structural borders of the ECB are largely controlled by former normal faults that were tectonically inverted during the Cenozoic Andean orogeny (Horton et al., 2020; Parra et al., 2009). Their predominately oblique orientation, relative to the Mesozoic magmatic arc of the Central Cordillera, may either be the result of oblique-slip extension during the Mesozoic, or may have been inherited from pre-Mesozoic structures (Sarmiento, 2011 and reference there in).

Surface structural trends tend to have a topographic expression, but their three-dimensional geometry and projection in depth are not fully understood. Reverse faults bound the ECB along its eastern and western borders. In the western margin, low angle, east-dipping thrust faults parallel to the mountain front, extend into the Middle Magdalena Basin (MMB) at a 20 ̊ angle. These thrust faults include splays that transfer their slip to north-plunging anticlines and are arranged into an en-echelon. The Llanos foothills structural domain (Velandia et al., 2005; Martinez, 2006; Sarmiento-Rojas, 2011) is an external zone of the ECB where both Cretaceous and Cenozoic (Palaeogene and Neogene) sedimentary rocks are cropping out along low-angle thrust and fold belt. Structural styles identifiable today in that domain are dominated by thin-skinned thrusts detaching from Late Cretaceous to Early Cenozoic sections, and developed during the Andean orogeny (e.g., Velandia et al., 2005; Martinez, 2006; Parra et al., 2009; Sarmiento-Rojas, 2011). In that area it is possible to recognize inverted normal faults that are now reverse or imbricate thrust faults in addition to local triangle zones with duplexes of the Algeciras Fault System (AFS).

The AFS constitutes the main part of the southern half of the transform belt system in Colombia and covers the length of the system between the village of La Uribe in the northeast, where the main branch of the system crosses the Eastern Cordillera, and the town of Sibundoy in the southwest not far from the town of Mocoa, on the way passing the towns of Garzón, Timaná, and Pitalito. South of the town of Sibundoy the fault continues as the Afiladores Fault into Ecuador (Diederix et al, 2020). This structure produces an outstanding morphological expression on the DEM and also on aerial photos that compare with the well–documented Boconó Fault in Venezuela. The width of the fault belt of the AFS varies in this sector between 25 and 40 km. The AFS obliquely traverses the entire width of the Eastern Cordillera to the point that it this merges with the Central Cordillera. In-between these two branches, the Paleozoic Quetame Massif has been wedged (Diederix et al., 2020).

The AFS stretch of the transform belt in Colombia covers a distance of 330 km and constitutes a series of interconnected and anastomosing faults, the central and most important branch of which is the Algeciras Fault proper. Particularly in the sector between the village of Algeciras in the north and Pitalito in the south, most of the movement of the fault system is concentrated along this main branch. The entire system between La Uribe, where the main branch of Algeciras Fault enters the Eastern Cordillera coming in from the Llanos Orientales, to Pitalito, the fault traverses obliquely the entire width of the Eastern Cordillera to the Central Cordillera. In this sector, the fault constitutes a large part of the western boundary of the Neoproterozoic Garzón Massif (Velandia et al., 2005; Mora et al., 2010; Veloza et al., 2012).

The AFS is assumed as the seismogenic source (along the active mountain belts of the Nor-Andean Block and the Amazon craton, e.g., Taboada et al., 2000; Velandia et al., 2005) (Figure 2). These eastern foothills mark the west to east-northeast migration of the entire frontal fault system. The deformation front of the AFS show a NE-SW strike and right-lateral displacement, represents a potential zone for high strain accumulation and release of energy in the form of seismic events, suggesting a critical regional seismogenic source (Paris et al., 2000; Veloza et al., 2012; Chicangana et al., 2013; Muñoz-Burbano et al., 2015). This relation underlines the significance of a fundamental role in the geodynamics of the northern Andes (Figure 1).

2.2. THE 2019 MESETAS EARTHQUAKE

The M_w5.8-ME occurred at 19:03:52 hours (UTC) in 2019 with M_L 6.0 in the Mesetas municipality, Meta Department in central Colombia (Figure 1B). This event was followed by an aftershock at 19:19:04 hours (UTC), with an M_w 5.7 (M_L 5.8) (Servicio Geológico Colombiano, SGC, 2020a). Depths for these seismic events were calculated at ~13 and ~12 km, respectively, indicating upper crustal energy liberation related to the Colombian foothills on the eastern flank of the Eastern Cordillera’s fault systems, and specifically to the Algeciras deformation zone (Servicio Geológico Colombiano SGC, 2019). Aftershocks followed during few days making the M_w5.8-ME one of the most significant earthquakes in the area for the last 20 years (Aguilar and Stein, 2019). The M_w5.8-ME was reported in the main urban settlements without important effects on infrastructure and/or on human lives (Servicio Geológico Colombiano SGC, 2019). However, environmental impacts, e.g., coseismic landsliding, were reported (Servicio Geológico Colombiano SGC, 2020). In Bogotá, ~150 km away from the epicenter, the main shock was reported as a IV-V seismic event in the Mercalli intensity scale, while in the Mesetas town plaster fracture occurred in several buildings (Aguilar and Stein, 2019).

Historically, the region possesses a record of seismic events in the years 1785, 1827, 1917- and 1967 affecting cities such as Bogotá (Ramírez, 1975; Muñoz-Burbano et al., 2015; Ramírez, 1975; Diederix et al., 2020). In the field, the morphotectonic expression of the primary traces are well defined with aligned fault valleys, scarp inversion, hanging valleys, linear ridges, sag ponds, including displacement and deformation of late Pleistocene deposits at a rate of 1-5 mm/yr (Paris et al., 2000).

3. Methodology

In this study, we deployed a combination of techniques to address seismicity (e.g. focal mechanisms, seismic energy, seismic strain rates, etc.) and surface deformation (e.g., DInSAR interferometry) that will be discussed in this section.

3.1. SEISMICITY DATABASE

3.1.1. SEISMICITY DATABASE

To estimate the faulting mechanics and the geometry and kinematic of the displacements related to the M_w 5.8-ME events, we evaluate their focal mechanism and associated parameters such as nodal planes and principal axes. Basic instrumental seismicity information, including local magnitude and geographic coordinates of the two main earthquake events, was obtained from the Red Sísmica Nacional de Colombia Earthquake Catalog (RSNC, https://bdrsnc.sgc.gov.co/paginas1/catalogo/). We choose the RSNC data over other catalogs due to two reasons. First, a total of 23 seismological stations are located around the study area. Most of the stations were installed after 2010, and a few stations have data from 1992 to the present. These stations have sufficient sensitivity to detect earthquakes from 1.0 magnitude. Seismic deformation is significant including earthquakes of magnitudes 2 to 3 on the Richter scale. And second, there is no good coverage of United States Geological Survey (USGS) stations throughout the study area. Unfortunately, the network in the vicinity of the study area is very new, and we were only able to work with a record spanning 17 years (1993-2020).

The focal mechanism and the moment tensor of the M_w 5.8-ME was obtained from the RSNC application (https://bdrsnc.sgc.gov.co/sismologia1/sismologia/focal_seiscomp_3/index.html) using the SWIFT and SCMTV methodologies (Minson and Dreger, 2008; Nakano et al., 2008).

In order to determine the seismic strain rate, we need to know the magnitude of each event. Although a variety of magnitude scales have been used by different agencies across the world, our preferred magnitude M is the local magnitude since this is the way the Colombian Geological Survey national network catalog reports the events. The criterion used for the selection of the spatial extent of seismic events was to consider a radius of 300 km around the study area. The catalog was not resampled, but we divided the study area in powers of 4n provided that for each quadrant there were more than 20 earthquakes, a way to analyze the behavior of parameters a and b. We tested the effects for different values of a, b, M_max (between 4.6 and 6.0). However, no significant disparities were found for the different partitions nor the diverse values used. Finally, an M_max of 6.0 Magnitude was used in agreement with the event of 12/24/2019; at 3.46 km of depth. Although, the depth of the earthquakes ranges from 0 to ~90 km, we only considered a maximum depth of 15 km, for reasons that will be discussed in the following sections. According to the USGS seismic catalog in the vicinity of the studied window, there are different events of magnitude greater than 4 (at least 40 earthquakes from 1974 to the present), among these events the following are noteworthy: 2016/16/12 Magnitude 4.5, depth 61.75 km located at 25 km of Mesetas, Colombia, 2017/02/07, magnitude 5.1, depth 27.64 km, and the deepest (86 km) in 1974/08/12 with a magnitude of 4.6.

3.1.2. SEISMIC ENERGY

Using the seismicity database, we calculated the Seismic Energy (Se) from the local magnitudes using the classical expression (Gutenberg and Richter, 1954):

(1)

This power-law model involves two parameters: the a-value, which measures the seismic activity or earthquake productivity, and the b-value, describing the relation between frequencies of small and large earthquakes (Schorlemmer et al., 2005; Cheng and Sun, 2018).

The parameters a and b were estimated by a least-squares fit of cumulative magnitude-frequency relationship and are equivalent to the intercept and slope, respectively, of the Gutenberg-Richter relationship (Gutenberg and Richter, 1954). We subsampled the seismic database across each district in 0.05º×0.05º cells to calculate the seismic energy.

3.1.3. SEISMIC STRAIN RATE

Seismicity records brittle deformation for the upper crust and is related to the distribution and frequency of earthquakes (Holt et al., 2000). We used the compiled seismic database to estimate the present-day distribution of brittle strain rate and extrapolate the total amount of seismic strain over timescales longer than the observation interval, using the observed earthquake magnitude-frequency (Gutenberg-Richter) relationship. To achieve this, we used the method described by Braun et al. (2009) and calculated seismic/brittle strain rate as:

(2)

in which the parameters a and b are derived from the Guttenberg-Richter relationship; Mmax is the maximum observed magnitude; μ is elastic shear modulus; ΔV is the volume of the crust (that is, the moving 0.05º×0.05º cell area multiplied by the depth of the maximum magnitude earthquake) in which the earthquakes were observed over a period Δt (in this case, Δt = 27 years). The depth of the maximum magnitude earthquakes (30-100 km) generally exceeds the depth of brittle-ductile transition (~15-20 km), therefore we restricted our calculation of seismic strain rates to earthquakes with hypocentral depths of less than 15 km.

3.1.4. SEISMIC UPLIFT

We define the seismic uplift u, as the amount of vertical thickening of the chain that generates a positive topography (that includes rock or surface uplift, see England and Molnar, 1990) predicted from the seismic energy release measured over the interval between 1993 and 2020 and extrapolated over the past 1 Ma; assuming that the current state of compression is accommodated by the study area during this time.

The computed vertical strain can then be used to compute the local lithospheric thickening, and, by assuming local isostatic equilibrium, the amount of seismic uplift, u, experienced by each cell-size over the last 1 Ma is:

(3)

In this last expression, h_c is crustal thickness given by the CRUST1.0 model (Bassin et al., 2000; Laske et al., 2013), ρc (2700 kg m^-3) and ρm (3200 kg m^-3) are average continental crustal and mantle rock densities, respectively. We use these cortical densities by choosing the average for the study area from the CRUST 1.0 model (Bassin et al., 2000; Laske et al., 2013). For mantle density in the study area, different authors use this same average values for sectors of the Eastern Cordillera of Colombia and the Venezuelan Andes (Gómez et al., 2005; Bermudez et al., 2011; 2021).

Obtained data were then processed by ArcGIS v.10.5 platform to provide final maps of the analyzed parameters. All values were summed within circles with a radius of 2.5 km around the epicenter of each earthquake smoothing the final results. We tested different radii to present the maps, small radii tend to give a zone of anomaly that is distinguishable as pixels, while large radii (i.e., > 5 km) tend to yield a single surface of high seismic uplift. For this reason and seeking a balance to show the uplift of the zone our preferred radius was 2.5 km.

3.2. DINSAR INTERFEROMETRY

Our approach to quantify surface deformation associated with to the M_w 5.8-ME events, implies the use of DInSAR analysis from two raw satellite images that bracket the event: one from December 18 and another from December 30, 2019. SAR images from the Sentinel-1 satellite were download from the Copernicus Open Access Hub (https://scihub.copernicus.eu/dhus/#/home). We selected two SAR-C images corresponding to the available dataset in the SAR images catalog, traying to capture conditions before and after the primary seismic wave. Details on the selected images are shown in Table 1. A reference interferogram image or topographic interferogram (i.e., phase parameter) was obtained from the co-registration process of the two raw images using the SNAP toolbox version 7.0.0 (http://step.esa.int/main/download/snap-download/). We used an ALOS PALSAR digital elevation model (DEM) with a 12.5 m spatial resolution to process the interferogram image and to build a wrapped phase image and apply terrain correction. This DEM was acquired from the Alaska Satellite Facility (https://search.asf.alaska.edu/#/). Coherence values after unwrapping the interference image were used to verify the quality of the derived phase image. Before getting a geocoded LOS displacement image of the M_w5.8-ME, we unwrapped the phase image using SNAPHU software version v1.4.2 (Chen and Zebker, 2002). More details in the employed methodology could be found on Ferretti et al. (2007).

4. Results

4.1. FOCAL MECHANISMS AND EARTHQUAKE PARAMETERS

Earthquake parameters for the M_w5.8-ME derived from the focal mechanisms are shown in Table 2. Focal mechanisms obtained exhibit a strong strike-slip fault displacement component and are shown in Figure 2. For each seismic event, we generated nodal planes and principal axes by utilizing two methods: the SWIFT and SCMTV. These results are shown in Tables 3 and 4. The M_w5.8-ME showed two nodal planes with strike 211° and 307°, dips of 78° and 63°, and rake values of 152° and 14°. Also, the M_w 5.8 event showed nodal planes with strikes of 198° and 290°, dips of 85° and 70° and rake values of 160° and 05°. Estimations for the principal axes on the first seismic event (M_w 5.8-ME) suggest tension axis (T) orientation ranging from 307°/152° to 290°/160°, while the pressure axis (P) trends vary between 28°/-194° and 17°/-207°. For the second event (M_w 5.8-ME) T and P axis show values ranging from 170°/15° to 154°/13°, and 262°/07° to 246°/09°, respectively. These results indicate that both earthquakes were related to strain fields where the compressional vectors show NNE and ENE azimuth and associated nodal planes of N18°-35°E strike, sub-vertical dips and high rake values which are all consequent with a right-lateral strike-slip fault displacement.

Figure 2. Instrumental seismicity of the Mesetas-Meta region. A) Location of the December 24, 2019, Mesetas earthquake. Main range oriented in a NE direction corresponds to the eastern flank of the Eastern Cordillera. Range oriented NS corresponds to the Serranía de la Macarena. Seismic stations are shown as white triangles. Focal mechanisms and seismic parameters are also indicated for both events. B) Details of the focal mechanisms founded in the surroundings of the Mesetas earthquake during 1993-2020. Faults and focal mechanisms were obtained from the Colombian Geological Survey.

Table 2. Results from the focal mechanism, depth and moment tensor analysis from the SWIFT and SCMTV method.

Rapid inspection of focal mechanisms available from other authors (e.g., Suarez et al., 1983; Salcedo-Hurtado et al., 2001; RSNC, USGS Earthquake Hazard Program, and the Catalog of Focal Mechanisms and Moment Tensor from the SGC (http://bdrsnc.sgc.gov.co/sismologia1/sismologia/focal_seiscomp_3/index.html) support our interpretations of the M_w 5.8-ME event (Figure 2). In the faulted block between the reverse Altamira Fault System and the Algeciras Fault, most mechanisms vary from strike-slip ruptures (green-colored beach balls) and compressive ruptures (blue-colored beachballs). For six out of 17 focal mechanisms, that corresponds to seismic events before the December 2019 earthquake, an average P axis of 255.13° with a dip of 11.25° was computed. These results match the expected NNE horizontal compressive axis for the region. Of the remaining 11 focal mechanisms, 9 are aftershocks from the December 2019 event. The P axis for these aftershocks varies from 84° to 153°, with an average of 99.7°. The T axis trend for these aftershocks is dominant to the SSW or NNW.

Table 3. Results from the nodal planes using the SWIFT and SCMTV methods.

Table 4. Results from the principal axes using the SWIFT and SCMTV methods.

4.2. SEISMIC DEFORMATION RATES

Results for seismic deformation rates, seismic energy distribution and earthquake´s contribution to vertical displacement for a time-lapse between 1993 and 2018, and 2018-2020, respectively, are shown in Figures 3 and 4. Seismic/brittle strain rates on the Mesetas area show values 1.10 x10^-17 ± 2.40 x10^-18, and 4.13 x10^-16 ± 1.75 x10^-17 s^-1 for the 1993-2018, and 2018-2020 intervals, respectively. Seismic energy results range from 11058.58 ± 18705.52 J in 1993-2018 to 10220.62 ± 110821.40 J between 2018 and 2020. Finally, seismic uplift estimations varied from 2.18 ± 0.47 m/Ma in 1993-2018 periods to 81.48 ± 3.44 m/Ma in 2018-2020.

Figure 3. Relationship magnitude-frequency for earthquakes presented in the study area between years intervals 1993-2018 (left column), and 2018-2020 (right column). Letter b corresponds to the b-value, and N indicates the number of earthquakes for each period. Labeled frames correspond to the quadrant segmentation shown down left. Subscript numbers next to the b-values refer to the specific quadrant, e.g., b11 = b-value for quadrant 11.

Figure 4. Comparisons between seismic/brittle strain rates and seismic uplift across the study area for the periods A) 1993-2018 and B) 2018-2020, with 106 and 2583 events respectively. The white circle corresponds to the Mesetas area. Note how the both Strain and Vertical Deformation become significantly concentrated around the Mesetas Area for the 2018-2019 showing the expected coherence between both parameters. If, for instance, vertical displacement where due to atmospheric and/or vegetation, then the distribution of data should follow no specific spatial or temporal trend.

4.3. DINSAR INTERFEROMETRY

Wrapped interferogram radar image appears as an ambiguous interferogram (Funning and Garcia, 2019) where the strength and direction of motion are not directly recognized. This is also shown in the coherence values, which range from 0.0 to 0.9, and could be associated with the dense vegetation cover of the study site or atmospheric influence. Obtained range of LOS displacement values vary between -0.16 and 0.20 m (Figure 5).

The geocoded LOS displacement values close to zero concentrate in the mountainous region, while values from 0.02 to 0.5 meters are distributed across lowland areas indicating a response of the surface according to the local geological environment and the structural network. Also, the higher LOS displacement values concentrate in the deformation zone along the foothills, highlighting the deformation through the active fault traces that separate the two main geomorphologic and tectonic domains, i.e., mountain ranges to the west and lowlands to the east. In contrast, the south portion of the study area shows a segmented differential surface uplift along the Serranía de la Macarena (Figure 5).

Figure 5. Line-of-sight (LOS) displacement interferometric image and associated histogram. Note that vertical displacement concentrates areas of positive uplift along the Algeciras Fault trace.

5. Discussion and conclusions

Integrated instrumental seismicity and DInSAR analysis provided a complete assessment of recent deformation on the Colombian Eastern Foothills and the seismic behavior of the Algeciras Fault System for specific locales around the Mesetas municipality. Calculated focal mechanisms by SWIFT and SCMTV methodologies, and for the two selected seismic events that occurred during the M_w 5.8-ME (M_w 5.8 and M_w 5.7), indicate a nodal plane with strikes varying between 198° and 211°, dips more than 60° and rake values ranging between 05° and 14°. Also, the spatial distribution of the tension (T) and pressure (P) axis is coherent with the regional trend of the Algeciras Fault System, which exhibits a right-lateral kinematic along its principal deformation zone (Velandia et al., 2005) with N18°-35°E, subvertical dipping and shallow seismogenic faults. Both the focal mechanism computed in this work and the catalog from other sources are indicative of the transpressive nature of the stress regime that characterizes the study area. Based on the seismotectonic map (Figure 2), we interpret a positive, asymmetric flower structure with the Algeciras Fault System as the main structure which is consistent with seismic lines on the area (Sarmiento-Rojas, 2011). Also, other authors showed similar behavior along some parts of the Eastern Foothills (Velandia et al., 2005; Acosta et al., 2007; Diederix et al., 2020). On the upthrown faulted block, the Altamira Fault and other subsidiary structures accommodate strain partitioning through reverse faulting, whereas the Algeciras Fault is mainly right-lateral in kinematics, as the M_w5.8-ME events suggest.

Before the M_w 5.8-ME we observe low b-values ranging from ca. 0.4572 to 0.67.50 with the largest values occurring in the NAB, i.e., quadrants 21 (SW) and 12 (NE), which follow the trace of the Algeciras Fault System (Figure 3). After the earthquakes, b-values increase significantly from ca 0.8744 (quadrant 12) to 0.7912 (quadrant 21), possibly as a result of aseismic slip (Senatorski, 2020). It is interesting to note that the Mesetas area, where the highest values for Seismic Strain Rate and Vertical Deformation during the period 2018-2020 are found, lies right at the intersection between the Eastern Cordillera foothills and the older topographic feature of the Serranía de la Macarena. It remains to be documented if the apparent indentation of the latter on the main structures and topographic structures of the Eastern Cordillera increases friction at this particular segment, a condition that may, in turn, induce fault locks that are then released in the form of earthquakes.

