Modelización de las deformaciones corticales en El Salvador (Centroamérica) mediante la integración de datos geodésicos (GPS), geológicos y sismológicos

Staller Vázquez, Alejandra

2015-A
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Resumen

El Salvador se encuentra en el norte de Centroamérica, en el margen activo del noroeste de la placa Caribe.

Enmarcado en el límite entre las placas del Coco y Caribe, caracterizada por la subducción de la primera bajo la segunda a una velocidad que supera los 70 mm/a, es uno de los países centroamericanos con un régimen tectónico más complejo.

Esta convergencia se traduce a la vez en la existencia de un sistemas de fallas de desgarre en el continente alineadas con la cadena volcánica con una importante actividad.

La velocidad de la mayor de este sistema de fallas, la Zona de Falla de El Salvador (ZFES), que atraviesa el país de este a oeste, alcanza los 14 mm/a y es responsable de terremotos frecuentes, algunos de elevada magnitud, como el terremoto del 13 de febrero de 2001 con magnitud Mw 6.6.

Esta tesis es una aportación dentro del objetivo de la caracterización del comportamiento de las fallas activas en la zona con el fin de mejorar la evaluación de la amenaza sísmica en El Salvador.

En ella se utiliza la capacidad de las técnicas geodésicas, como el GNSS, para determinar el campo de velocidades asociado a la ZFES en el período intersísmico, permitiendo estimar las deformaciones que se producen en la zona así como el grado de actividad y comportamiento actual de la ZFES. Además, mediante la aplicación de un modelo cinemático de bloques elásticos, integrando datos geodésicos, geológicos y sismológicos, se estiman los movimientos de los bloques y la acumulación de deformación elástica en las fallas que delimitan los bloques.

Los parámetros así obtenidos son integrados en el cálculo de la peligrosidad sísmica, permitiendo analizar su grado de implicación en la evaluación de la amenaza sísmica de El Salvador.

El campo de velocidades obtenido indica que el patrón de deformación es típico de una falla de desgarre bloqueada.

Las velocidades obtenidas muestran una tectónica claramente de desgarre dextral a lo largo de la ZFES y sugieren que el límite entre los bloques antearco salvadoreño y Caribe es una zona de deformación que varía a lo largo de la ZFES de oeste a este.

Se estima un movimiento a largo plazo del antearco salvadoreño de 13.5 ± 1 mm/a en dirección ~NO relativo a la placa Caribe.

La distribución de la deformación a lo largo de la ZFES ratifica la transferencia de la deformación desde los segmentos occidentales de la ZFES hacia estructuras extensionales distribuidas en una amplia zona en la terminación oriental de la zona de falla.

A partir de los resultados de la modelización, se excluye la existencia de una estructura simple con una zona de deslizamiento única a lo largo del arco volcánico en El Salvador,

siendo evidente la necesidad de introducir dos bloques intermedios entre los bloques principales Caribe y Antearco; uno situado en el golfo de Fonseca que sirve de transición entre el movimiento de los antearcos salvadoreño y nicaragüense, y otro en la zona central de El Salvador.

Se estima que las fallas del arco volcánico salvadoreño están casi totalmente bloqueadas. Nuestros resultados ratifican que el grado de acoplamiento en la interfase de la zona de subducción frente a las costas salvadoreñas es prácticamente nulo.

Los resultados obtenidos en esta tesis permiten mejorar la estimación de la amenaza sísmica en El Salvador, permitiendo introducir algunas fallas modelizadas como fuentes sismogenéticas independientes.

Para ello se han calculado distintos mapas de amenaza sísmica, introduciendo únicamente las fallas, donde se obtienen valores máximos de aceleración pico (PGA) que alcanzan los 0,6 g, en las proximidades de algunas fallas.

Palabras clave: Tectónica activa; GNSS; Zona de Falla de El Salvador; Arco volcánico centroamericano; tasas de deformación; tasas de deslizamiento; deformación de la corteza.

Abstract

El Salvador is located in northern Central America, at the Pacific Ocean margin of the Caribbean plate.

