Sismicidad y tectónica en el límite de Placas del Caribe: Noreste de Venezuela e Hispaniola
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Tesis presentada ante el Departamento de Geología Dinámica, Geofísica y Paleontología de la Universidad de Barcelona para optar al grado de doctor en Ciencias Físicas. Director: Dr. Enric Banda Tarradellas |
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| Antonio Villaseñor Hidalgo | Opción A |
1996
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INTRODUCCIÓN |
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| La teoría de la tectónica de placas, desde su formulación en los años 60 ha afectado profundamente al desarrollo de las Ciencias de la Tierra. El postulado fundamental es la existencia de una litosfera rígida que flota sobre la astenosfera más débil. La litosfera está dividida en una docena de placas mayores que se mueven aproximadamente como cuerpos rígidos, interaccionando en sus límites. Dependiendo del movimiento relativo entre estas placas, los límites pueden ser de varios tipos: divergentes en las dorsales oceánicas, donde se crea nueva litosfera; convergentes en las zonas de subducción, donde la litosfera de una de las placas es consumida por debajo de la otra; y transcurrentes a lo largo de las fallas transformantes donde no se crea ni consume litosfera. Los límites de placas están asociados a zonas de alta actividad sísmica. La observación de un mapa de sismicidad global permite comprobar cómo la mayor parte de los terremotos ocurren en los cinturones asociados a límites de placas, y son mucho más escasos en el interior de éstas. Esta observación (que es una si no la principal evidencia para la localización de los límites de placas) ha sido posible gracias a la determinación de forma precisa de los parámetros focales de los terremotos. El trabajo de Gutenberg y Richter Seismicity of the Earth (Gutenberg y Richter, 1954) puede considerarse como el primer catálogo global de terremotos, en el que se calcularon los parámetros focales (hipocentro y magnitud) de los mayores terremotos ocurridos entre 1904 y 1952. La localización de éstos permitió determinar la existencia cinturones de sismicidad intensa que rodean a zonas estables (asísmicas) de mayor extensión. La capacidad de obtener parámetros focales precisos mejoró con la instalación, a principios de la década de los 60, de la red mundial estándar WWSSN (World Wide Standardized Seismograph Network) y con el uso generalizado de ordenadores. Así, además de obtenerse mejores localizaciones, pudieron determinarse otros parámetros como el momento sísmico y el mecanismo focal. El análisis de los mecanismos focales permitió corroborar algunos postulados de la tectónica de placas, al obtenerse que los terremotos que ocurren en las zonas de fractura oceánicas tienen mecanismos de fallas de desgarre verticales (Sykes, 1967) o que los terremotos en zonas de subducción presentan mecanismos de falla inversa (Isacks et al., 1968).
La actividad sísmica ha sido reconocida desde antes de la formulación de la tectónica de placas como un indicador de la actividad tectónica. Por tanto, la Sismología ha sido utilizada de forma generalizada para obtener el régimen tectónico de regiones sísmicamente activas. El principal inconveniente del análisis sismotectónico de una zona es conocer qué parte de la deformación es producida por terremotos y cuál tiene lugar de forma asísmica. Un estudio sismotectónico comienza por la determinación, de la forma más precisa posible, de los principales parámetros focales de los terremotos: hipocentro, tamaño (magnitud y/o momento sísmico), y los planos nodales que definen el mecanismo focal. La distribución de los epicentros de terremotos superficiales sirve para determinar el carácter activo o no de fallas u otras estructuras. La profundidad focal permite la identificación de zonas sísmicas buzantes o de Wadati-Benioff, y en zonas de corteza continental permite determinar la transición de ruptura frágil a flujo dúctil. El mecanismo focal es el parámetro sísmico que proporciona mayor información sobre el tipo de movimiento que representan los terremotos y por tanto del régimen tectónico. De este modo, la orientación de los ejes de tensión y presión (compresión) se utiliza para obtener el estado de esfuerzos, y los vectores de desplazamiento de terremotos interplaca dan información sobre la dirección del movimiento relativo entre placas. La