Along the major crustal structures in the area, the decadal seismic deformation rates indicate interseismic creep behavior of the shear zone with a differential response of the lithology on both sites of the foothills. While the northwestern Garzón Massif (crystalline rocks) in the mountainous region show relatively low values of released seismic energy, the southeastern lowlands, where Late Cenozoic sedimentary sequences and unconsolidated deposits dominate, exhibit higher values.

Ground deformation related to the M_w 5.8 and M_w 5.7 seismic events of the M_w 5.8-ME derived from DInSAR analysis show LOS displacement ranging between -0.16 and 0.20 m. Such values are consistent with the decadal seismic energy released and the spatial distribution of the seismic contribution to surface uplift, which exhibits values on the range of 3.6 to 140.6 mm/yr. DInSAR analyses may also indicate the local effect of vegetation cover derived from coherence values and the ambiguous interferographic phase (Funning and Garcia, 2019), but, our seismic analysis results highlight fault displacement at seismic rates of the order of 10^-16 s¹, which are consistent with intraplate strike-slip faults (Kreemer et al., 2014; Fagereng and Biggs, 2019).

These data provide a preliminary perspective on the seismic behavior of the Mesetas region indicating progressive surface uplift concentrated along this segment of the Algeciras Fault System and demonstrating the potential ground response of the lowland vs. the crystalline massifs due to local geological effects and high relative relief, which control aftershock mass movements (García-Delgado et al., 2021). Local geodetic measurements and paleo-seismological analysis are needed to constraint recent and past deformation history of this segment of the Eastern Foothills Deformation Zone in order to improve neotectonics knowledge and seismic risk assessment.

In conclusion, focal mechanisms form the M_w5.8-ME relate to the geometry and kinematic of minor structures associated with the AFS, where the decadal ground deformation ranges between 3.6 to 140.6 mm/yr. Finally, we emphasize the use of DInSAR techniques as a tool for assessing mapping of surface rupture and active structures.

Acknowledgements

This project was supported with a grant by the Administrative Department of Science, Technology and Innovation (COLCIENCIAS) and the Foundation for the Future of Colombia Colfuturo (COLFUTURO), project number 201820001205 (S. Noriega). M. Bermúdez thanks the financial support provided under the project DIN-SGI-3104 of the Universidad Pedagógica and Tecnológica de Colombia (UPTC).

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Manuscript received: August 31, 2020
Corrected manuscript received: January 20, 2021
Manuscript accepted: February 9, 2021

Análisis 3D de la deformación y cinemática de la Fosa Mesoamericana en la confluencia entre las placas de Rivera y Cocos con las placas Caribe y Norteamericana

Strain 3D analysis and kinematics of the Middle American Trench in the junction of the Rivera and Cocos plates with the North-American and Caribbean plates

Jorge Luis Giner-Robles^1*, Raúl Pérez-López², Javier Elez³, Pablo Silva³, Elvira Roquero⁴,

Adrià Ramos², Carolina Canora¹, Emilio Rodríguez-Escudero¹, Miguel Ángel Rodríguez-Pascua²

¹ Departamento de Geología y Geoquímica, Facultad de Ciencias, Universidad Autónoma de Madrid, Ciudad Universitaria de Cantoblanco s/n, 28049 Madrid, España.

² Instituto Geológico y Minero de España, Ríos Rosas, 23, 28003 Madrid, España.

³ Departamento de Geología, Universidad de Salamanca, Escuela Politécnica Superior de Ávila, Facultad de Ciencias, Hornos Caleros, 50, 05003 Ávila, España.

⁴ Departamento de Edafología. Escuela Técnica Superior de Ingenieros Agrónomos, Universidad Politécnica de Madrid, Ciudad Universitaria s/n, 28040 Madrid, España.

* Autor para correspondencia: (J. L. Giner-Robles) This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Cómo citar este artículo:

Giner-Robles, J.L., Pérez-López, R., Elez, J., Silva, P., Roquero, E., Ramos, A., Canora, C., Rodríguez-Escudero, E., Rodríguez-Pascua, M.A., 2021, Análisis 3D de la deformación y cinemática de la Fosa Mesoamericana en la confluencia entre las placas de Rivera y Cocos con las placas Caribe y Norteamericana: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 73 (2), A150121. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2021v73n2a150121

RESUMEN

Este trabajo propone un modelo cinemático 3D de la confluencia de las placas tectónicas Norteamericana y Pacífica con las placas de Rivera y Cocos, centrado en la zona de convergencia de la Fosa Mesoamericana en el área de México. A partir del análisis de más de 1300 mecanismos focales de terremotos (M ≥ 5.5) obtenidos de la base de datos en abierto del programa Global Centroid-Moment-Tensor (CMT), se han aplicado diversas técnicas de geología estructural para obtener la distribución espacial de los tensores de deformación (e_y, e_x, e_z) y del factor de forma (k’) de dichos tensores. Estas técnicas consisten en el estudio de los Diedros Rectos de los mecanismos focales y de la aplicación del Modelo de Deslizamiento, basados en la cinemática del deslizamiento sobre el plano de falla teórico asociado a cada sismo. Este análisis permite realizar un estudio tridimensional de la deformación mediante el agrupamiento espacial 3D de los diferentes tensores (análisis cluster), agrupando zonas homogéneas en estilos de deformación, junto con los diagramas triangulares de clasificación de mecanismos focales (Kaverina) en relación con la geometría de la subducción y de la presencia de flujos mantélicos. También se han calculado perfiles profundos de la deformación y del factor de forma (k’) en relación a la geometría de la subducción y las principales estructuras tectónicas. Los resultados muestran una zonación 3D influenciada por el ángulo de subducción y el aumento de la velocidad de convergencia hacia el SE, en relación al acoplamiento mecánico de la subducción, apareciendo menos terremotos inversos en la convergencia de la Placa de Rivera con la Placa Norteamericana, frente a la Placa de Cocos con la Placa Norteamericana. La geometría 3D propuesta es congruente con la distribución espacial de grandes terremotos, el ángulo de subducción, la presencia de corrientes mantélicas a 100 km de profundidad y la presencia de terremotos en fallamiento normal. Este modelo también podría explicar la presencia de terremotos anómalos como terremotos lentos y silenciosos en el Gap de Guerrero.

Palabras clave: mecanismo focal, Inversión, tensor deformación, k’, México.

ABSTRACT

In this work, we propose a kinematic model based on the strain 3D spatial distribution from focal mechanism solutions of instrumental earthquakes located along the Middle American Trench, in the convergence zone of Rivera and Cocos plates with North-American and Caribbean tectonic plates. We have used more than 1300 focal mechanisms of earthquakes (M ≥ 5.5), from the Global Centroid-Moment-Tensor (CMT) online global program to perform a cluster analysis of the spatial distribution of the tectonic strain tensor (e_y, e_x, e_z) and its shape (k’). Accordingly, we have applied the Right Dihedral Method to a population of geographically clustered focal mechanisms, as well as the Slip Method, based on the slip data on the theoretical fault plane, for determining the extensional, compressive, and strike-slip zones, in correspondence with the principal tectonic features. Furthermore, we have realized 14 depth profiles across the Middle American Trench (MAT) of the shape of the strain tensor and ternary Kaverina diagrams for constraining the tectonic deformation and developing a 3D model of the kinematics in the region. This analysis depicts a zonation in relation with the changing subduction angle of the slab and an increase of the convergence rate towards the SE, resulting from the mechanical coupling of the subduction, and showing less thrust earthquakes at the Rivera-North American convergence zone than at the Cocos-North American one. The proposed 3D geometry is in good agreement with the spatial distribution of large earthquakes, the slab dip angle, the presence of mantle currents at a 100 km depth and the occurrence of normal-type earthquakes. This model could also account for the presence of anomalous earthquakes such as slow and silent earthquakes in the Guerrero Gap.

Keywords: focal mechanism, Inversion, strain tensor, k’, Mexico.

1. Introducción

El crecimiento continuo en el tiempo de las bases de datos de grandes terremotos (magnitud superior a M 6), aumenta el conocimiento sobre su ciclo sísmico y la ocurrencia de grandes terremotos con capacidad de liberar energía por encima de magnitud M 8.5, e incluso de mega-terremotos de magnitud superior a M 9 (i.e. Ekström et al., 2012). En aquellos límites de placa con elevado potencial sísmico destructivo, tanto en las zonas con elevada velocidad de convergencia (c.a. decenas de centímetros año), como en zonas intraplaca con grandes fallas superficiales con capacidad de disparar terremotos de magnitud M 7, el análisis mediante técnicas estadísticas de campos de esfuerzo/deformación (Marret y Peacock, 1999) permite mejorar los estudios de peligrosidad sísmica al disminuir la incertidumbre sobre las fuentes sismogéneticas y sus terremotos máximos. El estudio de la deformación tectónica a lo largo de las grandes estructuras como límites de placas de subducción, grandes zonas en extensión y límites en desgarre, permite llevar a cabo el estudio de la cinemática de dicha deformación, lo que a su vez nos lleva al estudio de la geometría de dichas estructuras (Marret y Peacock, 1999). Además, dicho estudio parte de los datos observados, lo que confiere bastante realismo a los datos obtenidos, describiendo una geometría de la deformación más exacta y que por lo tanto, disminuye la incertidumbre a la hora de hacer modelos que expliquen la presencia de flujos mantélicos o cambios en la geometría de subducción (Giner-Robles et al., 2008, 2009), así como el estudio de propiedades complejas y geometrías fractales que puedan entrar en relación con el vulcanismo reciente de islas oceánicas en zonas tectónicamente activas (Pérez-López et al., 2007).

Dentro de los análisis estadísticos del campo de esfuerzo/deformación a partir del estudio del vector deslizamiento sobre el plano de falla (e.g. Xu, 2004), en este trabajo se ha llevado a cabo el estudio de la distribución 3D de la deformación a partir de la distribución espacial del factor de forma del tensor de deformación (k’= e_y/e_z, donde e_y es la dirección de máximo acortamiento horizontal y e_z es el acortamiento vertical), obtenido a partir de los mecanismos focales de terremotos (e.g. De Vicente, 1987; Herraiz et al., 2000; Giner Robles et al., 2003a, 2003b, 2008; De Vicente et al., 2008; Olaiz et al., 2009), junto con la definición de la tipología del terremoto y la geometría del movimiento de la falla asociada, obtenida a partir del diagrama ternario de Kaverina (e.g. Álvarez-Gómez et al., 2019). El diagrama ternario de Kaverina es una proyección equiareal de los ejes P, T y N de los mecanismos focales de los terremotos (Kaverina et al., 1996; Álvarez-Gómez 2014, 2019; Pérez-López et al., 2020), que permite agruparlos en función de la tipología de falla/mecanismo focal: desgarre, inverso, normal o combinado. Sobre una distribución bidimensional del k’, hemos realizado una serie de perfiles en profundidad transversales a la Fosa Mesoamericana en relación a la geometría de la subducción, interpolando también los valores de k’ en profundidad, lo que permite reconstruir el estado de deformación 3D.

El análisis 3D de la deformación muestra la distribución espacial homogénea de regímenes tectónicos extensionales, compresionales y en desgarre, obtenidos a partir de los diagramas de k’. La ventaja de este análisis frente al estudio de los campos de esfuerzos es que permite realizar un estudio cinemático de la deformación en relación con las principales estructuras tectónicas de la zona, por lo que permite correlacionar el comportamiento mecánico y la geometría de dichas estructuras, y además complementa otros análisis a partir del estudio de terremotos, como por ejemplo los estudios de campos de esfuerzos activos en la zona (e.g. Suter et al., 1991; Singh y Pardo, 1993), la tomografía sísmica (e.g. Husker y Davis, 2009), o los estudios de la partición de las ondas sísmicas transversales (shear wave splitting, e.g. Valenzuela y León-Soto, 2017).

El área de trabajo comprende la zona de convergencia de la Fosa Mesoamericana (FMA) en toda su zona de influencia mexicana y sus sectores próximos (Figura 1): la placa Pacífica (PA), la placa Rivera (RIV), la placa Norteamericana (NAM) y la placa de Cocos (CC), así como de sus principales límites de placa (e.g. Pardo y Suárez, 1993). Para llevar a cabo este trabajo, se han utilizado más de 1300 terremotos con solución del mecanismo focal obtenidos del catálogo Global Centroid-Moment-Tensor (CMT; https://www.globalcmt.org, último acceso julio 2020), y llevado a cabo el análisis por provincias: (a) en la zona de desgarre del Golfo de California, (b) la FMA, (c) la zona de convergencia de la placa RIV y la zona de la dorsal pacífica, (d) así como la terminación SE de la FMA (Figura 1). La ventaja de utilizar esta base de datos es que incorpora los parámetros de calidad de la base estadounidense del NEIC (National Earthquake Information Center, http://neic.usgs.gov/neis/epic/epic_global.html) del USGS, así como las mejoras en el cálculo de las magnitudes de momento para terremotos superiores a M 5 y de su mecanismo focal, reduciendo sus incertidumbres y asegurando una homogeneidad en su base de datos y completitud para M ≥ 5 desde su origen (Ekström et al., 2012). Además, la escala de trabajo del área de estudio, la cual presenta una extensión definida por una longitud superior a 4000 km y un área cercana a 7 x 10⁶ km², implica que los estudios de agrupamientos de terremotos, tanto a nivel epicentral como hipocentral diluyan el error de localización, máxime si se tiene en cuenta que en este trabajo se han utilizado más de 1300 mecanismo focales. Obviamente, la completitud y el error de los catálogos sísmicos varía en el tiempo, en función de la cobertura de redes sísmicas, así como de los algoritmos y software de obtención del momento sísmico y de interpretación de los sismogramas (Kagan, 2003; Ekström et al., 2012). En cualquier caso, Kagan (2003) señala que los errores en orientación de los planos nodales de las soluciones del CMT entre el periodo 1977-2002 son entre 5º y 7º para una magnitud de completitud de M 5.5, valor que ha sido disminuido para M 5 e incluso menor (M 4.8), según señala Ekström et al., (2012) hasta esa fecha.

Figura 1. a) Situación de la zona de análisis. b) Esquema tectónico y localización de los epicentros de terremotos localizados en el área considerada (Iris Earthquake browser: http://ds.iris.edu/ieb/, último acceso agosto 2020). CVTM Cinturón Volcánico Transmexicano, ZFR Zona de falla de Rivera. ZFO Zona de Falla de Orozco, ZFOG Zona de Falla de O´Gorman, DPR Dorsal Pacífico Rivera, DPE Dorsal Pacífico Este, FMA Fosa Mesoamericana, FMP Zona de Falla de Motagua Polochic, EGG El Gordo Graben, ETM Escarpe Tres Marías. Zonas: Jal: Jalisco; Mich: Michoacán, GOX: Guerrero – Oaxaca, OxChi: Oaxaca Chiapas.

Los resultados obtenidos en este trabajo presentan un modelo cinemático de la FMA donde se determinan tanto aquellas zonas donde aparecen permutaciones en el eje de máximo acortamiento horizontal (e_y), generalmente en zonas cercanas a la zona de la FMA y paralelo a la misma (NNO-SSE), como los cambios en el tensor de deformación que pueden zonificar la subducción CC-NAM.

2. Marco tectónico de la FMA

Las placas oceánicas de Cocos (CC) y Rivera (RIV) subducen hacia el ENE bajo la placa norteamericana (NAM), y más al sureste a la Caribe (CA), a lo largo de la Fosa Mesoamericana (FMA, Figura 1). Esta fosa presenta una geometría tridimensional compleja con grandes variaciones del ángulo de subducción, así como un acoplamiento mecánico variable en función de la profundidad y del ángulo de la subducción (Suter, 1991; Singh and Pardo, 1993; Pardo y Suárez, 1993; 1995; Gardi et al., 2000; Guzmán-Speziale y Gómez-González, 2006; Yang et al., 2009; Manea y Manea, 2011; Kim et al., 2012; Corbo-Camargo et al., 2013; Álvarez y Yutsis, 2015; Fasola et al., 2016; Guzmán-Speziale y Zúñiga, 2016; Manea et al., 2017; Letort et al., 2018; Rodríguez-Pérez et al., 2020). Toda esta complejidad geométrica es la responsable de una distribución espacial y temporal de grandes terremotos inversos en la FMA, con la existencia de la laguna sísmica (gap) de Guerrero (Suárez et al., 1990; Kostoglodov et al., 1996, 2003), así como de terremotos de magnitud superior a M 5 y M 6 en falla normal (Gardi et al., 2000), y de terremotos destructivos de intraplaca en la zona central de magnitud M 7 (Langridge et al., 2000; Rodríguez-Pascua et al., 2017).

Además, el comportamiento del flujo mantélico en relación a su posición con respecto a la subducción (parte superior o inferior), complica un poco más el esquema, siendo el responsable último de la distribución espacial del vulcanismo tras-arco que aparece desde el Cenozoico en el centro de México (Yang et al., 2009; León-Soto et al., 2009).

2.1. GEOMETRÍA Y ZONACIÓN DE LA FMA

La Fosa Mesoamericana (FMA) presenta una geometría variable de NO a SE en función de la interacción entre las diferentes placas tectónicas que configuran este límite de placa (Pardo y Suárez, 1995). El ángulo de subducción en la zona central de la FMA es sub-horizontal, aumentando el buzamiento en el límite CC-CA hacia el SE y en el límite RIV-NAM hacia el NO. Este cambio de buzamiento se explica por el desacoplamiento entre la placa subducida y subducente en cada zona. Pardo y Suárez (1995) definen a partir del estudio de la sismicidad instrumental y de los mecanismos focales, cuatro regiones principales (Figura 1): (1) Región de Jalisco (Jal) definida por los límites RIV-NAM; (2) Región de Michoacán (Mich), donde decrece el ángulo de subducción según avanza hacia el sureste; (3) Región de Guerrero-Oaxaca (GOx), limitada por la zona de Falla de Orozco y la de O’Gorman donde la subducción presenta un ángulo sub-horizontal y, finalmente, (4) la Región de Oaxaca-Chiapas (OxChi), donde aumenta progresivamente el ángulo de subducción según avanzamos hacia la parte centroamericana. Esta geometría compleja con cambios laterales del ángulo de subducción en forma de rampas y rellanos, sería la responsable de que el Cinturón Volcánico Transmexicano (CVTM) no sea paralelo a la orientación de la FMA (Pardo y Suárez, 1995), mostrando una distribución lateral de diferentes estilos de volcanismo (Ferrari, 2004; Gómez-Tuena et al., 2007; Ferrari et al., 2012; Gómez-Tuena et al., 2018), así como la existencia del mayor campo de vulcanismo monogenético asociado a una cuenca tras-arco (Hasenaka, 1994).

La subducción de las placas RIV y CC, es una subducción con cambio de buzamiento a 40 km de profundidad, presentando un cinturón volcánico paralelo a la fosa, siendo el volcán Colima el más emblemático y con un volcanismo asociado de tipo calcoalcalino (Pardo y Suárez, 1993). El límite oeste de la placa RIV con la PA aparece segmentado en echelón, a partir de una rotación de 15º durante el Pleistoceno con la génesis de terremotos principalmente en desgarre (Lonsdale, 1995).

Álvarez y Yutsis (2015) proponen un modelo tectónico con un límite neto entre las placas de RIV y CC en el Complejo Volcánico de Colima, con una orientación aproximada según NNE-SSO perpendicular a la FMA. Para ello, realizan varios perfiles gravimétricos sobre la cartografía de la anomalía de Bouger, tanto en la zona marina, como en la zona continental mexicana. Estos autores proponen un modelo de transpresión en la zona de subducción RIV-NAM, y de transtensión en la zona de subducción CC y CA, siendo el Complejo Volcánico de Colima la zona de unión entre ambas, con un movimiento relativo entre las placas de CC y RIV entre 2 y 3 cm/año (DeMets y Wilson, 1997). En su modelo, estos autores incluyen el modelo de flujo mantélico toroidal de Yang et al. (2009). En el modelo original de estos autores, se describe la geometría de la subducción de las placas RIV y CC a partir de los 150 km de profundidad, y proponen el Rift de Colima como nexo de unión entre ambas placas, con un aumento en los ángulos de subducción, disponiéndose sub-verticales a partir de los 100 km de profundidad. Además, estos autores sugieren que la relación actual entre la subducción de la placa RIV y el CVTM a 140 km de profundidad es geométricamente anómala, posiblemente debido a la presencia de un bloque remanente de subducción de la placa RIV bajo el CVTM, lo que genera una geometría en roll-over en la placa subducente (RIV) (Yang et al., 2009).