The subduction zone between the Cocos and Caribbean plates in El Salvador is characterized by high relative plate motions, more than 70 mm/yr (DeMets, 2001),

one of the Central American countries with a more complex tectonic regimen. This convergent is associated with a main margin-parallel strike-slip fault system aligned with the currently active volcanic chain with significant activity.

The major fault, El Salvador Fault Zone (ESFZ), extends across the whole country and could have dextral slip rates of up to 14 mm/yr.

ESFZ is responsible for frequent earthquakes, some of high magnitude, as the February 13, 2001 earthquake with Mw 6.6.

This thesis is a contribution within the objective of the characterization of the behavior of active faults in the study area in order to improve the assessment of seismic hazard in El Salvador.

The capacity of geodetic techniques, such as GNSS, is used to determine the interseismic velocity field associated with ESFZ.

From this velocity field we estimate the deformations in the area as well as the current activity and behavior of the ESFZ.

Furthermore, we use a kinematic model of elastic tectonic blocks, integrating geodesic, geological and seismological data, to estimate the angular velocities of elastic blocks, and slip fractions on block-bounding faults.

These parameters are integrated in the seismic hazard assessment in El Salvador, in order to analyze their implication level.

Our interseismic velocity field shows a typical deformation pattern of a strike-slip fault fully coupled, with a dextral strike-slip tectonic along the ESFZ.

Our results suggest that the boundary between the Salvadoran forearc and Caribbean blocks is a deformation zone that varies from west to east along the ESFZ.

We estimate a long-term velocity of the Salvadoran forearc of 13.5 ± 1 mm/a with ~NO direction in Caribbean plates reference frame.

The strain distribution along the ESFZ confirms the transfer of deformation from western segments of ESFZ to extensional structures distributed over a large area on the eastern end of the fault zone.

Our modeling results reject the existence of a simple structure with a single slip zone along the volcanic arc in El Salvador, suggesting the necessity to introduce two intermediate blocks between the Caribbean and forearc main blocks; one located on the Fonseca gulf like a transition between the Salvadoran and Nicaraguan forearcs motion, and another in the central area of El Salvador.

We estimated that the Salvadoran volcanic arc faults are almost totally blocked. Our results confirm that the degree of coupling at the interface of the subduction zone off the Salvadoran coast is practically null.

The results of this thesis improve the estimation of seismic hazard in El Salvador, allowing to introduce some faults as independent seismogenic sources.

We compute different seismic hazard maps only introducing faults, with maximum values of Peak Ground Acceleration (PGA) of 0.6 g in the vicinity of some faults.

Key Words: Active tectonics; GNSS; El Salvador Fault Zone; Centro America Volcanic Arc; deformation rates; slip rates; crustal deformation.