placa Caribe es una de la docena de placas mayores que forman la litosfera terrestre y sus límites coinciden aproximadamente con los del mar que le da nombre (Mar Caribe o Mar de Las Antillas; figura 1.1.). Se trata de una placa pequeña respecto a las placas de América del Norte y América del Sur, con las que limita a lo largo de la mayor parte de su perímetro (figura 1.1). En su parte occidental limita con otras dos placas, ambas parte de la cuenca del Pacifico, y de menor tamaño: la placa de Cocos en la zona del arco de América Central y la de Nazca en el istmo de Panamá. Este trabajo consiste en el estudio sismotectónico de dos zonas particularmente interesantes de la parte este de los límites de la placa Caribe: el noreste de Venezuela en el límite Caribe-América del Sur, y el noreste de la isla Hispaniola (Santo Domingo) en el límite Caribe-América del Norte. En las siguientes secciones se describen los datos y la metodología utilizada así como el marco tectónico de las regiones objeto del estudio. |
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ABSTRACT |
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| No disponible | |
ÍNDICE |
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| AGRADECIMIENTOS ix
NOTACIÓN xi LISTA DE FIGURAS xiii LISTA DE TABLAS xxi CAPÍTULO 1 CAPÍTULO 2 CAPÍTULO 3 CAPÍTULO 4 CAPITULO 5 REFERENCIAS 173 APÉNDICE A APÉNDICE B |
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CONCLUSIONES |
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| En este estudio se han analizado varios aspectos de la sismicidad de dos regiones situadas en el límite este de la placa Caribe: el NE de Venezuela y el NE de Hispaniola. En cada caso se han obtenido nuevas localizaciones de hipocentros y mecanismos focales, utilizando diferentes clases de datos y métodos (Capítulos 2, 3 y 4). Todos estos resultados se han obtenido a partir del análisis de sismogramas, y en mucha menor medida a partir de datos paramétricos (boletines de agencias, catálogos de parámetros focales, otros estudios). A partir los resultados obtenidos se ha realizado una interpretación tectónica de ambas zonas, utilizando también la información geológica y geofísica disponible (Capítulo 5).
Se han analizado terremotos pertenecientes a dos escalas muy diferentes. Los de mayor tamaño (p.e. M ≥ 5.5) son detectados telesísmicamente por las redes globales y tienen gran importancia por sus efectos sobre el riesgo sísmico y por su implicaciones en la tectónica de la región en que ocurren. Los microterremotos son de tamaño mucho menor (M ≤ 3 según la clasificación de Lee y Stewart, 1981) y son estudiados utilizando redes locales. Su contribución a la deformación es insignificante en comparación con los terremotos de mayor magnitud, pero dan una idea muy clara del patrón de sismicidad (fallas activas, zonas asísmicas, distribución en profundidad). Por tanto la información que proporcionan estas dos clases de terremotos es complementaria para el estudio de la sismotectónica de una zona. Las conclusiones de este trabajo pertenecen a dos categorías: las referentes a los datos y técnicas de análisis utilizadas, y las implicaciones de los resultados obtenidos en la tectónica – de las regiones estudiadas. La red local de microsismicidad del NE de Venezuela Se han analizado los datos adquiridos por una red local temporal instalada durante 89 días en el NE de Venezuela, obteniéndose un total de 245 eventos localizados, a un promedio de 2.8 eventos por día. La estructura sísmica de velocidades de la corteza del NE de Venezuela es poco conocida, debido a la ausencia de perfiles de sísmica de refración en la zona. Para determinar la estructura de velocidades a utilizar en la localización, se ha calculado un valor del cociente de velocidades vp/vs promediado para la zona de estudio a partir del método de los diagramas de Wadati (vp/vs=1.73) y un modelo de velocidades de capas planas y paralelas a partir de la minimización de residuos. Este modelo es válido para localización de terremotos locales y no puede extrapolarse para representar la estructura real de la corteza en el NE de Venezuela, aunque es consistente con las evidencias disponibles. Del total de eventos localizados, 96 lo han sido con gran precisión, permitiendo identificar fallas activas, clusters y zonas asísmicas. Las profundidades focales obtenidas por la red local son mucho más precisas que las calculadas a partir de datos