Gardi et al. (2000) proponen un modelo sobre la distribución y presencia de grandes terremotos con componente normal en la zona de subducción de la FMA, dentro de la región Mich (región 2), zona central de México (Figura 1). Su modelo se basa en que estos terremotos están localizados en la zona inferior de la subducción, en la zona de interfase que está fuertemente acoplada. Estos autores explican la ocurrencia de dichos terremotos a partir de la flexura de la lámina subducente asociada a su geometría, frente a un mecanismo de subducción de tipo pulling-slab (Gardi et al., 2000). Según su modelo, no es necesario un cambio de estado de esfuerzos que explique la aparición de grandes terremotos inversos con terremotos normales precedentes, dentro del ciclo sísmico del segmento de la FMA de la región de Michoacán (región 2, Figura 1). Los elevados valores de deformación de la convergencia entre las dos placas (decenas de cm/año), generan zonas extensionales persistentes por debajo de la lámina de subducción en la región sismogénica, mientras que las grandes caídas de esfuerzos en la zona tienden a invertir dicho comportamiento extensional, generando así los mega terremotos de subducción (Gardi et al., 2000).

En cuanto a la geometría de unión del punto triple de la placa de CC con CA y NAM, Álvarez-Gómez et al. (2019) establecen un modelo cinemático de pull and push donde el modelo de arrastre de la lámina de subducción se adapta mejor a las observaciones GPS y de los terremotos en la zona tras-arco.

2.2. ESTADO DE ESFUERZOS DE LA FMA

El primer trabajo que muestra de forma global la distribución de esfuerzos en la FMA y en México en su conjunto es el de Suter (1991), donde a partir de datos de mecanismos focales hasta esa fecha (1991), datos de estría de falla y análisis de breakout en sondeos, caracteriza diferentes “provincias de esfuerzos” (stress provinces), en función de si el tensor es de tipo desgarre, normal o inverso (Figura 2). Las provincias definidas son: (a) la zona NO de México (Golfo de California, Península de Baja California y la parte correspondiente central de México) caracterizada por fallas normales y de rumbo. En esta zona define S_Hmax (esfuerzo máximo en la horizontal) según NNO; (b) provincia NE de México definida como una zona de baja sismicidad intraplaca, y con una orientación de S_Hmax variable de E-O a NO-SE, con fallas activas N-S y NNE-SSO; (c) provincia central de México, caracterizada por el Cinturón Volcánico Transmexicano, con un campo de esfuerzos extensional (S_Hmax según ENE) con fallas normales orientadas E-O; (d) provincia sur de México y zona oeste de América Central con dos sub-provincias: (d.1) con un S_Hmax NNE paralelo al margen continental en Golfo de México, Veracruz y Tabasco, caracterizado por la presencia tanto de fallas normales como de fallas inversas. Ambos conjuntos de fallas se explican mediante un intercambio de ejes de esfuerzos en el dominio convergente y el dominio extensional de esta subprovincia; y finalmente (d.2) con un tensor de esfuerzos en desgarre con S_Hmax según NE-SO.

En cuanto al mapa de esfuerzos en la zona de estudio a partir de los datos del World Stress Map (WSM16, Heidbach et al., 2016a, 2016b, último acceso el 1 de septiembre, 2020), la figura 2 muestra los datos separados por regímenes tectónicos extensionales (200 datos; Figura 2A), compresivos (298 datos; Figura 2B) y en desgarre (598; Figura 2C). En total, 1096 datos con tensor asignado, que corresponden a mecanismos focales, sondeos, y otros datos geológicos (i.e. datos de estría sobre plano de falla activa).

Figura 2. Mapa de provincias de esfuerzos descritas por Suter (1991), en relación a las principales placas tectónicas de la Fosa Mesoamericana (FMA). PA: Placa Pacífica; NAM: Placa Norteamericana; CC: Placa de Cocos y RIV: Placa Rivera. Las flechas hacen referencia a la orientación de SHmax (máximo esfuerzo horizontal, flecha roja y gris) y Shmin (mínimo esfuerzo horizontal, flecha azul), Suter, (1991). Datos de esfuerzos (SHmax) de World Stress Map (Heidbach et al., 2016a, 2016b) separados por regímenes tectónicos: A. Régimen Tectónico Extensional; B. Régimen Tectónico Compresivo, la flechas rojas y grises hacen referencia a la dirección de SHmax compresivo y en desgarre, según los datos de Suter (1991); C. Régimen Tectónico en Desgarre.

En cuanto al régimen de esfuerzos de tipo extensional (Figura 2A) aparece principalmente localizado en el CVTM, en la provincia (c) de Suter (1991), así como en su provincia (a) a lo largo del límite de placa PA con NAM, en la zona NO de México. Se observa una amplia distribución de terremotos con mecanismo focal de tipo normal, que estarían relacionados con el acoplamiento de la lámina de subducción en la FMA (Gardi et al., 2000), y con un régimen transtensivo propio del límite de placa PA-NAM. El campo de esfuerzos compresivo (Figura 2B) se circunscribe principalmente a la FMA y a los primeros 50 km de profundidad de la litosfera (Petricca y Carminati, 2016). En la convergencia de RIV-NAM, la geometría variable de la lámina de subducción hace que sea una zona más compleja, con escasos datos de esfuerzos convergentes; mientras que el límite de placas RIV-PA es de tipo desgarre (dorsal PA – RIV y zona de Falla de Rivera, ZFR, Figuras 1, 2C), aunque la mayoría de la deformación de este tipo se concentra en la provincia (a), en el Golfo de California, en la zona NO de México (Suter, 1991; Figura 2C). En el análisis que hemos llevado a cabo en este trabajo, se han utilizado los datos de los mecanismos focales obtenidos de la base de datos CMT (https://www.globalcmt.org, último acceso 25 junio 2020), los cuales se integrarán con los datos de WSM16 para el estudio conjunto de los diferentes regímenes tectónicos a lo largo de la FMA, así como las localizaciones hipocentrales de la base de datos IRIS (Iris Earthquake browser: http://ds.iris.edu/ieb/, último acceso agosto 2020).

2.3. MOVIMIENTO RELATIVO ENTRE LAS PLACAS TECTÓNICAS

La velocidad relativa de movimiento entre las placas de RIV, CC, PA, CA y NAM ha sido estudiada por diversos autores a partir de datos de GPS, estudio de los terremotos y de la distribución espacial de la anomalía magnética en la zona de la Dorsal Pacífico-Rivera (DeMets et al., 1990; Suárez et al., 2003; Guzmán-Speziale y Gómez-González, 2006; DeMets et al., 2010; Peláez-Gaviria et al., 2013, entre otros). En la zona de convergencia entre las placas de RIV y NAM, la velocidad oscila entre 9 y 43 mm/a (Suárez et al., 2003), mientras que hacia el SE va aumentando su valor de 48 a 72 mm/a (Figura 3, DeMets et al., 1990). Guzmán-Speziale y Gómez-González (2006) calculan la tasa de deformación sísmica de la subducción entre las placas NAM-CC (2.8 × 10−7 yr⁻¹) y CC-CA (3.7 × 10−8 yr⁻¹), utilizando los mecanismos focales de los terremotos inversos registrados en la zona durante casi 30 años. Ambos autores sugieren que en la zona de NAM-CC se acomoda un 80% de la deformación tectónica en forma de terremotos inversos, mientras que en la zona de CC-CA este valor no excede el 10%. Dicho comportamiento sería consecuencia del cambio de geometría de la subducción y la incorporación del prisma tras-arco (forearc-sliver) de la placa CA en la placa CC.

Figura 3. Velocidades relativas de las placas tectónicas en el área de estudio (* De Mets et al., 1990; ** Suárez et al., 2003). FMA: Fosa Mesoamericana; PA: Placa Pacífica; NAM: Placa Norteamericana; CC: Placa de Cocos y RIV: Placa Rivera. Las flechas hacen referencia a la orientación de SHmax (máximo esfuerzo horizontal, flecha roja) y Shmin (mínimo esfuerzo horizontal, flecha azul) (Suter, 1991). Se incluyen los principales volcanes activos (triángulos naranjas), de izquierda a derecha: 1: Cerobuco, 2: Colima; 3: Popocatépetl; 4: Pico de Orizaba; 5: Volcán de San Martín y 6: El Chicón. ZFR: Zona de Fractura de Rivera; EGG: El Godo Graben, SCG: Sur Colima Graben.

3. Metodología

La litosfera terrestre se encuentra en un estado permanente de deformación debido al estado de esfuerzos derivado de la tectónica de placas, la cual incluye multitud de orígenes para aquellos estados de deformación cortical que seamos capaces de determinar. La dinámica terrestre derivada de esta actividad tectónica es la responsable de la génesis de los campos de esfuerzo y deformación, los cuales a su vez son los responsables de la actividad de las fallas que disparan los terremotos. En este trabajo, se han utilizado los métodos de estudio del campo de deformación tectónica a partir de datos de los mecanismos focales de los terremotos registrados en la zona de estudio (González-Casado et al., 2000; Herraiz et al., 2000; Giner-Robles et al., 2003a, 2003b, 2008, 2009).

En este trabajo nos decantamos por la representación de los tensores de deformación a partir del estudio de los mecanismos focales mediante el Método de los Diedros Rectos y el Modelo de Deslizamiento, porque sus resultados representan la cinemática de la deformación tectónica, lo que permite cuantificar la geometría de la deformación y relacionarla con las estructuras tectónicas principales definidas en la zona de estudio. En este contexto, Marret y Peacock (1999) diferencian el uso de los tensores de esfuerzo/deformación tectónica en relación a los análisis de tipo dinámico (causa) y cinemático (efecto) respectivamente. La ventaja del uso de los tensores de deformación es que se ciñen a la observación y describen los patrones asociados a las rotaciones y traslaciones congruentes con el marco tectónico definido por las estructuras conocidas: la zona de subducción, fallas asociadas, zonas acopladas, etc. (Marret y Peacock, 1999). El análisis de la deformación que hemos realizado no pretende realizar modelizaciones matemáticas ni computaciones analíticas de los campos de esfuerzos.

Las técnicas de análisis de la deformación tectónica que se han utilizado son: (1) el Método de los Diedros Rectos (DR) (Angelier y Mechler, 1977) y (2) el Modelo de Deslizamiento (MD) (Reches, 1983; De Vicente, 1988). Del análisis con ambos métodos, podemos determinar la orientación de máximo acortamiento horizontal (e_y), y la forma del tensor de deformación (k’), definido como la relación entre e_y y el acortamiento vertical (e_z). Ambas técnicas de análisis son robustas y han sido utilizadas ampliamente para la reconstrucción del tensor de deformación en diferentes contextos y a diferentes escalas aplicadas tanto en el análisis de mecanismos focales de terremotos (e.g. González Casado et al., 2000; Giner-Robles et al., 2003a, 2003b, 2009; Olaiz et al., 2009), como a poblaciones de fallas medidas en el terreno (e.g. De Vicente, 1987; Herraiz et al., 2000; Pérez-López et al., 2020).

Finalmente se establece el análisis cluster para determinar las variaciones 2D del estado de la deformación que, junto con el análisis de los perfiles en profundidad de los mecanismos focales, permite establecer el modelo 3D o tomografía de la deformación del complejo tectónico de las placas de RIV y CC subduciendo bajo la Placa NAM y CA. Estos análisis se han realizado mediante el agrupamiento por tensores compatibles (según el k’, tipo de mecanismo/falla). Para ello utilizamos una combinación entre los agrupamientos del diagrama de Kaverina modificado por zonas, junto con el análisis del k’ del tensor de deformación.

3.1. MÉTODOS DE ANÁLISIS DE LA DEFORMACIÓN

El primer tipo de análisis, DR (Angelier y Mechler, 1977), consiste en un método cualitativo basado en la determinación geométrica de los cuatro cuadrantes generados por los dos planos nodales en cada uno de los mecanismos focales analizados. Dos de los cuadrantes indican compresión, mientras que los otros indican extensión. Para representar los resultados utilizamos el diagrama de diedros rectos que representa, en proyección estereográfica, las áreas comunes de extensión y compresión para un conjunto de mecanismos focales. La geometría resultante del diagrama permite establecer de forma cualitativa la orientación de máximo acortamiento horizontal (e_y) y las tipologías de fallas predominantes en la población analizada (De Vicente et al., 1992). La principal ventaja de esta metodología es que el diagrama de diedros rectos resultante es independiente de que plano nodal corresponde a la falla real responsable del terremoto (Giner-Robles et al., 2006).

El segundo método, el MD (Reches, 1983; De Vicente, 1988) es un método cuantitativo que permite determinar el plano de falla responsable del terremoto (Capote et al., 1991) a partir de los planos nodales del mecanismo focal y que además, también proporciona información sobre la orientación y forma del tensor de deformación: (a) orientación de máximo acortamiento horizontal (e_y) y (b) el factor de forma del tensor (k’), siendo k’ = e_y / e_z, y con un rango de valores que oscila entre -∞ ≤ k’≤ + ∞ (e.g. De Vicente, 1987; Pérez-López et al., 2020). El Modelo de Deslizamiento permite asignar un carácter teórico normal o inverso a cada plano de falla en función de los valores de buzamiento de la falla y el ángulo de cabeceo (pitch) de la estría sobre el plano de falla (De Vicente et al., 1988). La metodología propuesta por Capote et al. (1991) se basa en esta asignación teórica para discriminar cuál de los dos planos nodales es el plano de falla: el plano nodal cuyo carácter coincida con el definido para el mecanismo focal (en función de la posición de los ejes P, T y B), es el plano de falla. Esta metodología tiene sus limitaciones en el análisis individual de un solo mecanismo ya que, según el Modelo de Deslizamiento, el plano seleccionado siempre correspondería mecánicamente a un plano neoformado frente al tensor de deformación definido.

No obstante, en este trabajo no pretendemos realizar un análisis detallado de un mecanismo focal individual, sino de un conjunto de mecanismos focales para obtener un tensor de deformación capaz de generar el conjunto analizado. En este tipo de análisis, la incertidumbre inherente a la utilización de esta metodología se minimiza, tal y como demuestran Giner-Robles et al. (2006), analizando 840 mecanismos focales en 9 zonas distintas repartidas por diferentes límites de placas (3 zonas de dorsal oceánica, 3 zonas de subducción y 3 zonas de fallas de desgarre o transformantes). Estos autores comparan los resultados obtenidos utilizando diferentes tipos de metodologías de análisis de la deformación y del esfuerzo, y diferentes criterios de selección del plano de falla (incluyendo el utilizado en este trabajo), concluyendo que el criterio de selección del plano de falla no influye significativamente en la determinación de tensores de deformación y esfuerzos en grandes poblaciones de datos.

La principal ventaja de este método es que podemos obtener, para cada mecanismo focal, la forma y la orientación del tensor de deformación asociado a la localización epicentral, orientación que se define como una elipse proyectada en el plano horizontal (donde e_x y e_y son los ejes horizontales de la elipse de deformación, y e_z el eje vertical).

3.2. CLASIFICACIÓN DE MECANISMOS FOCALES

El MD permite establecer la tipología de la falla en relación con el valor k’ obtenido para cada uno de los mecanismos (Capote et al., 1991; De Vicente, 1988), definiendo las siguientes categorías: (a) falla normal pura, (b) falla normal transcurrente, (c) falla transcurrente normal, (d) falla transcurrente pura, (e) falla transcurrente inversa, (f) falla inversa transcurrente y (g) falla inversa pura.

Para representar la tipología de las fallas/mecanismos se ha utilizado el programa FMC desarrollado por Álvarez-Gómez (2014, 2019) basado en el trabajo de Kaverina et al. (1996), y que mejora el diagrama ternario propuesto por Frohlich y Apperson (1992) para la clasificación de mecanismos focales. En el trabajo original, el diagrama ternario clasifica cada mecanismo focal con base en el ángulo de inmersión (plunge o dip-angle) de los ejes P, T y B, definiendo siete posibles categorías (Figura 4a): (a) normal, (b) normal oblicuo, (c) desgarre normal, (d) desgarre puro, (e) desgarre inverso, (f) inverso oblicuo y (g) inverso.

Figura 4. a) Diagrama ternario de clasificación de mecanismos focales propuesto por Kaverina et al. (1996) (salida gráfica del programa FMC, Álvarez Gómez, 2014, 2019). b) Diagrama ternario utilizado en este trabajo para la clasificación de fallas y mecanismos focales. Se utiliza el mismo tipo de representación, pero se modifican los campos de clasificación en función del parámetro de factor de forma del tensor de deformación (k´) propuesto por De Vicente (1987, 1988).

En este trabajo hemos modificado el diagrama ternario resultante de acuerdo con los valores de la forma del tensor de deformación (k´) para clasificar las fallas / mecanismos, de forma similar a lo propuesto por Pérez-López et al. (2020). Esta modificación es similar a la clasificación original propuesta por Kaverina et al. (1996), ya que el MD también clasifica los mecanismos de forma geométrica, calculando el valor de k´ a partir de los valores y relación entre los ángulos de buzamiento y cabeceo de la falla seleccionada entre los dos planos nodales del mecanismo focal (Capote et al., 1991; De Vicente, 1987; Pérez-López et al., 2020) (Figura 4b). Si bien las zonas de distribución de las diferentes categorías varían ligeramente, la clasificación de mecanismos es muy similar a la definida por Kaverina et al. (1996) y de esta forma podemos representar las tipologías de fallas/mecanismos siguiendo la clasificación propuesta en el MD utilizado en este trabajo (Figura 4).

La definición del factor de forma del tensor de deformación (k´) de cada uno de los mecanismos permite construir mapas de k´ (Giner et al., 2008; Olaiz et al., 2009) a partir de la interpolación de los datos individuales del valor de k´ asignado a cada localización epicentral del terremoto. Además, también es posible interpolar los valores de k’ en profundidad para cortes seriados y perpendiculares a la Fosa Mesoamericana desde el NO hacia el SE, permitiendo realizar un análisis cluster 3D.

3.3. ANÁLISIS “CLUSTER” DE LA DISTRIBUCIÓN ESPACIAL

En zonas tectónicamente complejas, las variaciones locales en el tensor de deformación regional pueden quedar enmascaradas cuando se lleva a cabo un análisis conjunto de mecanismos focales (Giner-Robles et al., 2009). En este trabajo se ha realizado un análisis cluster de los mecanismos focales en función de los resultados individuales obtenidos de la aplicación del MD (González-Casado et al., 2000; Giner-Robles et al., 2003a, 2006, 2009).

En primer lugar, se ha clasificado cada solución de mecanismo focal individual utilizando el programa FMC modificado (Álvarez-Gómez, 2014, 2019). A continuación, se han analizado las construcciones de los mecanismos mediante el MD, obteniendo datos individuales de forma y orientación del tensor de deformación. Y finalmente se han agrupado espacialmente de acuerdo con los resultados individuales obtenidos en relación a la tipología de la falla y a la orientación y forma del tensor de deformación (mapas de k´). Estas agrupaciones de mecanismos han sido analizadas posteriormente con los dos métodos de análisis de la deformación propuestos (DR y MD).

Una vez analizados, se han construido las trayectorias de la deformación en función de los datos puntuales de e_y obtenidos del análisis individual, teniendo en cuenta las variaciones definidas en el análisis cluster (orientación de e_y, mapas de k´, etc.) de manera similar a la realizada por otros autores (González Casado et al., 2000; Herraiz et al., 2000; Giner-Robles et al., 2003a, 2009). La representación de las trayectorias de e_y y e_x nos permite discriminar claramente entre posibles permutaciones entre los ejes de deformación (misma orientación de trayectorias con intercambio de e_y por e_x) y posibles cambios en la orientación producidos (cambios en la orientación de ambos ejes), por la presencia de grandes estructuras o límites (Giner-Robles et al., 2003b). Para la construcción de las trayectorias se ha utilizado el programa Lissage (Lee y Angelier, 1994), programa creado específicamente para la construcción de mapas de trayectorias a partir de datos locales.

Además, la realización de los perfiles en profundidad seriados a lo largo de la FMA con la interpolación de los valores de k’, permite la reconstrucción del campo de deformación 3D y su relación con los principales límites de placas y fallas principales, así como la potencial existencia de acoplamientos, relaciones con flujos mantélicos.

4. Resultados

Se han analizado más de 1300 terremotos con solución de mecanismo focal localizados en la zona de estudio, recopilados del catálogo Global Centroid Moment Tensor (CMT) (CMT, 2020). En este trabajo no se han introducido las incertidumbres de la fase W que incluyen el catálogo CMT, tal y como sugieren Duputel et al. (2012), al depender del organismo de cálculo la obtención de la covarianza y del modelo de Tierra utilizado. Valentine y Trampert (2012) también recalcan este punto, sobre todo en lo relativo al modelo de Tierra utilizado para obtener la inversión del momento sísmico. La ventaja del uso de la tomografía de la deformación es que al mejorar los datos de entrada y disminuir sus incertidumbres mejorará la distribución tridimensional de la deformación.

En cuanto a los errores en la estimación de los terremotos del catálogo de CMT, Ekström et al. (2012) presentan una notable mejora de los mismos, tanto en la estimación de la magnitud (terremotos con magnitud igual o superior a M 5) como en su localización epicentral. Por otro lado, la localización hipocentral se asume de la base de datos NEIC del USGS, siendo inferior a 10 km en cualquier caso. Debido a la escala de trabajo de este análisis, no es relevante el error asumido por la base CMT al no modificar de forma significativa la delimitación de las zonas de transición de tensores de deformación homogéneos. Consideramos esta asunción válida tanto para la distribución epicentral, como hipocentral.