Índice

Introducción ………………………………………………………………………………………………………………………………………………1

1.1. Introducción …………………………………………………………………………………………………………………………………1

1.2. Objetivos de la Tesis …………………………………………………………………………………………………………3

1.3. Estructura de la Tesis ………………………………………………………………………………………………………4

2Marco Sismotectónico ………………………………………………………………………………………………………………………7

2.1. Sismicidad y Tectónica Regional ………………………………………………………………………………8

2.1.1. Estructura y Tectónica del norte de Centroamérica ……………… 8

2.1.2. Geodinámica del bloque de Chortís ………………………………………………………… 13

2.1.3. Características de la sismicidad de la región …………………………15

2.2. Marco Sismotectónico de El Salvador ………………………………………………………………18

2.2.1. Geomorfología de El Salvador ………………………………………………………………18

2.2.2. Estructura de la ZFES …………………………………………………………………………………………20

2.2.3. Sismicidad en El Salvador ………………………………………………………………………22

2.2.3.1. Los terremotos de enero y febrero del 2001 ……………25

3Determinación del campo de velocidades en El Salvador ……………………………29

3.1. Introducción …………………………………………………………………………………………………………………………………29

3.2. Antecedentes y datos disponibles ……………………………………………………………………………31

3.3. ZFESNet …………………………………………………………………………………………………………………………………………33

3.3.1. Establecimiento de la ZFESNet ………………………………………………………………33

3.3.2. Campañas de observación de la ZFESNet ……………………………………………35

3.4. Procesamiento y análisis de las campañas ………………………………………………………39

3.4.1. Estrategia de procesamiento – Metodología y software utilizado …39

3.4.2. Resultados del procesamiento ………………………………………………………………44

3.5. Estimación del campo de velocidades ……………………………………………………………52

3.5.1. Campo de velocidades absolutas ITRF2008 …………………………………………52

3.5.1.1. Incertidumbres en las velocidades ………………………………………52

3.5.1.2. Resultados ……………………………………………………………………………………………………54

3.5.2. Influencia de terremotos regionales en la estimación de las velocidades GPS.

Deformación cosísmica durante el periodo 2007-2012 …………………… 57

3.5.3. Campo de velocidades relativo a la placa Caribe ………………… 61

3.5.4. Comparación con otros modelos globales de movimiento de placas …………………… 65

3.5.5. Modelo de velocidades absoluto y relativo ……………………………………69

3.6. Discusión y conclusiones ……………………………………………………………………………………………… 71

3.6.1. Campo de velocidades ………………………………………………………………………………………… 71

3.6.2. Efecto postsísmico del terremoto de febrero de 2001 ……… 72

3.6.3. Movimiento anómalo de la estación CNR1 ……………………………………………74

4Análisis del campo de velocidades en El Salvador ……………………………………………………………………77

4.1. Introducción …………………………………………………………………………………………………………………………………………………77

4.2. Análisis de las velocidades mediante perfiles de deformación –

Estimación de la tasa de deslizamiento y profundidad de bloqueo ……………… 79

4.2.1. Metodología ………………………………………………………………………………………………………………………………………79

4.2.2. Resultados …………………………………………………………………………………………………………………………………………82

4.3. Determinación del tensor gradiente de deformación en la ZFES ………………………99

4.3.1. Metodología ……………………………………………………………………………………………………………………………………99

4.3.2. Resultados ………………………………………………………………………………………………………………………………………101

4.4. Discusión y conclusiones ………………………………………………………………………………………………………………108

4.4.1. Cinemática de la ZFES ………………………………………………………………………………………………………108

4.4.2. Distribución de la deformación en la ZFES …………………………………………………………112

5Modelización de la deformación cortical en El Salvador ……………………………………………115

5.1. Introducción ………………………………………………………………………………………………………………………………………………………115

5.2. Enfoque metodológico ………………………………………………………………………………………………………………………………117

5.2.1. Modelización de la deformación intersísmica ……………………………………………………117

5.2.2. Software y fases de la modelización ……………………………………………………………………119

5.3. Modelización ……………………………………………………………………………………………………………………………………………………122

5.3.1. Configuración de los modelos ……………………………………………………………………………………………122

5.3.1.1. Geometría de los modelos …………………………………………………………………………………122

5.3.1.2. Datos y parámetros de los modelos ………………………………………………………126

5.3.2. Resolución de los modelos …………………………………………………………………………………………………128

5.3.3. Modelos directos ……………………………………………………………………………………………………………………………132

5.3.4. Ejecución de los modelos y resultados …………………………………………………………………134

5.3.4.1. Ejecución de modelos …………………………………………………………………………………………………135

5.3.4.2. Resultados de la modelización …………………………………………………………………………145

5.4. Discusión y conclusiones .……………………………………………………………………………………………………………147

5.4.1. Cinemática de las fallas regionales. Acoplamiento y tasas de deslizamiento ………147

5.4.2. Acoplamiento de la interfase de la zona de subducción frente a la costa Salvadoreña …… 150

5.4.3. Movimiento del antearco salvadoreño …………………………………………………………………………150

5.4.4. Implicaciones tectónicas …………………………………………………………………………………………………151

6Implicaciones en la evaluación de la amenaza sísmica en El Salvador ……………… 153

6.1. Introducción ………………………………………………………………………………………………………………………………………………………153

6.2. Enfoque metodológico …………………………………………………………………………………………………………………………………155

6.3. Cálculo de la peligrosidad en El Salvador introduciendo las fallas como fuentes sismogenéticas independientes ……………… 160