telesísmicos, lo cual ha permitido obtener por primera vez de forma detallada la distribución en profundidad de la sismicidad en el NE de Venezuela. Se ha comprobado asimismo que los terremotos localizados a partir de llegadas telesísmicas pueden tener grandes errores en el epicentro y en la profundidad focal. Este hecho es debido probablemente, aparte de las limitaciones propias del método, a la heterogeneidad de la estructura litosférica en esta región por la presencia de un slab. Para obtener una estimación del tamaño relativo de los microterremotos localizados, se ha determinado una escala de magnitud a partir de la duración de la señal, utilizando para el ajuste el método de inversión total. El método utilizado es más satisfactorio desde el punto de vista estadístico que el de de mínimos cuadrados, ya que permite introducir los errores de todos los parámetros que intervienen en la relación magnitud-duración. Se han calculado 21 mecanismos focales de terremotos locales a partir de la polaridad de las primeras llegadas. Debido a la geometría de la red sólo se han podido obtener mecanismos para eventos superficiales situados dentro de la red, y no para los eventos intermedios del cluster de Paria. El tiempo de observación ha sido suficiente para obtener una imagen detallada de la sismicidad del NE de Venezuela. Sin embargo un periodo más largo hubiera permitido analizar otros aspectos, como las diferencias entre localizaciones telesísmicas y locales, o intentar obtener una estructura de corteza detallada a partir de tomografía sísmica. Los instrumentos utilizados carecen de calibración y no han permitido llevar a cabo estudios de atenuación, cálculo de magnitudes a partir de fa amplitud de la señal, etc. Asimismo, debido a su respuesta en frecuencias tampoco han detectado telesismos, los cuales hubieran proporcionado información sobre variación lateral de la estructura de velocidades. Sismogramas de redes globales A partir del análisis de formas de ondas internas telesísmicas, se han obtenido los parámetros focales (mecanismo, profundidad, momento sísmico y función temporal de la fuente sísmica) de los mayores terremotos ocurridos en el NE de Venezuela desde 1963 hasta la fecha. De esta forma se ha obtenido un catálogo de parámetros focales fiables- y calculados de forma homogénea para los eventos ocurridos durante el funcionamiento de la red WWSSN. La profundidad focal es el parámetro determinado con mayor precisión, y es de gran importancia para el análisis tectónico. Aunque el número de eventos analizados no es suficiente para realizar conclusiones definitivas, las profundidades focales obtenidas por inversión de forma de ondas internas son sistemáticamente inferiores a las soluciones CMT y a las obtenidas a partir de la diferencia entre fases pP-P. Asimismo, la incertidumbre en el valor de la profundidad focal es menor para los eventos superficiales que para los más profundos. Este tipo de análisis permite estudiar en detalle las características de cada evento. El terremoto del 12 de Junio de 1974 ha sido reconocido como un evento de ruptura compleja, a partir de la observación de los sismogramas de periodo largo. La complejidad de las formas de onda ha sido bien reproducida utilizando una parametrización de la fuente sísmica compuesta de dos subeventos. Sismogramas históricos El análisis de los terremotos ocurridos al NE de la isla Hispaniola en 1946 ha puesto de manifiesto la deficiencia de las localizaciones de eventos anteriores a la instalación de la red WWSSN, y la necesidad de la relocalización de éstos como primer paso para el análisis de eventos históricos 1. Este hecho es especialmente evidente para la serie estudiada, habiéndose obtenido una distribución de las réplicas consistente con la sismicidad observada recientemente en la zona y que ha permitido determinar las dimensiones de la zona de ruptura. El proceso de relocalización, además de una mejor determinación del epicentro, proporciona una estimación de la profundidad focal, de la que normalmente se carece para eventos históricos superficiales. Esta estimación es sólo aproximada, debido a los errores asociados a la localización con lecturas telesísmicas, y teniendo en cuenta además la calidad y número de los datos utilizados. Para los eventos mayores de la serie se ha calculado la profundidad focal a partir del análisis de formas de ondas internas. Los resultados con ambos métodos son diferentes