En cuanto a la base de datos del programa Global CMT, las profundidades de los mecanismos varían entre 10 y 273 km, aunque en general son terremotos superficiales (50.2 %, prof. ≤ 20 km; 25.2 %, 20 ≤ prof. < 40 km; 11.5 %, 40 ≤ prof. ≤ 70 km; 6.0 %, 70 ≤prof. ≤ 100 km; 3.0 %, 100 ≤ prof. ≤ 140 km; 4.1 % prof. > 140 km), concentrándose los terremotos con profundidades superiores a 70 km en la FMA. Las magnitudes de los terremotos aparecen homogeneizadas en la base de datos a magnitud de momento Mw, y varían entre 4.0 y 8.0.

Se ha realizado un primer análisis clasificando los mecanismos en función de la tipología de falla/mecanismo mediante el diagrama ternario modificado de Kaverina et al. (1996) (ver Figura 4b): el 26.2 % de los mecanismos pertenecen a la secuencia normal (16.7 % normales, 9.5 % normal transcurrentes), el 35.5 % a la secuencia de desgarre (9.9 % transcurrentes normales, 20.3 % desagarres puros, 5.3 % transcurrentes inversos), y el 38.3 % restante a la secuencia inversa (6 % inverso transcurrentes, 32,3 % inversos) (Figura 5).

Figura 5. Localización y clasificación de los mecanismos focales situados en la zona de análisis. La clasificación se ha realizado utilizando el diagrama ternario modificado de Kaverina et al. (1996). Las líneas negras discontinuas representan las de la lámina de subducción (en km) (Pardo y Suárez, 1996).

Su distribución con respecto a los grandes límites de placas (Figura 6) muestra variaciones importantes. En el límite de PA-NAM, el diagrama muestra una distribución claramente relacionada con el tipo de límite presente: zonas de dorsal y fallas transformantes (mecanismos de la serie extensiva y de desgarre) (Figura 6a). En cambio, los límites entre la Placa Pacífica y las Placas de Rivera (PA/RIV, Zona de Falla de Rivera y Dorsal Pacífico-Rivera) y de Cocos (PA/CC, Dorsal del Pacífico-Este) (Figura 6b, c), siendo límites muy similares al límite PA/NAM, muestran casi exclusivamente mecanismos de la serie de desgarre.

Figura 6. Diagramas ternarios de clasificación de los mecanismos focales (Kaverina et al.,1996) situados en los principales límites de placas de la zona: a) límite Placa Pacífica-Placa Norteamericana (en azul), b) límite Placa Pacífica-Placa de Rivera (en gris), c) límite Placa Pacífica-Placa de Cocos (en naranja), d) límite Placa de Rivera-Placa Norteamericana (en verde), e) límite Placa de Cocos-Placa Norteamericana (en rojo), f) límite Placa de Cocos-Placa Caribe (en morado), g) límite Placa Caribe-Placa Norteamericana (en amarillo). GC Golfo de California, ETM Escarpe Tres Marías, ZFR Zona de Falla de Rivera, EGG Graben de El Gordo, ZG Zona de Guerrero, ZO Zona de Oaxaca.

El límite definido por la FMA (Figura 6) presenta resultados muy similares tanto en el límite de la Placa Norteamericana con las placas de Rivera (RIV/NAM) y de Cocos (CC/NAM), como en el límite entre las placas de Cocos y de Caribe (CC/CA). Estos límites presentan mayoritariamente mecanismos de la serie inversa, aunque presentan un número importante de mecanismos de la serie normal, sobre todo hacia el SE de la zona analizada. No obstante, es importante señalar que el límite entre las placas Rivera y Norteamericana (RIV/NAM) (Figura 6d) aparece menos definido por la desaparición de la Fosa Mesoamericana hacia el NO. Finalmente, el límite entre la Placa Caribe y la Norteamericana (CA/NAM, Figura 6g), muestra una gran variación en la tipología de mecanismos, ya que presenta una combinación entre mecanismos propios de un límite compresivo y la de mecanismos propios de un límite por fallas de desgarre (Sistema de Fallas Motagua-Polochic), mostrando la complejidad de este límite.

El análisis individual de los mecanismos focales mediante el MD nos proporciona datos puntuales de orientación del tensor de deformación en la horizontal (Figura 7), mostrando claramente las direcciones de acortamiento en la FMA en el rumbo NE-SO. Los datos puntuales del factor de forma del tensor de deformación (k´) están representados por el mapa interpolado de los datos individuales de k´.

Figura 7. Resultados del análisis individual de los mecanismos focales mediante el MD (Capote et al., 1991; De Vicente, 1988). Se representan las direcciones de ey para la secuencia inversa y de desgarre, y las orientaciones de ex para la secuencia normal. Se incluye el mapa interpolado de los valores puntuales de k´ obtenidos del análisis de los mecanismos. Trayectorias de máximo (ey) y mínimo (ex) acortamiento horizontal construidas a partir de la interpolación de las orientaciones del tensor de deformación. GG Gap de Guerrero.

La zona del Golfo de California (Figuras 6a y 8) (zona 1) presenta datos muy homogéneos en relación al tipo de falla, mostrando fundamentalmente terremotos de falla de desgarre y normales, mostrando claramente un límite dorsal-transformante. Se han establecido 4 zonas en función de la distribución espacial de los mecanismos focales y su relación con las principales estructuras que definen este límite que presentan resultados muy similares en el análisis de la deformación.

Por otro lado, se ha realizado la zonificación de la zona de confluencia de las Placas de Rivera, Cocos y Caribe con la Placa Norteamericana, a partir de la distribución espacial de los mecanismos focales con respecto a los principales límites de placas (Fosa Mesoamericana, Dorsal Pacífico-Rivera y Zona de Falla de Rivera), de su tipología (diagrama de Kaverina, ver Figura 6), y de las orientaciones individuales de e_y obtenidas del análisis mediante el MD (zonas 2, 3, 4 y 5).

Figura 8. Análisis del límite de la Placa Pacífica con la Placa Norteamericana en el área más noroccidental de la zona de estudio (Golfo de California). Diagramas de Diedros Rectos y orientación del Tensor de Deformación (MD). Toda la zona muestra una deformación compatible con un tensor en desgarre donde ey se orienta N-S en las zonas 1a, 1b y 1c, con una suave rotación en la zona 1d. Los diagramas de Kaverina muestran un máximo de terremotos en desgarre con cierta componente extensional. Los diedros rectos por zonas son bastante homogéneos en desgarre con simetría ortorrómbica.

Se han establecido 15 sub-zonas de análisis (Figura 9) a partir de las 4 zonas principales en relación al tensor de deformación: zona 2a (Dorsal Pacífico-Rivera); zona 2b y 2c (Zona de Falla de Rivera); zona 2d (zona SE del límite PA-RIV); zona 3a (Escarpe Tres Marías); zona 3e (Dorsal Pacífico Este); zona 3b (zona NO de la fosa en el límite RIV-NAM); en la zona central de la fosa se localizan las zonas 3c y 4a (caracterizadas por mecanismos normales), y las zonas 3d y 4b (mecanismos inversos); en la fosa en la zona más al SE del área de análisis se sitúan las zonas 4c y 5b (mecanismos inversos), 5a (mecanismos normales); y finalmente la zona 5c (en el límite CA-NAM).

Figura 9. A) Distribución individual de orientaciones de ey deducidas del análisis de la Fosa Mesoamericana. Mapa de factor de forma del tensor de deformación (k´). GG Gap de Guerrero. B) Definición de zonas en función de la distribución espacial y la tipología de los mecanismos focales. Geometría de la lámina de subducción según Pardo y Suárez (1995).

La representación en el diagrama de Kaverina de estas poblaciones muestra los cambios en las tipologías de los mecanismos focales en las diferentes zonas (Figura 10). Las subpoblaciones situadas en el límite PA-RIV (2a, 2b, 2c, 2d) y en el límite PA-CC (3e) no muestran diferencias observables en la tipología de los mecanismos, y todas ellas están caracterizadas mayoritariamente por fallas de desgarre, y de desgarres normales e inversos. Los desgarres inversos están presentes en prácticamente todas estas subpoblaciones y llama la atención la ausencia casi total de mecanismos normales o normal transcurrentes. Es interesante destacar las diferencias entre estas poblaciones (desgarres y transcurrentes normales e inversos) y las definidas en la zona del Golfo de California (desgarres, transcurrentes normales y mecanismos normales transcurrentes y normales) (Figura 8). El resto de las subpoblaciones se sitúan en la FMA, donde es destacable el aumento del número de fallas normales y transcurrentes desde el NO hacia el SE de la FMA. También cabe destacar la complejidad que transmite el diagrama de la zona 5a, que no presenta tipologías predominantes.

Figura 10. Diagramas ternarios (Kaverina) de las zonas establecidas en la zona de la Fosa Mesoamericana. Las zonas corresponden a las definidas en la figura 9B. La separación por zonas corresponde a los diferentes grupos de datos agrupados espacialmente a partir del análisis cluster (ver leyenda en Figura 6).

Una vez realizada la zonificación se ha procedido a analizar las distintas subpoblaciones de mecanismos con los dos métodos de análisis de la deformación: MD y DR; obteniendo resultados para el conjunto de datos asignado a cada una de las zonas analizadas (Figura 11).

Figura 11. Análisis de la deformación por zonas utilizando: A) Modelo de Deslizamiento (MD) donde se representa la orientación de la proyección de la elipse del tensor de deformación en la horizontal (ey y ex). B) Diedros Rectos (DR), donde se representan los diagramas de diedros rectos según el análisis cluster y agrupados por las zonas definidas en la figura 9B. Geometría de la lámina de subducción según Pardo y Suárez (1995). (1) Tensor de desgarre, (2) tensor compresivo, (3) tensor extensivo.

Para poder establecer las variaciones del tensor de deformación (cambios en la orientación, permutaciones de ejes) se ha procedido a la construcción de las trayectorias de deformación mediante el programa Lissage (Lee y Angelier, 1994). En la mayoría de los trabajos se suele representar únicamente la orientación puntual de S_Hmax o e_y. En este trabajo se representan las trayectorias de ey y e_x (Figura 12), es decir la orientación de los ejes principales de la elipse resultante de la proyección del elipsoide de deformación en la horizontal. Este tipo de representación permite discriminar claramente las variaciones en la orientación del tensor, relacionadas con las grandes estructuras y límites, de las posibles permutaciones de ejes que pueden estar relacionadas con diferentes efectos locales o regionales.

Figura 12. Representación de las trayectorias de deformación interpoladas a partir de los datos individuales de ey deducidos del análisis mediante el Modelo de Deslizamiento, en relación a los principales límites de placa y la geometría de la lámina de subducción, a partir del modelo presentado por Pardo y Suárez (1995).

El análisis del factor k´ se ha representado bidimensionalmente en el mapa. No obstante, podemos establecer también un análisis tridimensional de la variación del factor k´. Para ello, se han realizado 14 perfiles seriados en el límite de la NAM con las placas de RIV, CC y CA (Figura 13) en los que se muestra la distribución de la deformación en profundidad.

Figura 13. Cortes seriados en la Fosa Mesoamericana con la distribución de los mecanismos focales (la tipología de los mecanismos viene definida por su color, ver leyenda en Figura 5) y mapa del factor de forma del tensor de deformación (k´) y su interpolación en profundidad. Se ha representado la geometría de la lámina de subducción con una línea discontinua a partir del modelo de Pardo y Suárez (1995). Las zonas blancas representan zonas sin datos de interpolación.

5. Discusión

Los resultados obtenidos sobre el estado de deformación por zonas en nuestro análisis son similares a los obtenidos por Suter (1991). No obstante, en algunas zonas, como en la provincia b definida por este autor (Figura 2), se identifican algunas diferencias en la orientación del tensor que en ambos casos es extensivo. Los resultados de orientación del tensor (trayectorias de e_y) (Figura 7) muestran una orientación muy homogénea de los dos ejes del tensor (según NE-SO y NO-SE), mientras que los propuestos por Suter (1991) muestran en algunas zonas los ejes que aparecen orientados según N-S y E-O (extensión E-O).

En cuanto al World Stress Map (WSM16; Heidbach et al., 2016a, 2016b; último acceso el 1 de septiembre, 2020), éste aporta datos adicionales a los mecanismos, siendo en esta zona fundamentalmente datos obtenidos en sondeos o de la interpretación de datos geológicos (alineación de focos volcánicos, etc). Estos datos son muy útiles para completar zonas en las que no tenemos datos de mecanismos focales que nos permitan analizar adecuadamente alguna de las zonas. En este caso, la correlación entre los datos del WSM (Figura 2) y los resultados de nuestro análisis (Figura 7) (interpolación del factor de k´ y orientación de las trayectorias de deformación), muestra una buena correlación. No obstante, en algunas zonas, como en el CVTM, surgen algunas discrepancias, ya que los datos del WSM muestran una orientación de S_Hmax según E-O, mientras que nuestro análisis muestra una orientación que varía de ENE-OSO a E-O, si bien es cierto que el tipo de datos del WSM en esta zona son casi exclusivamente alineaciones de focos volcánicos, sujetos siempre a posibles interpretaciones.

El tipo de análisis implementado en este trabajo permite completar otros tipos de análisis, ya que la información que proporciona la interpolación de la forma (mapa de k´) y orientación del tensor de deformación (trayectorias) permite analizar con más detalle las variaciones de estos parámetros tanto en 2 como en 3 dimensiones.

Los diagramas ternarios de Kaverina permiten estudiar el estilo de la deformación en cada límite de placa (Figura 6): en la zona NO (Figura 6a), el límite de placa PA-NAM presenta un estilo en desagarre con componente normal, en consonancia con los grandes desgarres del Golfo de California, mientras que los límites PA-RIV (Figura 6b), muestran un estilo en desgarre con componentes normales e inversas por igual; en ambos límites la densidad de terremotos por km2 es elevada. En cuanto al límite PA-CC, la densidad de terremotos con mecanismo focal es baja, con un estilo en desgarre con componente extensional (Figura 6c). Sin embargo, el límite RIV-NAM (Figura 6d) presenta una baja densidad de sismos, mayoritariamente inversos y relacionados con la zona NO de la FMA. La sismicidad instrumental muestra que la densidad de terremotos de la placa RIV es mayor en su límite con la placa PA frente a la placa NAM (Figuras 1, 5). El hecho de que además en el límite PA-RIV aparezcan terremotos inversos de subducción, cabría preguntarse si se está activando una segunda lámina de subducción en la zona, concretamente en la zona con orientación NO-SE. En cuanto al límite CC-CA (Figuras 6e, f, g), se observa una variación en los diagramas ternarios desde la zona NE hacia la zona SE, donde se encuentra con la Zona de Falla de Motagua-Polochic. La densidad de sismos aumenta desde el NO hacia el SE. Sin embargo, se observa también una transición hacia el SE desde el NO de la deformación compresiva, para valores más extensionales, lo que indica una mayor acomodación de la convergencia en la zona de Guerrero (zona centro) frente a la zona de Oaxaca (zona SE) y confluencia con la placa CA (Figura 6).

5.1. ANÁLISIS “CLUSTER” 2D

A partir del análisis cluster de los mecanismos focales, la distribución espacial de las zonas de deformación y del factor de forma (k’) (Figura 7), se pueden estimar los límites de ruptura 2D en la FMA. Por sectores, en el Golfo de California dominan los terremotos en desgarre con componente normal (Figura 6a) y no parecen observarse diferencias importantes ni en la orientación de e_y, ni en la tipología predominante de mecanismos focales. En la placa RIV, solo aparecen terremotos con mecanismo focal inverso en el Escarpe Tres Marías (ETM, Figura 7), mientras que, al sur, en la zona de subducción RIV-NAM, apenas hay terremotos de magnitud superior a M 5. Obviamente, el giro de la subducción frente al ETM provoca un cambio en el tensor de deformación que, si bien no es un cambio en la forma del tensor, sí lo sería en su orientación. Esto podría explicar la escasa incidencia de sismos en la zona, o bien que sus periodos de retorno sean mayores que en la zona de ETM. También el hecho de que parte de la convergencia se acomode entre las placas PA-RIV, reduciría la cantidad de deformación compresiva que estaría absorbiendo el límite RIV-NAM, tal y como se ha discutido antes.

En cuanto al análisis 3D de la deformación en la FMA en la placa de CC, a pesar de que la subducción tiene la misma orientación, observamos una clara influencia de la Zona de Falla de Orozco (ZFO) que compartimenta la deformación 2D.

En detalle, el análisis del límite de PA-NAM en el área más noroccidental de la zona de estudio (Golfo de California, Figura 8), muestra una deformación compatible con un tensor en desgarre donde e_y se orienta N-S en las zonas 1a, 1b y 1c, con una suave rotación en la zona 1d. Los diagramas de Kaverina muestran un máximo de terremotos en desgarre con cierta componente extensional. Los diedros rectos por zonas son bastante homogéneos con una simetría ortorrómbica.

En cuanto al análisis cluster 2D de la FMA (Figura 9), los tensores de deformación aparecen fuertemente condicionados por la geometría de la lámina de subducción, según el modelo de Pardo y Suárez (1995). Se han agrupado por zonas homogéneas a partir de la interpolación 2D del k’, destacando la existencia de zonas diferentes en la FMA, concretamente las zonas 3d, 4b y 4c (Figura 9). Los diagramas ternarios de Kaverina permiten caracterizar la transición 2D de los tensores de deformación en relación a los límites de placa y a la distribución espacial de la deformación (Figura 10). A partir de las zonas definidas por el análisis cluster, se observa una transición desde el NO al SE en la FMA. Por un lado, se observa una transición con respecto a la tipología de los terremotos: de terremotos predominantemente compresivos en el NO (zona 3d) a zonas con un aumento progresivo de terremotos de tipo extensivo y de desgarre (4c) (Figuras 6 y 11). Por otro lado, también se puede definir una rotación progresiva de la orientación de e_y en sentido anti-horario (Figura 11) desde la zona NO con e_y según NE-SO (zona 3d), hacia el SE de la FMA, con e_y según NNE-SSO (zona 4c). Este tipo de variaciones en la orientación de e_y y en la tipología de los mecanismos nos está mostrando el cambio en el buzamiento de la lámina de subducción que se produce en la zona 4c.

5.2. ANÁLISIS 3D DE LA DEFORMACIÓN

El estudio de la deformación sísmica a partir del análisis cluster de la deformación (DR y MD), también permite realizar un análisis tridimensional de la distribución de la deformación. Para ello, se han llevado a cabo una serie de perfiles del valor de k’ que muestran las variaciones de la deformación en profundidad (Figura 13). En total, se han realizado 14 perfiles donde se muestra la distribución en profundidad de los mecanismos focales y se interpola el factor de forma del tensor de deformación (k`). La robustez de este análisis permite analizar la transición en profundidad de la deformación sísmica, lo que permite analizar la existencia de zonas acopladas y desacopladas, la presencia de corrientes mantélicas y las transiciones de las zonas de convergencia con las zonas extensionales en la lámina de subducción. En el perfil 1 (Figura 13) no se observa un proceso de subducción bien definido, el límite RIV-NAM está caracterizado únicamente por fallas de carácter inverso en el Escarpe Tres Marías (ETM). Los perfiles 2 y 3, empiezan a mostrar un incipiente cambio de buzamiento de la lámina, pero no se observa un desacoplamiento evidente en profundidad. En los perfiles del 4 al 9 se puede establecer la presencia de un desacoplamiento situado entre los 50 y los 75 km de profundidad, caracterizado por sismos de carácter normal y normal transcurrente. Este desacoplamiento parece coincidir con la marcada horizontalización de la lámina (perfiles del 6 al 9). En los perfiles 10 y 11, la zona de desacople (caracterizada también por sismos de la secuencia normal) parece situarse algo más profunda (alrededor de los 100 km de profundidad), a la vez que la lámina parece aumentar su buzamiento. El perfil 12 parece definir una zona de transición a la zona de los perfiles 13 y 14, en los que se observa un acoplamiento en profundidad de la Placa de Cocos caracterizado por la existencia de una zona de compresión profunda (aproximadamente a los 150 km de profundidad), posiblemente relacionado con una corriente mantélica (Castellanos et al., 2018; Carciumaru et al., 2020).

También podemos destacar que, la zona de división del tensor de deformación a partir del k’ (Figura 7), coincidiría con la denominada como Laguna Sísmica (gap) de Guerrero de la FMA de la convergencia CC-NAM (Kostoglodov et al., 1996), lo que podría determinar la ocurrencia de los denominados terremotos silenciosos (Kostoglodov et al., 1996, 2003). Por otro lado, la distribución del tensor de deformación a lo largo de la lámina de subducción CC-NAM (Figura 14) coincide con la distribución de las propiedades friccionales propuestas por Radiguet et al. (2016), como mecanismo de ocurrencia de terremotos lentos en la zona de la laguna sísmica de Guerrero.

Figura 14. Modelo geométrico conceptual de subducción compleja para las placas de Cocos y Rivera bajo la Placa Norteamericana. Se representan por zonas 3D los estilos de deformación obtenidos del análisis cluster (zonas extensionales, compresivas y en desgarre), así como otras propiedades como la posición y la dirección de movimiento del flujo mantélico (flechas rojas, Yang et al., 2009; Castellanos et al., 2018; Carciumaru et al., 2020). GG Gap de Guerrero.

La zona del gap de Guerrero (GG), en la FMA, aparece delimitada por el factor de forma del tensor de deformación, k’, tanto en la distribución bidimensional como en los cortes en profundidad.La Figura 7 muestra como el GG queda delimitado por izquierda y derecha por un k’ en desgarre más próximo al límite de la trinchera de la FMA, en la proyección sobre este límite donde se produce la permutación de e_y que cambia de NNE a ONO en profundidad, dominado por terremotos en fallamiento normal entre 60 y 100 km de profundidad.

En cuanto a la distribución en profundidad, el GG se localiza entre los perfiles 6, 7, 8 y 9, justo donde se produce un cambio de la lámina de subducción, separando la zona de transición de convergencia a extensión a partir de 50 km de profundidad, apareciendo la lámina de subducción plana (flat slab).

Según los resultados obtenidos, aparece: a) una convergencia geométrica entre la variación 3D del k’, b) un cambio de zona compresiva a extensional a partir de 50 km, c) un cambio de las propiedades friccionales de la lámina de subducción (Radiguet et al., 2016) y d) la existencia de una zona donde podrían concentrarse terremotos lentos y que podría ejercer de barrera para romper por completo el segmento Michoacán-Oaxaca de la FMA en un único evento.

6. Conclusiones

El análisis cluster 3D de los tensores de deformación obtenido mediante el análisis de los Diedros Rectos y Modelo de deslizamiento de los mecanismos focales permite cartografiar la deformación en zonas sísmicamente activas. La aplicación en la Fosa Mesoamericana (FMA) en la zona de influencia mexicana muestra:

1. El Golfo de California acomoda principalmente la deformación tectónica mediante terremotos en desgarre con componente extensional.
2. El límite convergente entre la Placa de Rivera con la Placa Pacífica podría explicar la baja incidencia de grandes terremotos inversos en el límite de la Placa Rivera con la Placa Norteamericana.
3. El límite convergente de la Placa de Cocos con la Placa Norteamericana presenta diferentes estilos de la deformación asociados a la variación de la geometría de la FMA. Esta variación de la deformación obedece al cambio de buzamiento de la subducción, en forma de rampa – rellano sub-horizontal. A partir de los 60-80 km de profundidad, aparece un desacoplamiento de la subducción mostrando solo terremotos de tipo normal en los perfiles, lo que sugiere que la velocidad de convergencia CC-CA es inferior a la velocidad de arrastre (pulling) de la parte terminal de la subducción por debajo de 100 km de profundidad.
4. La zona de transición entre los segmentos de Michoacán y Oaxaca podría explicar la laguna sísmica (gap) de Guerrero como una zona inter-segmento que podría favorecer la ocurrencia de los denominados terremotos lentos y silenciosos.
5. La existencia de corrientes mantélicas que zigzaguean entre la lámina de subducción aprovechando los cambios de buzamiento y estilo de la deformación, genera ventanas litosféricas a partir de 100 km de profundidad y podría jugar un papel importante tanto en el desacoplamiento de la subducción a partir de esa profundidad, como en el estilo del vulcanismo tras-arco.

Finalmente, destacar que este tipo de estudios de la deformación 3D a partir de los tensores de deformación, puede ser muy útil para complementar los estudios presentes y futuros mediante técnicas de GPS, análisis de la anisotropía de la velocidad de la onda P y tomografía sísmica. La aportación de la metodología presentada en este trabajo y calibrada en otras zonas, puede ayudar a comprender mejor el ciclo sísmico para fuentes sismogénicas con capacidad de generar terremotos de M 8, así como la existencia de terremotos lentos en zonas inter-segmento.

Agradecimientos

Queremos agradecer la revisión realizada por dos autores anónimos que han mejorado la versión final de este manuscrito. Este trabajo ha sido financiado parcialmente por los proyectos del Plan Nacional de I+D+i del Ministerio de Ciencia e Innovación de España con referencias 3GEO CGL2017‐83931‐C3‐2‐P y MINECO-FEDER CGL2015-67169-P (QTECSPAIN). Este trabajo es una contribución del Grupo de trabajo QTECT-AEQUA.

Referencias

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Manuscrito recibido: 17 de Septiembre de 2020
Manuscrito corregido: 30 de Diciembre de 2020
Manuscrito aceptado: 7 de Enero de 2021

Análisis de sismos interplaca, Pacifíco central de Costa Rica: los sismos de Esterillos (13 de noviembre de 2017) y Herradura (24 de agosto de 2020)

Interplate earthquake analysis, central Pacific of Costa Rica: the Esterillos (November 13, 2017) and Herradura (August 24, 2020) earthquakes

Ronni Quintero-Quintero¹, Daniela Campos-Durán^2,*, Hernán Porras-Espinoza³,

Juan Segura-Torres¹

¹ Observatorio Vulcanológico y Sismológico de Costa Rica, Universidad Nacional. 2386-3000.Universidad Nacional, Heredia, Costa Rica.

² Escuela de Ciencias Geográficas, Universidad Nacional. Campus Omar Dengo. Avenida 1, Calle 9. Apartado Postal 86-3000, Heredia, Costa Rica.

³ Sistema Nacional de Monitoreo de Tsunami. Departamento de Física (SINAMOT-OPCOS), Universidad Nacional, Heredia, Costa Rica.

* Autor para correspondencia: (D. Campos -Durán) This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Cómo citar este artículo:

Quintero-Quintero, R., Campos-Durán, D., Porras-Espinoza, H., Segura-Torres, J., 2021, Análisis de sismos interplaca, Pacifíco central de Costa Rica: los sismos de Esterillos (13 de noviembre de 2017) y Herradura (24 de agosto de 2020): Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 73 (2), A100121. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2021v73n2a100121

RESUMEN

Se analizan dos sismos fuertes que ocurrieron el 13 de noviembre del 2017, 02:28:20 (sismo Esterillos) y el 24 de agosto 2020 a las 21:51:08 (sismo de Herradura) en el Pacífico Central de Costa Rica. El sismo de Herradura se ubicó con latitud 9.501° N, longitud 84.665° W, con centroide a 25 km de profundidad, Mw 5.9 y +1.3 segundos después del tiempo de origen. Este evento se asocia con una falla inversa con dirección noroeste (311°), buzando al noreste en un ángulo bajo de 20° y con un ángulo de deslizamiento de 98°. El sismo fue reportado sentido desde muy fuerte a fuerte y mantiene estrecha relación con las aceleraciones pico (PGA) registradas instrumentalmente; con las que se determinó que la máxima intensidad en la escala de Mercalli Modificada (MMI) fue de VI, correspondiendo a 12%g. El sismo de Esterillos de 2017 se localizó a 14 km al sureste del sismo de Herradura, con centroide a 21 km de profundidad, Mw 6.4. El plano de falla que originó el sismo se orienta en dirección 289°, buzando 17° al noreste y ángulo de deslizamiento de 85°, con distribución de deslizamientos máximos de 0.6 m, alrededor del centroide y con radio de ~8 km. Estos sismos se ubican en la interfaz sismogénica de las placas de Coco y Caribe (CO-CA) y la mayoría de las réplicas se registraron en los primeros 25 km de profundidad y con epicentros entre la costa y la trinchera mesoamericana (TMA). Después de ocurrido el sismo de Esterillos, se localizaron sismos corticales en la placa continental y cercanos a la zona epicentral; la deformación transtensional en esta zona se confirma por medio de mecanismos focales obtenidos para algunos de estos sismos y que puede ser indicio de la subducción de montes submarinos en el área.

Palabras clave: Pacífico Central, sismo, localización, mecanismo focal, réplicas.

ABSTRACT

Two strong earthquakes occurred on November 13, 2017, 02:28:20 (Esterillos Earthquake) and August 24, 2020 at 21:51:08 (Herradura Earthquake) in the Central Pacific of Costa Rica and are analyzed in this work. Herradura earthquake was located at latitude 9.501° N, longitude 84.665° W, with centroid at 25 km depth, Mw 5.9, and +1.3 seconds after the origin time. It is associated with an inverse fault striking northwest (311°), dipping to the northeast at a low angle of 20° and with a slip angle of 98°. The earthquake was reported felt from strong to very strong; keeping a close relation with the peak accelerations (PGA) registered instrumentally; this data allowed determined that the maximum intensity in the scale of Modified Mercalli (MMI) was of VI, corresponding to 12%g. Esterillos earthquake, was located 14 km southeast of the Herradura earthquake, with centroid at 21 km depth, Mw 6.4. The chosen fault plane where the event originated is striking 289° to the NW, dipping 17° to the northeast and with a slip angle of 85°, with circular form slip distribution, reaching maximum of 0.6 m around the centroid and with a radius of ~8 km. These earthquakes are located at the seismic interface of the Cocos and Caribbean plates (CO-CA) and most of the aftershocks were recorded in the first 25 km depth and with epicenters between the coast and the Middle America Trench (MAT). Cortical Caribbean events were located after the Esterillos event and close to it epicenter, the transtensional deformation in the continental Esterillos epicentral area and confirmed with calculated focal mechanism for some of these events could be related to subducted seamount in the zone.

Keywords: Central Pacific, earthquake, location, focal mechanism, aftershocks.

1. Introducción

El 24 de agosto de 2020 a las 21:51:08 (hora UTC), se presentó un evento sísmico, registrado por la red sísmica del Observatorio Vulcanológico y Sismológico de Costa Rica de la Universidad Nacional (OVSICORI-UNA), 13 km al sur de la ciudad de Jacó, Puntarenas, Pacífico Central de Costa Rica, con magnitud de 6.3 Mwp (Tsuboi et al., 1995), magnitud Richter Ml 6.1 y a una profundidad de 18 km. Con base en los reportes de la población en la página oficial de Facebook del OVSICORI-UNA, se determinó que el sismo fue sentido desde muy fuerte a fuerte en gran parte del territorio nacional. Fue reportado como percibido en forma oscilatoria y mecida, las ondas sísmicas fueron registradas por los instrumentos de baja ganancia instalados en distintos puntos del país y que mostraron la aceleración máxima del suelo en las componentes horizontales; no sobrepasó 15% del valor de la gravedad.

En este trabajo se llevó a cabo la relocalización del sismo principal, así como el cálculo de la inversión de parámetros de la fuente sísmica, como el centroide, ubicación y tiempo de origen, mecanismo focal, plano de falla (principal y auxiliar), distribución de las réplicas, distribución de deslizamientos en la falla, cambio de esfuerzos estáticos de Coulomb y el análisis del contexto sismotectónico donde se localizó el sismo. Además, con base en las aceleraciones pico (PGA) registradas en estaciones sísmicas, se determinaron las intensidades instrumentales y su correspondencia en la escala de Intensidad Mercalli Modificada (IMM), lo que permitió generar un mapa de intensidades para todo el país, el valor máximo registrado en la escala IMM fue de VI. Esto se comparó con los reportes de la población en la red social Facebook del OVSICORI-UNA, en su mayoría el sismo fue reportado desde muy fuerte a fuerte, además se reportó la caída de objetos en áreas pobladas cercanas al epicentro (13 km), lo que coincide con una intensidad máxima IMM de VI.

Aunque la idea principal en este trabajo fue analizar el sismo de Herradura del 2020 y teniendo que en el 2017 se localizó un sismo, con magnitud Mw 6.4 (llamado sismo de Esterillos en este trabajo) y muy cercano al sismo de Herradura es que también procedemos a la caracterización de esa fuente sísmica.

2. Contexto tectónico

La placa de Cocos se subduce perpendicular a la trinchera mesoamericana (TMA) originando un régimen de contracción en la placa superior (Mescua et al., 2017). Actualmente las variaciones morfotectónicas a lo largo del antearco de Costa Rica han sido atribuidas principalmente a cambios composicionales y morfológicos presentes en la placa de Cocos. Estos cambios han llevado a muchos autores a proponer una segmentación de la placa de Cocos, la cual ha sido definida por anomalías magnéticas (Barckhausen et al., 2001), batimetría multibeam (von Huene et al.,1995; von Huene et al., 2000), estudios sísmicos (Walther y Flueh 2002; Sallares y Charvis 2003; Walther, 2003; Wilson et al., 2003; Sallares et al., 2005) y muestreo geológico (Hauff et al., 1997; Werner et al., 1999; Wilson et al., 2003; Hoernle y Hauff, 2007).

Como resultado, en esta área se han definido tres segmentos de litosfera oceánica con edades variables, denominados CNS-1, CNS-2 y CNS-3, originados en el centro de expansión Cocos-Nazca, que limitan al norte con la Dorsal del Pacífico Este y al sur con la Placa Nazca.

El segmento CNS-1, que se subduce bajo el centro y sur de la Península de Nicoya, se caracteriza por una batimetría rugosa asociada a un fragmento de litosfera creada durante el Mioceno inferior (21-22,5 ma) (Barckhausen et al., 2001). El segmento CNS-2 comprende el dominio de los montes submarinos que chocan con la costa del centro y sur de Costa Rica e incluye la litosfera engrosada y rugosa del punto caliente de las Galápagos que contiene la Dorsal de Cocos (Gardner et al., 1992; Fisher et al., 1998). Este segmento exhibe una batimetría rugosa suave con numerosos montes submarinos cónicos y otras características batimétricas tales como el Plateau de Quepos en el centro (von Huene et al., 1995) y un área de corteza oceánica engrosada con un fondo marino elevado y un espesor de sedimentos variable de hasta 1 km, asociado a la cresta de Cocos en el sector sur (Walther et al., 2000; von Huene et al., 2000; Kolarsky et al., 1995).

En cuanto a la sismicidad asociada al segmento CNS-2, Protti et al. (1995a) correlacionan el acoplamiento sísmico con las características del fondo marino subducido y observan que históricamente los montes submarinos aislados pueden reducir el acoplamiento entre las placas y generar sismos con una magnitud máxima de Mw 7.0. Superficialmente, la sismicidad es frecuente y de menor magnitud, lo cual sugiere que los altos batimétricos que ingresan a lo largo del margen central de Costa Rica forman asperezas aisladas que solo pueden generar sismos de tamaño moderado (Mw 6.0-7.3) (Protti et al., 1995b; Bilek et al., 2003; Proyecto Global Centroid Moment Tensor (GCMT), 2020).

Cada uno de estos montes submarinos subducidos deja una depresión a su paso, que puede ser rastreada hasta 55 km hacia el frente de deformación (Sak et al., 2009). Ese rastro es creado por la deformación y el levantamiento del talud continental cuando el monte submarino pasa por debajo de él, seguido por el colapso cuando se retira el soporte del área levantada (Hühnerbach et al., 2005). Las áreas de levantamiento sobre los montes submarinos se caracterizan por patrones complejos de fallas normales y de deslizamiento (Sak et al., 2009; Hühnerbach et al., 2005).

Estos montes submarinos pueden actuar como asperezas o barreras temporales en la zona de acople entre las placas (Watts et al., 2010), lo que dificulta la propagación de ruptura o genera esfuerzos locales que contribuyen a la ocurrencia de sismos fuertes en la zona. Husen et al., (2002) asocian el sismo del 25 de marzo de 1990, Mw 7.3 (GCMT, 2020) dentro del segmento CNS-2 en la entrada del Golfo de Nicoya, ubicado a ~25 km al oeste del sismo del 24 de agosto de 2020, con un monte submarino que podría estar actuando como aspereza.

Entre los sismos más importantes ocurridos recientemente en la zona, se encuentran el del 13 de noviembre de 2017 a las 02:28:20.3 hora UTC, Mw 6.4, que se ubicó a 14 km al sureste del epicentro del sismo de Herradura o el sismo de Cóbano en marzo de 1990, -13:22:55 hora UTC, Mw 7.3, que también se ubicó cercano a este.

3. Metodología

Se realizó una caracterización de los parámetros de la fuente sísmica, para ello se utilizó principalmente el catálogo sísmico y formas de onda de la red sísmica del OVSICORI-UNA. Además, se revisaron los catálogos disponibles en línea del International Seismological Center (ISC) (2020), del Proyecto Global Centroide Momento Tensor (GCMT) (2020), del USGS (2020) y Guendel, (1986). Los sismos se localizaron con el programa GenLoc de Fan et al., (2006); para la inversión, el centroide y tensor de momento (CTM), se utilizó el paquete ISOLA (Sokos y Zahradnik, 2008 y 2013) y FOCMEC (Snoke et al., 1984), esto permitió obtener el mecanismo focal por medio de las polaridades de los primeros arribos de la onda P. Para la distribución del deslizamiento en el plano de falla se implementó el paquete computacional de inversión lineal de desplazamiento (Gallovic y Zahradnik 2011; Gallovic et al., 2014). Para la localización de los sismos, cálculo del CMT, distribución de deslizamiento en la falla y mecanismo focal se usó el modelo de velocidad de Quintero y Kissling (2001) y en el caso del cálculo de cambio de esfuerzos estático de Coulomb (ΔCFS) se empleó el paquete computacional Coulomb 3.3 (Toda et al., 2005; Lin et al., 2004). Se usó el método de cambio de esfuerzos con el fin de encontrar áreas donde se ve un aumento de ΔCFS y señalar la posible ocurrencia de futuros eventos sísmicos.

Para el catálogo sísmico del OVSICORI-UNA, los sismos entre 1986-1992, fueron localizados con el programa HYPOINVERSE (Klein, 1984). A partir de 1992 hasta 03 de marzo del 2010 se procesó por medio del programa HYPOCENTER (Lienert y Haskov, 1995). Siendo el 04 de marzo del 2010, cuando las asociaciones de sismos y localizaciones fueron hechas con ANTELOPE (BRTT, 2010), el cual hace uso del programa de localización llamado LOCSAT (Bratt y Bache, 1988), basado en el modelo de velocidad IASPEI91 (Kennett y Engdahl, 1991) para sismos regionales y telesismos, y las librerías GENLOC (Generalized Earhquake-Location) de Fan et al. (2006), basado en el modelo de velocidad de Quintero y Kissling (2001) para la sismicidad local. El uso de un modelo 1D para la loacalización de sismos y la metodología de inversión puede producir que sismos superficiales aparezcan en el aire o en la capa de agua; estos sismos son un poco más profundos; pero en este trabajo son graficados en las localizaciones obtenidas sin hacerles modificación.

En el catálogo OVSICORI-UNA, las magnitudes de los sismos que ocurrieron antes del 10 de marzo del 2010 se obtuvieron de la siguiente forma: la magnitud de los eventos sísmicos fue obtenida del promedio de las magnitudes parciales calculadas para cada estación, según la duración de las trazas en las estaciones de corto período. Estas magnitudes parciales se calcularon según la relación obtenida por el Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS) para sismos en Alaska:

Mc = -1.16+2.01*log10 T+0.0035*Δ+ΔM

T: duración del sismo

Δ: distancia epicentral

ΔM: corrección para cada estación

A partir de 1992 se implementó un sistema digital en el centro de registro, que además contaba con estaciones de banda ancha, con respuestas instrumentales calibradas.

Estas permitían simular la respuesta de un instrumento Wood-Anderson para el cálculo de la magnitud local Richter. En este cálculo se utiliza la siguiente relación propuesta por Hutton y Boore (1987):

ML = log10(A) + 1.11*log10 (Δ) + 0.00189*Δ - 2.09

Δ: Distancia epicentral.

A: Amplitud pico-pico de la onda.

Después de implementado el sistema de adquisición sismológico ANTELOPE, se dejó de cuantificar la magnitud coda y, en vez de esta y para sismos locales, se cuantifica la magnitud local (Ml) que representa la magnitud Richter, donde el paquete computacional (BRTT, 2010) aplica la metodología y funciones de corrección propuestas por Richter (1935). Es a partir de la implementación de ANTELOPE que se comienza con el cálculo de la magnitud momento de la onda P: Mwp (Tsuboi et al., 1995). Las magnitudes son calculadas automáticamente por el paquete ANTELOPE y se reporta la mediana de los valores de magnitud cuantificados en cada estación. En los años anteriores, se calculaba el valor medio de las magnitudes obtenidas en cada estación. Las magnitudes calculadas según sea la metodología van a variar; para el caso del sismo del 11 de noviembre del 2017, USGS (2020) y GCMT (2020) lo reportan con magnitudes entre 6.1 y 6.6 y el OVSICORI-UNA con Ml 6.4 y en este estudio se encontró Mw 6.4; y la diferencia con otros estudios que hacen calculo de magnitud momento global es por el ancho de banda usado en la inversión; siendo usadas frecuencias más altas en el caso de usar datos locales. Para el sismo del 24 de agosto de 2020, el GCMT (2020) y USGS (2020) reportaron magnitudes entre 5.5 y 6.1 y el OVSICORI-UNA con Ml 6.1, Mwp 6.3 y en este trabajo se encuentra magnitud momento usando datos locales de Mw 5.9.