entre sí pero muestran consistencia interna. Los mecanismos focales de terremotos históricos están en general pobremente determinados, debido al escaso número de polaridades de primeras llegadas y a la irregular distribución de éstas sobre la esfera focal. Por tanto, es necesario añadir el mayor número posible de restricciones sobre la solución. En el caso de los terremotos del NE de Hispaniola, los datos adicionales han sido las polaridades de las ondas SV y SH y los cocientes de amplitudes SV/P y SV/SH, habiéndose obtenido mecanismos focales para el terremoto principal y tres réplicas de gran magnitud. Se ha comprobado la validez de las soluciones obtenidas mediante la modelización directa de formas de ondas internas. En este caso el método ha sido más dificil de aplicar que para los sismogramas de la red WWSSN (Capítulo 3) debido a las diferentes respuestas y tipos de instrumentos utilizados. Sin embargo, los resultados obtenidos han sido satisfactorios y han servido para comprobar la validez de los mecanismos y para determinar con gran precisión la profundidad focal. Estos resultados son importantes ya que demuestran que es posible obtener parámetros focales fiables para eventos históricos, aumentando así el tiempo de observación. Este hecho es de especial interés en el caso de España donde existen grandes series de sismogramas históricos registrados desde finales del siglo pasado. Desafortunadamente no todos los sismogramas se ecuentran en buen estado de conservación ni son fácilmente accesibles para su estudio. Noreste de Venezuela A partir del análisis de los datos de la red local se ha obtenido una imagen detallada del patrón de sismicidad en el NE Venezuela. La actividad más intensa se concentra en la falla de El Pilar, en dos clusters situados en la parte continental de falla. La profundidad focal de los eventos ocurridos en el golfo de Paria, Serranía del Interior Oriental y en la Cordillera de la Costa son en general inferiores a 15 km. Los mecanismos focales de microterremotos y de terremotos de gran tamaño en la zona de fallas de El Pilar corresponden a fallas de desgarre dextras de dirección E-O. Por tanto, el movimiento predominante en la zona de límite de placas Caribe-América del Sur en el NE de Venezuela es el de transcurrencia dextra a lo largo de la falla de El Pilar. Al este de 62°30’O y al norte de la península de Paria se encuentra un grupo de terremotos intermedios (cluster de Paria) asociados al extremo sur de la zona de subducción de las Pequeñas Antillas. La distribución en profundidad de estos terremotos, y sus mecanismos focales parecen indicar que tienen lugar en un slab partido que se hunde en la astenosfera circundante. En este trabajo (Capítulo 4) se ha realizado el primer estudio del terremoto del 4 de Agosto de 1946 y de su serie de réplicas, ocurridas en el NE de Hispaniola. Se trata probablemente de la mayor serie que ha tenido lugar en los límites de placas del Caribe durante el periodo de la Sismología instrumental, e incluye más de 60 réplicas localizadas a partir de datos telesísmicos. La relocalización de las réplicas ha permitido identificar la zona de ruptura, paralela a la costa NE de Hispaniola y de unos 250 km de longitud. Se han reevaluado los valores de la magnitud MS para los mayores eventos de la serie, y para otros se han calculado por primera vez. Las magnitudes obtenidas son sistemáticamente menores que las calculadas por Gutenberg y Richter (1954). El terremoto principal tiene mecanismo de falla inversa, y se ha interpretado que se debe a la existencia de un restraining bend en el NE de Hispaniola. El vector de desplazamiento de este terremoto está dirigido hacia el oeste, lo cual es consistente con los modelos de movimiento relativo de placas rígidas que predicen movimiento transcurrente levógiro de dirección E-O entre el Caribe y América del Norte. Para dos eventos de la serie se han obtenido mecanismos de falla de desgarre levógira en planos de dirección NO. Estos mecanismos pueden ser debidos al cambio de curvatura en el restraining bend al volver a la dirección predominantemente E-O del límite de placas Caribe-América del Norte. Debido a la complejidad del límite de placas en el NE de Hispaniola, estos eventos no dan cuenta del movimiento entre las placas del Caribe y América del Norte propiamente dichas sino entre terranos en la zona de límite de placas. |
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