El mapa de intensidades instrumentales, para el sismo de Herradura, en la escala de Mercalli Modificada (MMI) se generó mediante una interpolación estadística (Krigging) a través del software Arc Gis 10.7, para ello se utilizaron las aceleraciones pico (PGA) registradas en 21 estaciones distribuidas en el territorio nacional. La conversión de PGA a MMI se llevó a cabo aplicando la conversión propuesta por Wald et al. (2005) (Tabla 1).

Tabla 1. Intensidades instrumentales en la escala de Mercalli Modificada (MMI).

Los resultados obtenidos fueron comparados con los reportes de la población en la página oficial del Facebook del OVSICORI-UNA para determinar la relación entre las intensidades instrumentales en la escala MMI y las características de cómo fue sentido el sismo en diferentes ciudades y poblados del país.

4. Resultados

4.1. RÉPLICAS DEL SISMO DE HERRADURA

El sismo de Herradura de las 21:51:08.1, hora UTC, se localizó a una latitud 9.501 y longitud -84.665, a una profundidad de 18 km, con magnitud Ml 6.1 . Las réplicas de este evento (para dos días posteriores) fueron localizadas principalmente frente a la costa del Pacífico Central de Costa Rica, en un área de 400 km² aproximadamente (Figura 1). En total se registraron 91 réplicas cuyas magnitudes se encontraron entre Ml -0.8 y Ml 3.6. Referente a las profundidades, estas oscilaron entre 3.5 y 32.7 km del total de esas réplicas, 80 se ubicaron a profundidades mayores a 15 km, concentradas en una banda de 20 a 25 km de profundidad y con epicentros desde la costa hacia la TMA.

Figura 1. Sismicidad asociada al sismo de Herradura, el sismo principal se indica por una estrella amarilla y las réplicas por círculos, donde el color indica la profundidad, los anaranjados con profundidades entre 0 y 20 km y los rojos presentan profundidades mayores a 20 km. Las estaciones sísmicas usadas en la localización del sismo principal se indican por triángulos, el color indica el residuo; verde si es menor a 0.5 segundos, amarillo entre 0.5 y 1.5 segundos y rojo para residuos mayores a 1.5 segundos. La estación sísmica más cercana al epicentro del sismo principal está ubicada en Herradura, Jacó. Para el cálculo de las réplicas también se usaron estas estaciones sísmicas.

4.1.1. MECANISMO FOCAL DEL SISMO DE HERRADURA

La solución del mecanismo focal (MF) del evento principal, calculado usando polaridades de los primeros arribos y el programa FOCMEC (Snoke et al., 1984) muestran un plano de falla inclinado al NE con un ángulo de 31°, el cual corresponde a una falla inversa con azimut de 287° y ángulo de deslizamiento de 71° (287°/31°/71°).

La solución del MF obtenida de la inversión de formas de onda y el paquete ISOLA (Sokos y Zahradnik, 2008 y 2013), también da como resultado un mecanismo inverso, con un plano de falla buzando al NE, con ángulo de inclinación de 20°, rumbo de 311° y deslizamiento de 98° (311°/20°/98°) (Figura 2B). El sismo está relacionado con el acople entre la placa de Cocos y la placa Caribe (Co-Ca) en el Pacífico Central de Costa Rica.

La correlación entre los datos sintéticos y observados usando estaciones en el campo cercano entre 18 y 129 km del epicentro es alta (Figura 2A) y el mecanismo focal obtenido está en concordancia con los mecanismos calculados por el USGS (2020). Asimismo, el centroide calculado usando datos de la red del OVSICORI-UNA, se ubicó debajo del epicentro a una profundidad de 25 km y +1.3 segundos después del tiempo de origen y una magnitud Mw 5.9.

Figura 2. A) Correlación de las formas de onda de desplazamiento reales (negro) y sintéticas (rojo) usando un ancho de banda de 0.05 a 0.12 Hz. El gráfico para cada componente de la estación sísmica indica tiempo (segundos) vs desplazamiento (metros), B) Mecanismo focal calculado usando inversión de formas de onda (línea continua en la esfera focal) y polaridades de primeros arribos, indicando los planos de falla con líneas discontinuas. Las estaciones usadas en la inversión de las formas de onda muestran la respectiva polaridad; con rectángulos blancos se indica la dilatación (D) y con rectángulos negros la compresión (C), el eje de Presión (P) está indicado por un círculo negro y el de tensión (T) por un círculo blanco. El eje de presión (215°/25) tiene dirección noreste y el de tensión con parámetros 27°/65°, C) Correlación vs profundidad para el sismo de Herradura. El porcentaje doble par de fuerzas (DP) se indica por una barra de color a la derecha y en este caso es de 81% DP.

Además, la correlación por profundidad también es bastante alta, alcanzando un valor de 0.83 (Figura 2C) para 25 km de profundidad; la cual corresponde a una profundidad similar a los sismos ubicados entre la interfaz CO-CA para esta zona.

Se hizo búsqueda en el plano, pero la mejor correlación se obtuvo para un punto ubicado por debajo del epicentro; lo que indica que los deslizamientos en la falla fueron focalizados y no se produjo rompimiento a lo largo del plano de falla, como lo evidencian las réplicas, que se mantuvieron concentradas y cercanas al hipocentro.

4.1.2. INTENSIDADES INSTRUMENTALES EN LA ESCALA DE MERCALLI MODIFICADA (MMI)

Las máximas PGA se registraron en la estación sísmica JACO, ubicada en Herradura, Garabito, Puntarenas, estas alcanzaron 11.52%g, que corresponde a una intensidad de VI en la escala IMM. Sin embargo, sismos con estas características tienen la particularidad de no producir daños importantes en infraestructuras, aunque la sacudida es fuerte y sentida por la población.

Para establecer la relación planteada por Wald et al., (2005) se utilizaron datos de PGA de 21 estaciones sísmicas, distribuidas por todo el país, y se determinó que las intensidades se corresponden con valores entre II y VI (Tabla 2, Figura 3B).

Tabla 2. PGA en estaciones del OVSICORI-UNA.

Las mayores intensidades (VI) se concentraron en la ciudad de Jacó y en Herradura; en Cóbano y Paquera, en el extremo sureste de la Península de Nicoya, se registró una intensidad máxima de V, las intensidades menores a III se registraron en poblados como San Isidro del General, Limón, Upala y en ciudades de la Gran Área metropolitana (GAM) destacando centros urbanos como San José (capital del país), Alajuela, Cartago y Heredia (Figura 3A).

Figura 3.A) Intensidades instrumentales en la escala de Mercalli Modificada (MMI) registradas para el sismo de Herradura del 24 de agosto de 2020, Ml 6,1. Para determinar las intensidades IMM se utilizó la relación de Wald et al., 2005; para conversión de PGA a intensidad. Los puntos blancos indican ciudades y poblados, B) Estaciones sísmicas, señaladas con triángulos rojos, donde se registraron las intensidades instrumentales.

Con base en la información recabada en el Facebook del OVSICORI-UNA se identificaron algunas particularidades relevantes, ya que la población reportó el sismo sentido desde muy fuerte a fuerte. Se destaca que en la ciudad de Jacó, ubicada a 13 km del epicentro, se reportó la caída de objetos en supermercados. Con la información facilitada por los usuarios de la red social (Facebook oficial del OVSICORI-UNA) se lograron sistematizar las principales características del sismo en las siete provincias del país (Tabla 3). Se hace énfasis en que la información recabada correspondió a reportes en el Facebook del OVSICORI-UNA y no a encuestas. En total se registraron 2679 reportes, los cuales se clasificaron por provincia y según la descripción macrosísmica.

Tabla 3. Descripción macrosísmica del sismo de Herradura y su distribución por provincias.

5. Análisis de la sismicidad en el área de estudio

En el área de estudio se han registrado otros sismos importantes, tales como a) el sismo del 25 de marzo de 1990 a las 13:22:55 hora UTC, Mw 7.3 (GCMT, 2020), b) el sismo del 20 de agosto 1999 a las 10:02:20 hora UTC, Mw 6.9 (GCMT, 2020) y c) el sismo del 13 de noviembre 2017, Mw 6.4 (este trabajo) y se presentó a las 02:28:20 hora UTC (Figura 4). Algunos de los sismos registrados en el área presentan dos particularidades importantes: a) microsismicidad abundante y b) que en un período de tiempo corto los eventos premonitores y sus réplicas, alcanzan una magnitud significativa, incluso en ocasiones cercanas a la del evento principal. Por ejemplo, el sismo ocurrido el 21 diciembre de 1939 (20:54:53, hora UTC) con magnitud Ms 7.3, y al día siguiente (04:44:03 hora UTC) se presentó una réplica magnitud Ms 6.8; el 19 de julio 1956 (23:26:30 y 23:38:04 hora UTC) se presentaron dos sismos de igual magnitud (Ms 6.2). El 23 agosto de 1978 (00:38:31 y 00:50:27 hora UTC), se ubicaron dos eventos en Sámara, frente a la Península de Nicoya, con magnitud de Ms 7.0 y 6.9, respectivamente; el 25 de marzo de 1990 (13:16:05 hora UTC), ocurrió un evento premonitor de Ms 6.4 y un evento principal de Mw 7.3 a las 13:22:55 hora UTC; el 20 de agosto de 1999 (10:02:20 hora UTC), un sismo de magnitud Mw 6.9 y una réplica al día siguiente (10:49:50 hora UTC) de Mw 5.8.

Figura 4. Se muestran con círculos rojos los epicentros para sismos que se han registrado en el Pacífico Central de Costa Rica, desde 1984 hasta agosto de 2020, con magnitudes Ml > 5.9. Se destacan cuatro principales eventos con su respectiva fecha y magnitud asociada a) el sismo del 25 de marzo de 1990 (Mw 7.3), b) el sismo del 05 de septiembre de 2012 (Mw 7.6), conocido como el terremoto de Nicoya, c) el sismo del 13 de noviembre de 2017 (Ml 6.4) y d) el sismo del 01de junio de 2019 (Ml 4.3), e) el sismo del 25 de agosto de 2020 (Ml 6,1). Los MF para el sismo del 05 setiembre 2012 (Quintero et al., 2014) y para el sismo de 25 de marzo 1990 (GCMT, 2020); los otros tres se realizaron en este trabajo. Los MF indican que los sismos ocurren como consecuencia de fallas inversas asociadas a la subducción de la placa de Cocos bajo la placa Caribe, buzando al nor-noreste y en bajo ángulo.

El penúltimo evento fuerte registrado en esta área corresponde al sismo de Esterillos del 13 de noviembre de 2017 (02:28:20 hora UTC), con magnitud Mw 6.4 y con una réplica de Ml 5.2 a las 02:32:31 hora UTC (Güendel, 1986; ISC, 2020; OVSICORI-UNA, 2020; Global Catalogue, 2020; para información sobre sismos históricos en la zona) (Tabla 4).

Tabla 4. Sismos históricos importantes entre 1939 y 2020.

Referente al sismo de Esterillos, se obtuvo que los parámetros de la fuente sísmica lo ubican en la latitud 9.463 y longitud -84.546, con una profundidad de 27 km. La magnitud es de Ml 6.4, con el centroide a 21 km de profundidad debajo del epicentro y a +4.0 segundos después del tiempo de origen. El plano de falla se orienta en dirección 289°, y buza 17°, su deslizamiento es de 85° (Figura 5). La magnitud momento obtenida usando datos de la red local es dos décimas inferiores a la obtenida usando datos de la red global por el GCMT (2020), que la ubica en Mw 6.6, cuya diferencia en magnitud se debe al ancho de frecuencias usadas en la inversión. Por otra parte, se muestran (Figura 6A) los epicentros de algunos sismos registrados entre el 2010 y agosto de 2020, con su respectivo perfil indicado a lo largo de la línea 1, así como la sismicidad asociada a los sismos de Esterillos y Herradura. La sismicidad se concentró en los primeros 25 km de profundidad (Figura 6B), con epicentros al sur de la ciudad de Jacó. Un perfil de la sismicidad a lo largo de la línea 1 muestra que el sismo se encuentra en la parte superior de la zona sismogénica y en contacto CO-CA y el sismo principal corresponde a una falla inversa. El sismo de Esterillos se caracteriza por tener réplicas hacia arriba del epicentro y el de Herradura por estar alrededor de la zona epicentral.

Figura 5. Inversión por el centroide y tensor de momento del sismo del 13 de noviembre de 2017. A) Gráfico de formas de ondas observadas y sintéticas en estación sísmicas usadas, en color negro y rojo, respectivamente, B) Mecanismo focal y estaciones usadas en la inversión, C) Gráfico que muestra la correlación a diferentes profundidades, con diagrama de barras indicando el porcentaje de doble par de fuerzas.

Es posible que estos sismos estén asociados con la subducción de los altos batimétricos que ingresan a lo largo del margen central de Costa Rica y que forman asperezas aisladas que pueden generar terremotos que podrían alcanzar una magnitud Mw 7.3 (GCMT, 2020).

Después del sismo de Esterillos (Mw 6.4) se ubicó sismicidad cortical superficial, donde ocurrió un sismo magnitud Ml 4.3 el 01 de junio de 2019 a las 06:53:29 hora UTC, cuyo origen es atribuido a una falla normal con componente de desplazamiento y parámetros para un plano nodal azimut=18°, buzamiento= 61° y deslizamiento= -139°, parámetros obtenidos con inversión por el CMT usando datos sísmicos de la red del OVSICORI-UNA. En el pasado sismicidad como la del sismo de Cóbano del 25 de marzo 1990, Mw 7.3 disparó sismicidad en la placa continental; que ocurrió en superficie (Protti et al., 1995), después del sismo del 13 de noviembre de 2017 no es muy clara en una relación directa con este; pero existe sismicidad localizada en la placa continental, principalmente en fuentes sísmicas, cercanas al epicentro.

Figura 6. Epicentros de sismos registrados por la red sísmica del OVSICORI-UNA, entre 2010 hasta septiembre del 2020 representados por círculos negros, verdes y rojos, los dos últimos indican epicentros para los primeros 10 días de réplicas después de ocurrido el sismo de Esterillos y Herradura, respectivamente, B) Proyección vertical de los sismos que se encuentran a una distancia máxima de 30 km (líneas grises gruesas en mapa), a ambos lados de la línea 1 y las proyecciones de sus MF en la línea 1, se muestra el eje P y T, con círculos blancos y negros, respectivamente. Con estrellas azules se indican las localizaciones de los sismos de Herradura y Esterillos. Se presenta una ampliación en la esquina inferior izquierda de los eventos principales.

En profundidad y a unos 100 km de distancia de la trinchera, en la zona de contacto de las placas CO-CA se localizan pocos sismos y los sismos como el de Esterillos y el de Herradura ubican el centroide por debajo del epicentro, con réplicas hacia la TMA; por lo que la zona que evidencia poca sismicidad puede ser una barrera que impida rompimiento a lo largo del plano de inmersión de la falla (Figura 6). El cambio de esfuerzos estáticos de Coulomb para los sismos de Esterillos (Mw 6.4) y de Herradura (Mw 5.9) graficados con perfiles que cortan la TMA y en dirección al buzamiento de la placa de Cocos muestran que existe una acumulación de esfuerzos en los extremos superior e inferior de la falla inversa que originó estos sismos (Figura 7). El extremo inferior de esta zona de interfaz sismogénica entre las placas de Cocos y Caribe, ubicada al noroeste de donde ocurrieron los sismos en mención, ha mostrado poca sismicidad en el pasado y donde existe acumulación positiva de esfuerzos puede indicar una zona con potencial para generar futuros eventos sísmicos.

Figura 7. A) Cambios de esfuerzos estáticos de Coulomb debido al sismo del Esterillos (parámetros de falla 289◦ /17◦/85◦, Mo=4.35e+18 Nm, Mw 6.4, profundidad 21 km, epicentro indicado por estrella blanca, B) Cambios de esfuerzos estáticos de Coulomb debido al sismo de Herradura (parámetros de falla 11◦/20◦/98◦, Mo=9.719e+17, Mw 5.9, profundidad 25 km), epicentro indicado por estrella blanca, se asume un coeficiente de fricción de 0.4. La barra de colores indica los cambios de esfuerzos de Coulomb en bares y con círculos negros se muestran algunos de las localizaciones del catálogo sísmico del OVSICORI-UNA. Una línea de color rojo muestra la TMA y en negro y verde se indica la falla en profundidad y la proyección en superficie, un cuadrado en rojo indica la dimensión de falla.

Resultados preliminares de la distribución de deslizamiento final en el plano de falla 289◦/17◦/85◦ para el sismo de Esterillos, y para el sismo de Herradura en el plano de falla 311◦/20◦/98◦, muestran una concentración de deslizamientos concéntricos alrededor del centroide con deslizamientos máximos de 0.6 y 0.1 metros, respectivamente y con una ligera concentración hacia la parte inferior de la falla para el sismo de Esterillos y hacia la superficie para el sismo de Herradura (Figura 8).

Figura 8. A) Modelo de deslizamiento obtenido a partir de la inversión de deslizamiento lineal de fallas finitas para el sismo de Esterillos, Mw 6.4, B) Modelo de deslizamiento obtenido a partir de la inversión de deslizamiento lineal de fallas finitas para el sismo de Herradura, Mw 5.9. La escala de la derecha representa la variabilidad de la amplitud de deslizamiento. El asterisco en color gris denota el centroide proyectado en el plano de falla (no se usa en la inversión). La distancia es a lo largo del azimut.

6. Discusión

El sismo del 24 de agosto del 2020, 21:51:08 hora UTC, conocido como el sismo de Herradura, ubicado en el Pacífico Central de Costa Rica, corresponde a una falla inversa, con hipocentro a 18 km de profundidad, su centroide se encuentra debajo del epicentro a 25 km de profundidad y +1.3 segundos después del tiempo de origen. Sismos con este tipo de mecanismo focal están asociados a la interfaz Cocos-Nazca, tal y como se observa en el perfil en profundidad (Figura 6). La ubicación del centroide y de las réplicas muestran que los hipocentros se encuentran concentrados en un área pequeña y que no existe rompimiento a lo largo de la inmersión de la placa de Cocos bajo la placa Caribe.

Lo mismo ocurrió con el sismo de Esterillos con centroide por debajo del epicentro.

Estos sismos inversos de mayor magnitud están asociados con la subducción de los altos batimétricos que ingresan a lo largo del margen central del antearco de Costa Rica y forman asperezas aisladas que tienen potencial para generar sismos con una magnitud de Mw 7.3 (GCMT, 2020). El modelo de deformación de la placa superior propuesto para esta región por Domínguez et al. (1998) indica que se desarrollan fallas inversas arqueadas delante del monte submarino, fracturas subverticales que se extienden desde arriba del monte submarino, algunas con movimiento de desplazamiento de rumbo.

El monte submarino acrecionado proporciona una aspereza local, pero podría transferir la tensión a las fracturas preexistentes en la parte superior, en relación directa con los sismos que abarcan un amplio rango de profundidades.

Estos sismos con mecanismo focal normal estarían asociados al colapso producido por la depresión creada durante la deformación del talud continental cuando el monte submarino pasa por debajo, similar a los modelos propuestos por Dominguez et al. (1998), von Huene et al. (2000), Husen et al. (2002), Hühnerbach et al. (2005) y Sak et al. (2009).

Esta región sobre el monte submarino se caracteriza por patrones complejos de fallas normales y deslizamientos (Sak et al., 2009; Hühnerbach et al., 2005), por lo que se esperarían fallas normales producidas por un monte submarino en subducción, debido al colapso del material de la placa superior (Dominguez et al., 1998).

7. Conclusiones

El sismo de Herradura, 21:51:08 hora UTC, ubicado en el Pacífico Central de Costa Rica, corresponde a una falla inversa, con hipocentro a 18 km de profundidad, su centroide se encuentra debajo del epicentro a 25 km de profundidad y +1,3 segundos después del tiempo de origen, con deslizamiento en forma circular, distribución uniforme y máximos deslizamientos de 0.1 m y magnitud Mw 5.9. Sismos con este tipo de mecanismo focal están asociados a la interfaz CO-CA y asociados con la subducción de la placa de Cocos bajo la placa Caribe. La disminución de la sismicidad que se observa debajo de la interfaz podría estar relacionado a un monte submarino cortado en la placa subducida.

La ubicación del centroide y de las réplicas del sismo de Herradura muestran que los hipocentros se encuentran concentrados en un área pequeña y que no existe rompimiento a lo largo de la inmersión de la placa de Cocos bajo la placa Caribe; lo mismo ocurrió con el sismo de Esterillos, a las 02:28:20.3 hora UTC, con magnitud Mw 6.4 con centroide por debajo del epicentro y máximos deslizamientos de 0.6 m y con concentración de réplicas hacia la superficie y en zonas con cambio de esfuerzos de Coulomb negativos.

La acumulación de esfuerzos estáticos como lo muestra el cambio de esfuerzos de Coulomb se da en las fronteras superior e inferior de la falla en la zona de interfaz sismogénica entre la placa de Cocos y la placa Caribe, zona que se caracteriza por haber subducido montes submarinos que han sido generadores de sismos fuertes en el pasado. La distribución de deslizamientos muestra concentración alrededor del centroide y sin deslizamiento hacia la parte inferior de la interfaz sismogénica; por lo que la distribución de esfuerzos y deslizamiento en la falla producto de estos sismos puede indicar que la parte inferior de la zona sismogénica en esta parte del Pacífico Central de Costa Rica tiene alto potencial sísmico. Es posible que un monte submarino en la zona esté actuando como barrera que impide la propagación de la ruptura a lo largo de la zona de acople CO-CA.

En la proyección de la sismicidad por profundidad se observa que los sismos en la zona de contacto de las cortezas CO-CA se encuentran concentradas en la zona más superficial quedando la zona inferior de la interfaz con capacidad de romper con otro sismo fuerte o por el contrario actuar como barrera que impida el rompimiento hacia debajo de la zona sismogénica.

La magnitud del sismo de Herradura fue fuerte (Ml 6.1; Mw 5.9), sin embargo, al no ser un sismo superficial y al romper en la TMA y concentrar sus réplicas en esta zona, no generó daños en ciudades y poblados cercanos al epicentro, tal como la ciudad de Jacó (ciudad más próxima). Las intensidades instrumentales en la escala de Mercalli Modificada (MMI) máximas de VI y aceleraciones pico de ~12%g en la estación más cercana al epicentro, provocó caída de objetos y pánico en las personas en el área de mayor aceleración del suelo, sin embargo, no se reportaron daños a estructuras o pérdidas de vidas.

Agradecimientos

Agradecemos al editor en jefe Dr. Antoni Camprubí y a los dos revisores anónimos por sus comentarios constructivos y sugerencias para mejorar este trabajo. Agradecemos también a la Comisión Nacional de Prevención de Riegos y Atención de Emergencias (CNE) por los fondos económicos facilitados al OVSICORI-UNA, mediante la ley 8488 para el mantenimiento de la red de monitoreo sísmico en el país y al equipo de profesionales del OVSICORI-UNA por su arduo trabajo en mantener en operación la red sísmica y por el trabajo realizado para la recopilación de la sismicidad del país desde 1984 y a la Universidad Nacional por medio del OVSICORI-UNA porpermitir el uso de los datos sísmicos. Se agradece al Dr. Allan López por su generosa contribución en la forma de usar el paquete Coulomb3.3 y al Dr. Esteban Poveda de la Red Sísmica de Colombia por la ayuda con el cálculo de la distribución de deslizamiento en la falla producto de estos sismos fuertes, y a ambos por la discusión sobre los cambios de esfuerzos; distribución y tasa de deslizamientos de los sismos analizados aquí.

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Manuscrito recibido: 11 de Septiembre de 2020
Manuscrito corregido: 8 de Diciembre de 2020
Manuscrito aceptado: 20 de Diciembre de 2020

Evidencias paleosísmica y arqueosísmica de la simbología Posclásica Tardía P’urhepecha en Michoacán (México). ¿Primeras señalizaciones sísmicas de la historia?

Paleoseismic and archeoseismic evidence of the Late Postclassic P’urhepecha symbols in Michoacán (Mexico). First historical seismic signaling?

Miguel Ángel Rodríguez-Pascua ^1,*, Víctor Hugo Garduño-Monroy ^{2, †}, Isabel Israde-Alcántara²,

María Ángeles Perucha¹, Raúl Pérez-López ¹, Jorge Luis Giner-Robles ³, Nieves Sánchez Jiménez⁴

¹ Instituto Geológico y Minero de España (IGME). Ríos Rosas, 23. 28003 Madrid, España.

² Instituto de Investigaciones en Ciencias de la Tierra, Universidad Michoacana de San Nicolás de Hidalgo, Morelia, México.

³ Departamento de Geología y Geoquímica, Facultad de Ciencias, Universidad Autónoma de Madrid, Ciudad Universitaria de Canto­blanco s/n, 28049 Madrid, España.

⁴ Instituto Geológico y Minero de España (IGME). Unidad de Canarias. C/ Alonso Alvarado, 43, 2ºA. 35019, Las Palmas de Gran Canaria, España.

^†En memoria.

* Autor para correspondencia: (M. Rodríguez- Pascua) This email address is being protected from spambots. You need JavaScript enabled to view it.

Cómo citar este artículo:

Rodríguez-Pascua, M.A., Garduño- Monroy,V.H., Israde-Alcánta, I., Perucha, M.A., Pérez-López,R., Giner-Robles, J. L., Sánchez Jiménez, N., 20201, Evidencias paleosísmica y arqueosísmica de la simbología Posclásico Tardía P’urhepecha en Michoacán (México). ¿Primeras señalizaciones sísmicas de la historia?: Boletín de la Sociedad Geológica Mexicana, 73 (2), A161220. http://dx.doi.org/10.18268/BSGM2021v73n2a161220

RESUMEN

Las culturas mesoamericanas prehispánicas del altiplano mexicano, y en concreto los imperios P’urhepecha y Azteca (Periodo Posclásico tardío, 1300 – 1500 AD), experimentaron grandes terremotos destructivos que dejaron una impronta en su sociedad y determinó tanto sus ritos espirituales como su urbanismo. Este trabajo describe varios paleoterremotos que los P’urhepechas experimentaron en la ribera del Lago de Pátzcuaro a partir de técnicas de paleosismología. Se constata que grandes bloques basálticos asociados a los ritos religiosos P’urhepechas fueron colocados en el bloque hundido de dos grandes rupturas superficiales de origen sismogénico que afectaron a la geografía del propio lago. Los P’urhepechas colocaron dos grandes bloques de roca basáltica de más de 1 m³ de volumen y con su superficie tallada para utilizarlos en sus ritos espirituales. Los estudios paleosísmicos sugieren que ocurrieron varios terremotos de magnitud entre M 6,5 y M 7 con ruptura superficial y probablemente con una migración de la orilla del lago (Garduño-Monroy et al., 2009 y 2011a). Además, este trabajo demuestra que dichos terremotos se suceden desde el periodo Preclásico (3000 BP). En tiempos posteriores, durante la conquista española, se esculpió en el bloque basáltico una gran cruz cristiana de tipo maltesa que correspondería con el proceso de evangelización cristiana a lo largo del siglo XVI en la zona de Michoacán, lo que afianza el significado espiritual de dichos bloques. En cualquier caso, estamos ante una de las manifestaciones humanas más antiguas de los efectos de los sismos sobre culturas ancestrales.

Palabras clave: Civilización P’urhepecha, paleoterremoto, paleosismología, señalización sísmica.

ABSTRACT

The pre-Hispanic Mesoamerican cultures of the Mexican highlands, and specifically the P’urepecha and Aztec empires (Late Post-Classic Period, 1300 - 1500 AD), experienced great destructive earthquakes that left a mark on their society and determined both their spiritual rites and their urbanism. This paper studies several paleoearthquakes that the P’urepechas experienced in Lake Pátzcuaro, using paleosismology techniques, as well as the existence of large basaltic blocks associated with their religious rites appearing in the hanging wall of two large surface ruptures of coseismic origin (normal faults) that affected the geography of the lake itself. Paleoseoseismic studies suggest that several earthquakes of magnitude between M 6.5 and M 7 occurred with fault surface rupture and probably with a migration from the lake shore. In addition, these studies show that these earthquakes have been occurring since the Preclassic period (3000 BP). Later, the P’urepechas placed two large basalt blocks of more than 1 m³ in volume over the hanging wall of these faulting ruptures and carved their surface for spiritual purposes. In later times during the Spanish conquest, a large Maltese-style Christian cross was carved, which would correspond to the process of Christian evangelization throughout the 16th century in the area of Michoacán, thus reinforcing the spiritual significance of these blocks. In any case, we are facing one of the oldest human manifestations of the effects of earthquakes on ancestral cultures.

Keywords: P’urepecha Civilization, paleoearthquake, paleoseismology, seismic signalization.

1. Introducción

La intensa actividad sísmica en México se remonta más allá del denominado periodo instrumental (siglos XX y XXI), pudiendo afirmar que los antiguos pobladores prehispánicos que ocuparon la Meseta Central Mexicana no solo experimentaron y sufrieron grandes y destructivos terremotos, sino que los incorporaron en su memoria (García Acosta y Suarez Reynoso, 1996; Garduño-Monroy y Escamilla, 1996; Garduño-Monroy, 2016). Las diferentes culturas mesoamericanas que han poblado la región central mexicana, la costa pacífica y la zona maya, han sufrido grandes terremotos asociados con la subducción de las placas de Rivera y Cocos por debajo de la placa Norteamericana (Kovach, 2004; Rodríguez-Pascua et al., 2011; Méjean et al., 2015; Brocard et al., 2016; Garduño-Monroy et al., 2019). También han ocurrido grandes terremotos intraplaca como el terremoto de Acambay de 1912, cuya magnitud osciló entre M 6.9 y 7 (Suter et al., 1996; Langridge et al., 2000; Rodríguez-Pascua et al., 2017; Mendoza-Ponce et al., 2018).

La combinación entre la arqueología y la paleosismología permite completar los catálogos de grandes eventos destructivos que afectaron a las culturas prehispánicas y sus avanzadas sociedades, quedando la impronta en sus restos arqueológicos (Pérez-López et al., 2010; Garduño-Monroy, 2016; Garduño-Monroy et al., 2019; Rodríguez-Pascua et al., 2019). Este trabajo se centra en el estado de Michoacán, concretamente en el entorno arqueológico y geológico del Lago de Pátzcuaro, 45 km al oeste de la capital del estado, Morelia. Esta zona presenta numerosas fallas con actividad tectónica cuaternaria, de tipo intraplaca con capacidad de generar terremotos de M 7 (Langridge et al., 2000; Garduño-Monroy et al., 2009; Rodríguez-Pascua et al., 2017; Mendoza-Ponce et al., 2018).

El Cinturón Volcánico Transmexicano es una franja de dirección E-O que presenta un volcanismo activo asociado a un sistema de fallas de desgarre con esta misma orientación (Figura 1) (Pérez-López et al., 2011). La banda de deformación Morelia-Acambay es una de estas grandes estructuras de desgarre transtensivo que ha favorecido el volcanismo en la zona durante todo el Cuaternario (Hasenaka y Carmichael., 1985; Garduño-Monroy et al., 2009; García-Quintana et al., 2016; Ramírez-Uribe et. al., 2019; Gómez-Vasconcelos et al., 2020). Tanto la actividad volcánica como la actividad tectónica cuaternaria en las fallas han generado numerosas depresiones endorreicas donde actualmente se encuentran alojadas diferentes cuencas lacustres, algunas tan importantes como el lago de Cuitzeo y los antiguos lagos de Zacapu y Acambay, estos dos últimos drenados en tiempos históricos para obras de regadío. En el extremo occidental de la Falla Morelia-Acambay se localiza el lago de Pátzcuaro (Figura 1). A orillas del lago, en la localidad de Tzintzuntzan (“lugar de mariposas” en lengua P’urhepecha), se ubicó el centro político y administrativo de una de las civilizaciones más importantes de Mesoamérica, el pueblo P’urhepecha (también conocidos como el Imperio de los Tarascos); el centro religioso se situaba en la isla de Jarácuaro (“lugar aparecido” en lengua P’urhepecha; Corona Núñez, 1957), en el extremo suroccidental del lago. En esta isla de Jarácuaro existen diferentes trabajos paleosismológicos que indican la actividad cuaternaria de fallas que generaron terremotos en época prehistórica e histórica, llegando a afectar al pueblo P’urhepecha. En una de las trincheras paleosísmicas realizadas por Garduño-Monroy et al. (2011a) se estudia una falla normal cuyo bloque hundido presenta a techo, sobre la superficie del suelo, un bloque de basalto de grandes dimensiones (c.a. 1 m³). Este bloque fue esculpido en forma de lo que podría interpretarse como una silla de montar. En el presente trabajo se muestra una segunda trinchera realizada en otra de las fallas normales, situada a tan solo 100 m de la anterior trinchera, donde se localiza un segundo bloque de basalto. Este bloque tiene forma alargada, es de 4 m³ y está situado también en el bloque hundido de la falla estudiada en la trinchera. Ambos bloques fueron traídos desde la orilla del lago a 1.500 m de distancia (Garduño-Monroy et al., 2011a), puesto que la Isla de Jarácuaro está formada exclusivamente por sedimentos lacustres. Al no existir evidencias de bloques dispersos en otros sectores de la ribera de Jarácuaro, se infiere que debieron tener un importante valor simbólico para realizar semejante esfuerzo. Ambas fallas normales con ruptura superficial, afectan a suelos que contienen materiales arqueológicos del período Posclásico (950 hasta 1521 ADC) (Fisher et al., 2003; Garduño-Monroy et al., 2011a). ¿Fueron estos bloques basálticos una señalización de fallas activas tras los terremotos que pudieron sufrir los P’urhepechas en esta época?, esta es una de las cuestiones que discutiremos en este trabajo.

Figura 1. Situación geográfica del lago de Pátzcuaro y la isla de Jarácuaro. A) Contexto tectónico de la Falla de Morelia-Acambay y el lago de Pátzcuaro (Lpz) (Modificada de Garduño-Monroy et al., 2001); B) imagen de Google Earth del lago de Pátzcuaro y su entorno.

2. Localización geográfica y encuadre geológico

El lago de Pátzcuaro se sitúa en el NE del estado mexicano de Michoacán, dentro del Cinturón Volcánico Transmexicano y de la banda de deformación del sistema de fallas Morelia – Acambay. Este sistema de fallas que tiene dirección general E-O, había sido descrito inicialmente en sus segmentos más orientales por Suter et al. (2001) y posteriormente por diferentes autores (Rodríguez-Pascua et al., 2010, 2017; Lacan et al., 2013; Ortuño et al., 2015; Sunye-Puchol et al., 2015; Langridge et al., 2013; Velázquez-Bucio et al., 2018), mientras que en la zona más occidental ha sido trabajada por Garduño-Monroy et al. (2009, 2011), Soria-Caballero et al. (2019), Pérez-Orozco et al. (2018), Mendoza-Ponce et al. (2018) y Gómez-Vasconcelos et al. (2020). Toda la extensión del sistema de fallas Morelia-Acambay es una estructura activa que ha actuado durante todo el periodo Cuaternario (Quintero–Legorreta et al., 1988; Suter et al., 1992, 1995 y 2001; Ramírez-Herrera, 1996; Garduño-Monroy et al., 1998 y 2001; Garduño-Monroy y Escamilla, 1996; García-Palomo et al., 2000). Los estudios realizados han revelado que estas fallas son visibles en la cuenca del lago de Pátzcuaro y afectan a materiales del Pleistoceno-Holoceno, siendo fallas normales de dirección E-O las que han definido la geometría de esa cuenca lacustre. Además, hay que tener en cuenta que la cuenca también fue modelada por la distribución del volcanismo monogenético, el cual se encuentra concentrado sobre estructuras ENE-OSO y N-S (Pérez-López et al., 2011; Soria-Caballero et al., 2019; Pérez-Orozco et al., 2018; Gómez-Vasconcelos et al., 2020). Los límites norte y sur de la cuenca lo constituyen dos alineaciones de conos volcánicos de dirección E-O. En el interior del lago se pueden diferenciar dos tipos de islas: las de origen volcánico y las constituidas exclusivamente por sedimentos lacustres. Dentro del primer grupo están las islas de Janitzio y Pacanda, mientras que las formadas por sedimentos lacustres son Jarácuaro y Uricho. Debido al descenso del nivel del lago en las últimas décadas, algunas de estas islas han pasado a ser penínsulas dentro del lago, como es el caso de Jarácuaro. El sur del lago está limitado por una serie de fallas normales que han ido modificando progresivamente la morfología del lago, levantando la isla de Jarácuaro y generando el colapso del cerro El Estribo (Garduño-Monroy et al., 1998, 2011a; Pola et al. 2014, 2015). Sin embargo, la erupción del Volcán de la Taza (a 6 km al SO de la isla de Jarácuaro) hace 9.300 años (Osorio-Ocampo et al., 2018), generó un levantamiento de las secuencias lacustres de más de 40 m (Israde-Alcántara et al., 2005), haciendo retroceder al lago a su geometría actual, habiendo también retrocedido la lámina de agua desde el periodo colonial, cuando el nivel del lago estaba a 2.041 m.s.n.m, mientras que en la actualidad está a 2.013 m.s.n.m (Garduño-Monroy et al., 2011a y 2011b). Actualmente su profundidad máxima está entorno a los 12 m (Chacón, 1990).

La edad del inicio de la sedimentación en el lago de Pátzcuaro está fechada en torno a los 48.000 años BP y corresponde a las dataciones realizadas por diferentes autores junto a la Isla de Janitzio (Watts y Bradbury, 1982; Bradbury, 2000). En la Isla de Jarácuaro la secuencia basal está intensamente plegada y elevada 30 m sobre el nivel del lago, siendo en este caso la edad de los sedimentos más antiguos de 31.800 años BP (Israde-Alcántara et al., 2005).

Son abundantes los ejemplos de deformaciones de origen sísmico a lo largo de toda la columna estratigráfica del lago, así como por efecto de la actividad tectónica, pudiéndose identificar al menos 3 eventos sísmicos de gran magnitud (M > 5) acaecidos en los últimos 20.000 años (Garduño-Monroy et al., 2011a).

Las márgenes del lago han estado habitadas desde épocas antiguas por el hombre debido a los importantes recursos que supone una masa de agua estable. El pueblo P’urhepecha fue el primero que se asentó en las márgenes de este lago, hecho constatado por la gran abundancia de industria lítica y cerámica del Periodo Formativo (3.000 años B.P.; Fisher et al., 2003), así como restos arqueológicos con grandes construcciones en las márgenes del lago como las Yácatas de Tzintzuntzan o las pirámides de Ihuatzio (Pollard, 1994). Los P’urhepechas debieron convivir con la frecuente actividad sísmica de las fallas activas y respondieron con diferentes manifestaciones culturales y/o religiosas.

2.1. BREVE HISTORIA Y EVOLUCIÓN DE LA CULTURA P’URHEPECHA

Las civilizaciones mesoamericanas que ocuparon la zona central de México se han dividido, a partir de varios estudios arqueológicos, en tres períodos de tiempo: (1) el período Preclásico o período Formativo, (1500 BC - 300 AD), (2) el período Clásico (300 - 950 AD), y el período Posclásico (950 hasta 1521 AD). La zona de Michoacán, y en concreto la zona de estudio del lago de Pátzcuaro, muestra la presencia de poblaciones estables desde el Preclásico (3000 BP; Fisher et al., 2003). Según la cronología de Piña-Chan (1976), el periodo de auge P’urhepecha coincidiría con la fase de dominio de pueblos y estados militaristas con la formación de señoríos e imperios militaristas entre 1200 y 1521 AD (Figura 2).

Figura 2. Evolución temporal de la orilla de la zona SO del lago de Pátzcuaro y las zonas habitadas desde la actualidad pasando por los periodos culturales según Fisher et al. (2003); terrenos volcánicos interpretados a partir de fotografía aérea y según Pollard (2008). La localización de los bloques está señalizada por una estrella roja. También se incluyen las canteras históricas donde proceden los bloques. A) Situación actual del Lago de Pátzcuaro con sus localidades. Las flechas indican la dirección de flujo del malpaís en relación a la erupción volcánica de la Taza (ca 8430 BP, Garduño-Monroy et al, 2011a) y el edificio monogenético (triángulo rojo). B1) Zonas habitadas y orilla del lago durante el periodo 1520 – 1650 AD; se observa una regresión de la zona lacustre desde entonces hasta a la actualidad. B2) Periodo 1350 – 1520 AD, regresión de la zona del lago y periodo de máxima ocupación del terreno (Fisher et al. (2003). B3) Periodo 1000 – 1350 AD con crecimiento de población y situación lacustre estable frente al periodo inicial 1 – 1000 AD (B4).

Pollard (2008) introduce los diferentes periodos culturales de ocupación de la zona central de Michoacán que correspondería con la zona de estudio. Los primeros vestigios de ocupación corresponderían al preclásico medio (Chupícuaro) entre los años 500 – 150 BC, siendo la última fase local la fase Tariacuri (1350 – 1525 AD), que correspondería con la emergencia y establecimiento del imperio P’urhepecha, el cual dominó la región hasta las fases de ocupación española del siglo XVI.

Este imperio, también denominado Reino de Tzintzuntzan, se estableció a lo largo del lago de Pátzcuaro, formando un estamento sociopolítico que llegó a rivalizar con el otro gran imperio contemporáneo de la época, el Imperio Azteca. Durante el periodo Posclásico de dominio P’urhepecha, el núcleo del imperio giraba en torno al lago de Pátzcuaro con la capital Tzintzuntzan en su margen oriental, y con los centros religiosos de Ihuatzio y Pátzcuaro (Pollard, 2008).

El imperio P’urhepecha consistió en una organización sociopolítica con un gobernante (caltzontzi), un sacerdote principal y una alta burguesía, constituyendo el segundo imperio en importancia y ocupación entre los siglos XIV y XVI (Pollard, 2004, 2008; Martínez-González, 2013). En cuanto a su arquitectura, cabe destacar la construcción de grandes centros ceremoniales y espirituales que consistían en grandes plataformas de base rectangular sobre las que se edificaban estructuras semicirculares denominadas yácatas, donde se mantenía un fuego constante por parte de los sacerdotes (Fisher, 2019). Estas edificaciones serían las pirámides y altares que usarían los P’urhepechas para sus ritos espirituales.

3. Metodología

El presente trabajo se basa en la utilización de técnicas paleosísmicas clásicas para la identificación de los saltos cosísmicos más recientes en fallas activas. En el caso de tener fallas con expresión geomorfológica de su actividad y no disponer de afloramientos naturales, es necesario recurrir a la realización de trincheras. Este tipo de técnicas pueden ser ya consideradas como clásicas, ya que comenzaron a desarrollarse en los años 70 del pasado siglo XX (McCalpin, 2009). Los trabajos paleosísmicos previos, realizados en la isla de Jarácuaro, fueron llevados a cabo por Garduño-Monroy et al. (2011a y 2011b).

En ese trabajo previo ya se localizó uno de los grandes bloques de andesita junto a la traza de la ruptura superficial de una falla normal, sobre el bloque hundido de la misma (bloque de “La Silla”), mientras que en el presente trabajo se llevó a cabo la trinchera realizada junto al bloque de mayor tamaño. En el trabajo de Garduño-Monroy et al. (2011a) se obtuvo una microtopografía de detalle utilizando un GPS diferencial, para localizar correctamente las trazas de las fallas, que previamente fueron identificadas mediante ortoimágenes de satélite. Estos autores excavaron una trinchera de 6m de longitud y 3m de profundidad junto al bloque de “La Silla”, comprobando que este bloque basáltico fue situado en el labio hundido de la falla normal identificada con anterioridad. En el presente trabajo se realizó una trinchera de 19 m de longitud y 4 m de profundidad, junto al bloque de mayor tamaño para poder contrastar si efectivamente se encontraba también en el bloque hundido de una falla normal paralela a la anterior y distante tan solo 100 m de la trinchera del bloque de “La Silla” (Figuras 3 y 4).

Figura 3. Fotografías de afloramiento de los bloques situados sobre las fallas normales: A) Bloque más pequeño conocido como “La Silla” (vista hacia el oeste); B) Bloque situado 100 m al NO de “La Silla” (vista hacia el oeste).

Una vez realizadas las trincheras e identificado el carácter antrópico de la localización de los bloques de andesita, situados sobre los materiales lacustres y suelos con restos arqueológicos de la isla de Jarácuaro, se pasó a la búsqueda de sismicidad histórica en la zona, para lo cual se recurrió a los catálogos de García Acosta y Suarez Reynoso (1996) y Garduño-Monroy y Escamilla (1996).

Ninguno de los eventos citados en los catálogos se podía asignar a los datos obtenidos en las trincheras, ya que el registro histórico presenta importantes lagunas de información en el periodo prehispánico, debido a que el pueblo P’urhepecha transmitía de forma oral su historia y no han quedado documentos escritos donde se haya podido contrastar esta información.

Por este motivo, hemos recurrido a trabajos etnográficos donde se ha documentado la tradición y religiosidad P’urhepecha, como es el trabajo de Corona Núñez (1957), para realizar una interpretación cultural/religiosa de esta manifestación antrópica de la colocación de grandes bloques de basalto en rupturas cosísmicas en fallas. Este autor realiza una recopilación de los principales dioses y su función dentro de la cosmología P’urhepecha, como el hecho de que relacionaban el origen de los dioses principales y del propio pueblo P’urhepecha en las rocas. Esta parte se ha utilizado para elaborar una hipótesis sobre el posible origen religioso de la colocación de estos bloques tras haber sufrido un importante terremoto, la cual se ha podido constatar gracias a los estudios paleosismológicos en trinchera.

Figura 4. Fotografías de afloramiento de los bloques de basalto que señalizan las rupturas superficiales de sendas fallas activas: A) Vista al suroeste del bloque SE junto a la trinchera realizada, “La Silla”; B) vista norte del bloque SE en el que se aprecia su morfología de “Silla”; C) Trinchera realizada junto al bloque NO, con sedimentos deformados por slumps en primer término y D) Vista al estebloque NO.

4. Eventos geológicos catastróficos en el entorno del Lago de Pátzcuaro y la Isla de Jarácuaro

Como ya se ha comentado con anterioridad, los procesos activos en el Cinturón Volcánico Transmexicano han modelado el relieve de la zona, incluidas las cuencas lacustres. El lago de Pátzcuaro ha sido afectado por grandes eventos catastróficos en los últimos 30.000 años, así Garduño-Monroy et al. (2011a) describen la presencia de diferentes eventos utilizando tanto la geomorfología como el registro sedimentario del propio lago:

-Megadeslizamiento de El Estribo. Este gran deslizamiento ocupa una superficie de 9 km² y desplazó un volumen de aproximadamente 1.8 km³, cuya datación por el método del C¹⁴ arrojó una edad aproximada de 28.380±380 años BP. Estudios más recientes (Pola et al., 2015) otorgan un origen sísmico al mecanismo de disparo que generó el megadeslizamiento de El Estribo, pero en este caso la datación que obtienen por el método C¹⁴ arrojó una edad de ~14.000 años BP. Estos autores interpretan como sísmico el mecanismo disparador que produjo este deslizamiento, estableciendo una M = 7,3 utilizando las relaciones de Keefer (1984).

-Paleoterremoto de hace 24.000 años. Obtenido mediante una trinchera en la isla de Jarácuaro, tiene un salto relativo de falla de 1,7 m. Esta falla forma parte de un conjunto de horst y graben que forman la isla. Este tipo de paleoterremotos dan idea de la importancia de la sismicidad intraplaca en esta zona.

-Erupción del Volcán de La Taza. Evento eruptivo datado por el método C¹⁴ (AMS) en 9.300 años (Osorio-Ocampo et al., 2018),que produjo un levantamiento de más de 40 m de las series sedimentarias lacustres en el margen sur del lago. Es posible que este levantamiento no se deba exclusivamente a un único evento eruptivo y esté relacionado también con la notectónica de la zona. Estos sedimentos diatomíticos aparecen intensamente deformados y afectados por fallas normales.

-Paleoterremoto afectando a suelos con restos arqueológicos. El último observado en las trincheras realizadas por Garduño-Monroy et al., (2011a) donde el salto aparente es de 45 cm y afecta a suelos actuales con restos arqueológicos comprendidos entre 3.000 y 900 años BP (Fisher et al., 2003).

-Seiche o “tsunami lacustre”. Garduño-Monroy et al. (2011b) identifican en dos trincheras realizadas en la isla de Jarácuaro un nivel de 10 cm de potencia compuesto por restos fragmentados de bivalvos y diatomeas mezclados con restos arqueológicos cerámicos pertenecientes al Período Posclásico (900 a 1520 AD), que interpretan como un seiche generado por un terremoto en la zona.

-Seiche o “tsunami lacustre” histórico de 1858. Estos mismos autores (Garduño-Monroy et al., 2011b) identifican en las trincheras de la isla de Jarácuaro el seiche descrito históricamente durante el terremoto de Pátzcuaro de 1858, con un estrato de 20 cm de potencia.

En cuanto a la sismicidad histórica, hasta el momento el registro sísmico escrito más antiguo en Michoacán corresponde a la Relación de Michoacán (1541) (Garduño-Monroy y Escamilla, 1996; Garduño-Monroy et al., 1998), una de cuyas ilustraciones muestra una pirámide semiderruida por un sismo (Figura 5). Garduño-Monroy y Escamilla (1996) y Garduño-Monroy et al. (1998) realizan una recopilación de sismos históricos (últimos 500 años) en el estado de Michoacán en el que recopilan cinco grandes eventos (1787, 1843, 1858, 1873 y 1885) con intensidades superiores a VIII (Escala de Mercalli Modificada). Esta sismicidad histórica es sólo el reflejo más reciente de una intensa actividad sísmica en los últimos 30.000 años, en los que se han registrado al menos 7 paleosismos de M > 5 en el entorno del lago de Pátzcuaro (Garduño-Monroy et al., 2011). Si las primeras ocupaciones humanas registradas en las márgenes del lago de Pátzcuaro son de hace 4.000-3.500 años (edad del polen más antiguo contenido en suelos con materiales arqueológicos, Watts y Bradbury, 1982) estos pobladores debieron de sufrir numerosos terremotos. Los de magnitudes elevadas conllevaron la ruptura superficial de las fallas, hecho que debieron presenciar los P’urhepechas como veremos a continuación.

Figura 5. Lámina XLII de la Relación de Michoacán (1541); se puede observar el viaje de una mujer al otro mundo, lado derecho de la lámina, mientras que en la parte izquierda se puede ver una pirámide posiblemente semiderruida por un sismo y la sangre derramada sobre las escaleras por un posible sacrificio humano.

5. Paleosismicidad e hitos megalíticos P’urhepechas

Los estudios paleosísmicos realizados en la isla de Jarácuaro (Garduño-Monroy et al., 2011a y 2011b) indican la presencia de fallas con gran actividad tectónica durante el Pleistoceno Superior-Holoceno y de rupturas superficiales generadas por estos eventos. El impacto sobre la sociedad desarrollada en esos momentos a las orillas del lago de Pátzcuaro debió de ser muy importante, pudiendo producir la pérdida de vidas humanas, viviendas y cultivos, sobre todo por la acción de seiches. Los sistemas de cultivo los realizaban mediante técnicas de agricultura de humedad en los márgenes del lago, lo que les hace muy vulnerables ante seiches. Un seiche desencadenado por el sismo de 1858, que tuvo una intensidad en la cuenca de IX, destruyó 120 casas de adobe en la ribera sur del lago (Garduño-Monroy et al., 2011b).

Consecuencias tan catastróficas no podían pasar desapercibidas para la clase dirigente y sacerdotes P’urhepechas, más aún en una sociedad evolucionada con un alto desarrollo, socialmente estructurada y con fuertes convicciones religiosas. Desafortunadamente el pueblo P’urhepecha transmitía su historia de forma oral a través de los sacerdotes (Schöndube, 1996), por lo que no han quedado documentos escritos al respecto. Sin embargo, sí utilizaban grandes monolitos de roca para ofrecerlos a las fuerzas de la naturaleza (inundaciones, tempestades, volcanes, etc.) que no podían controlar, ya que consideraban que los dioses podrían ser animales o representarse mediante rocas. Incluso los propios P’urhepechas se creían descendientes de “grandes rocas”, siendo esta su creencia totémica más antigua, en la que el Sol es el progenitor del hombre y toma el nombre de una piedra o peña (Corona Núñez, 1957). En las trincheras realizadas en la isla de Jarácuaro para el estudio de la actividad paleosísmica de las fallas localizadas (Garduño-Monroy et al., 2011a), se ha podido constatar la presencia de dos grandes bloques de andesitas basálticas situados sobre la traza de dos fallas con clara actividad paleosísmica (Figura 6). Estos bloques están alineados según una orientación N140°E (Figura 7), siendo el bloque del SE de menores dimensiones (1 m³) (Figura 3A) que el del NO (4 m³) (Figura 3B).

Figura 6. Situación de los bloques de basalto con respecto a las trincheras realizadas: A) bloque SE, “La Silla” (cuadrícula de 1 x 0.5 m, dirección de la trinchera N120ºE); B) bloque NO (cuadrícula de 1 x 1 m dirección de la trinchera N130ºE).

El bloque del SE presenta forma de “silla”, de hecho, es conocido en la localidad de Jarácuaro con este nombre. La tradición oral de los P’urhepechas mantiene en la isla varias leyendas en torno a estos bloques. Ninguna de ellas está relacionada a priori con la actividad símica, pero lo que sí demuestran es la conciencia local sobre la singularidad de dichos bloques.

Cabe señalar que los bloques no son bombas volcánicas, sino que se trata de grandes fragmentos de coladas basálticas extraídos por el hombre de afloramientos cercanos (1 km) y depositados sobre la superficie topográfica. Seguramente formaron parte de las lavas del volcán La Taza fechado en 9.300 años (Osorio-Ocampo et al., 2018). Considerando que dichos bloques pesan entre 7,5 y 10 tm, el esfuerzo que debió suponer su transporte debió de ser considerable, más si tenemos en cuenta que los suelos donde se apoyan contienen industria lítica y cerámica aproximadamente del período Posclásico (950 hasta 1521 AD) (Fisher et al., 2003). Además, se debe considerar que el transporte incluyó casi 500 m de distancia de transporte por el lago.

Figura 7. Corte esquemático de la ubicación de los bloques de basalto y las trincheras realizadas en las fallas de la isla de Jarácuaro, en el lago de Pátzcuaro.

6. Discusión

Los P’urhepechas tenían grandes similitudes culturales con los aztecas (Corona Núñez, 1957). Así, por ejemplo, ambos disponen de simbología similar para denominar al movimiento y, por tanto, a los movimientos de tierra. Garduño-Moroy (2016) consigue diferenciar los símbolos que usaban los aztecas para escribir la palabra terremoto (tlalli-ollin), compuesta por un ollin (movimiento) con un tlalli (tierra) en su base. Además, identifica grados de intensidad, ya que los aztecas añadían un mayor número de tlallis en la base del símbolo indicando que el movimiento sísmico había sido más intenso. Los P’urhepechas utilizaban dos serpientes cruzadas para representar el movimiento, pudiendo tener varios giros una serpiente sobre otra para indicar mayor movimiento, que estaría representado por Venus (Corona Núñez, 1957) (Figura 8A). Esta representación de las serpientes entrecruzadas tiene grandes similitudes gráficas con el ollin de los aztecas, por lo que pudo ser usado del mismo modo en la simbología de ambas culturas (Figura 8B).

Es evidente que estos bloques de basalto fueron situados sobre las rupturas superficiales cosísmicas de dos fallas después de sendos terremotos (Figuras 6 y 7). Es posible que se trate de rupturas asociadas a terremotos diferentes, puesto que el bloque del SE parece más antiguo al presentar mayor colonización de líquenes que el del NO. Con esta colocación de los bloques de basalto inferimos que los P’urhepechas quisieron aplacar la ira de su dios supremo Curicaueri (el Sol) o de Xarátanga (La Luna), ofreciendo estos grandes bloques. Según Corona Núñez (1957), Curicaueri era reverenciado en la localidad de Zacapu con el nombre de Querenda-angápeti, que traduce como: “la peña que está en el templo”. Incluso la propia palabra Zacapu significa: “donde está la piedra”. Por este motivo las representaciones de sus principales dioses las realizaban mediante grandes bloques de roca. Las grandes catástrofes o fenómenos naturales los asociaban a la lucha entre diferentes dioses (López-Austin, 1996), por lo que en este caso podría tratarse de la lucha entre Curicaueri y Xarátanga. Pero según la mitología P’urhepecha Curicaueri y Xarátanga engendraron a Mano-uapa, “hijo movimiento”, que como ya se ha citado anteriormente está asociado al tlali-ollin o terremoto de la simbología azteca. Mano-uapa está relacionado con el movimiento y por ende a uno de los cuerpos celestes con más movimiento aparente durante la observación del cielo nocturno, Venus, “el mensajero del Sol”. En el “Códice Durán” o “Historia de las Indias de Nueva España e Islas de Tierra Firme” (conservado en la Biblioteca Nacional de España), el propio autor Diego Durán (religioso español) representa a “el mensajero del Sol” con forma humana junto a dos ollines, uno por encima de su cabeza dentro de un disco solar y otro por debajo de sus pies contenido de un rectángulo (que podría asociarse a un tlalli) (Figura 8C). Por tanto, sería la representación de un terremoto siendo Venus su mensajero. Es posible que los dos bloques de basalto andesítico que encontramos en Jarácuaro, sobre las rupturas cosísmicas de estas fallas normales, representen a Curicaueri (el Sol) y Xarátanga (La Luna) y la propia ruptura superficial generada por el terremoto sea Mano-uapa (Venus), el hijo de ambos. De este modo se cerraría el círculo de la mitología P’urhepecha en torno a sus tres principales dioses: el Sol, la Luna y su hijo Venus, siendo este último la representación del movimiento de tierra o terremoto.

8

Es notorio que la ubicación de los bloques no fue aleatoria, sino que se colocaron sobre las fuentes sismogenéticas que causaron los terremotos que afectaron a su centro religioso situado en Jarácuaro y la catástrofe asociada que sufrieron (Figura 7).

Es posible que el bloque de “la silla”, debido a la morfología que presenta de “proto chac mool”, fuese utilizado como piedra de los sacrificios o para depositar los corazones de los sacrificados por el Sacerdote del Sol como ocurre con los chac mooles encontrados en Tenochtitlán, que tienen esculpida una vasija decorada con corazones (Corona Núñez, 1957). La edad estimada para la colocación de estos bloques es del período Posclásico (950 hasta 1521 AD), obtenida de los datos arqueológicos citados anteriormente (Fisher et al., 2003), por lo que estaríamos hablando de uno de los registros sísmicos humanos más antiguos. Además, tenemos que considerar que sería la primera vez que se relaciona el terremoto con la falla que lo ha generado. El significado de esta manifestación puede tener una vertiente religiosa de ofrenda para evitar futuras catástrofes o podría ser una señalización para evitar este lugar en el futuro. De hecho, la localidad de Jarácuaro (dentro de la isla del mismo nombre) se encuentra en el extremo opuesto de la isla y la zona de los bloques debió de estar poblada en el pasado, antes de los terremotos, como atestiguan los abundantes restos arqueológicos que se pueden encontrar en superficie. No sólo estos bloques de andesitas basálticas nos hablan de la sismicidad de la isla, sino que el propio nombre de ésta también lo hace. Jarácuaro significa en P’urhepecha “lugar aparecido” (Corona Núñez, 1957), lo que indica que los P’urhepechas debieron de ver aparecer esta isla a causa de un terremoto; no en vano es la única del lago de Pátzcuaro que no es de origen volcánico y está completamente formada por sedimentos lacustres. Estos bloques de roca no pasaron desapercibidos durante el periodo colonial, donde muchos símbolos y lugares religiosos fueron ocupados por templos o símbolos del catolicismo traído por los españoles. Esto lo podemos constatar porque el bloque del NO tiene grabada una Cruz de la orden de Malta (Figura 9). Esta cruz era la usada por el obispo Vasco de Quiroga, que fue el representante de la Iglesia Católica en el Obispado de Pátzcuaro. De este modo se “neutralizaba” o cambiaba el signo del culto anterior al nuevo impuesto por la curia católica.

Figura 9. Cruz cristiana de la Orden de Malta grabada sobre la superficie del bloque NO en su parte superior: A) fotografía original y B) interpretación del grabado.

7. Conclusiones

Los dos bloques de roca andesitica basáltica encontrados sobre la superficie de los sedimentos lacustres de la isla de Jarácuaro fueron colocados por la mano del hombre, al haberse descartado su origen como bombas volcánicas. Estos bloques no están situados al azar, sino que se encuentran claramente colocados sobre las trazas de sendas fallas normales con actividad paleosísmica probada (ambos en el bloque hundido de estas fallas). Las evidencias presentadas sugieren que fueron los antiguos pobladores de esta isla, el pueblo P’urhepecha, los que colocaron en el período Posclásico (950 hasta 1521 AD) los dos bloques de andesitas basálticas sobre la ruptura superficial de estas fallas, después de dos terremotos, representando la expresión de un claro sentido cultural – religioso ante una catástrofe natural. Se trata de una de las primeras manifestaciones humanas reportadas ante una catástrofe de origen sísmico y, probablemente, de la primera señalización de una falla activa (mediante grandes bloques de basalto). El establecimiento de esta relación causa – efecto entre falla y terremoto convierte probablemente a los P’urhepechas en los primeros “sismotectónicos” de la historia.

Agradecimientos

Este trabajo está dedicado a la memoria de nuestro querido Dr. Víctor Hugo Garduño-Monroy, gran geólogo, buen amigo y mejor persona. Queremos que sea un homenaje del “Spanish Team” a Víctor, que siempre nos acogió en su familia cuando realizamos trabajo de campo en México, por eso también queremos agradecer a Isabel (su esposa y coautora de este trabajo) su amabilidad y humanidad. Además, queremos agradecer las constructivas revisiones de dos revisores anónimos.

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Manuscrito recibido: 15 de Septiembre de 2020
Manuscrito corregido: 15 de Diciembre de 2020
Manuscrito aceptado: 25 de Diciembre de 2020