6.3.1. Geometría y parámetros de las fallas ……………………………………………………………………160

6.3.2. Determinación de los periodos de recurrencia – Ciclo Sísmico …161

6.3.3. Cálculo de la probabilidad de ocurrencia de un terremoto …………………165

6.3.4. Cálculo de la amenaza sísmica en El Salvador …………………………………………………169

6.4. Discusión y conclusiones ………………………………………………………………………………………………………………………177

7Conclusiones finales …………………………………………………………………………………………………………………………………………187

7.1. Campo de velocidades asociado a la Zona de Falla de El Salvador …………………188

7.2. Cinemática de la Zona de Falla de El Salvador. Acoplamiento y tasas de deslizamiento ……………………… 189

7.3. Distribución de la deformación en la Zona de Falla de El Salvador ……190

7.4. Movimiento del antearco salvadoreño. Implicaciones tectónicas …………………191

7.5. Implicaciones en la evaluación de la amenaza símica en El Salvador …191

Interrogantes ………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………193

Apéndice A. Coordenadas de las soluciones obtenidas en cada campaña …………………203

Apéndice B. Series temporales GPS de las estaciones de la ZFESNet ……………………………207

Bibliografía ………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………………213

Conclusiones

Una vez discutidas las implicaciones de nuestro estudio y obtenidas las conclusiones parciales en cada uno de los capítulos, en este último capítulo agrupamos de forma sintética las conclusiones más destacables y sus implicaciones tanto en la tectónica activa como en la evaluación de la amenaza sísmica de la zona.

El Salvador se encuentra en el norte de Centroamérica, en el margen activo del noroeste de la placa Caribe. Enmarcado en el límite entre las placas del Coco y Caribe, caracterizada por la subducción de la primera bajo la segunda a una velocidad que supera los 70 mm/a (DeMets, 2001), es uno de los países centroamericanos con un régimen tectónico más complejo. Esta convergencia se traduce a la vez en la existencia de un sistemas de fallas de desgarre en el continente alineadas con la cadena volcánica con una importante actividad. La velocidad de la mayor de este sistema de fallas, la Zona de Falla de El Salvador (ZFES), que atraviesa el país de este a oeste, alcanza los 14 mm/a (Correa-Mora et al., 2009; Alvarado et al., 2011; Franco et al., 2012) y es responsable de terremotos frecuentes, algunos de elevada magnitud, como el terremoto del 13 de febrero de 2001 con magnitud Mw 6.6 (Canora et al., 2010). Según Álvarez-Gómez (2009), la ZFES es una estructura importante para la sismicidad y los movimientos de desgarre paralelos a la fosa.

En esta tesis se han llevado a cabo estudios geodésicos, que complementan los estudios paleosísmicos y sismológicos que se están desarrollando en la zona, determinando la deformación actual que se está produciendo en la ZFES, lo que ha permitido conocer el comportamiento cinemático de los principales segmentos de falla que forman la ZFES, su tasa de acumulación de esfuerzos a partir de la velocidad de deformación elástica y la incorporación de estos datos en la evaluación de la amenaza sísmica en la zona. Para ello, en 2007 se estableció una densa red que cubre la zona de estudio y en la que se han realizado mediciones en cuatro campañas GPS durante el periodo de 2007 a 2012. En esta tesis se presentan los primeros resultados, conclusiones e implicaciones obtenidos a partir de los datos GPS recopilados durante estos 5 años, que han sido fundamentales para conocer y comprender la cinemática de esta zona. El campo de deformación obtenido a partir de datos originales, las estimaciones de la profundidad de bloqueo, tasas de deslizamiento y grado de acoplamiento, así como los periodos de recurrencia obtenidos para los terremotos característicos, son una avance importante y fundamental para el conocimiento de este sistema de fallas y de la amenaza sísmica del país.

A continuación se presentan de forma sintética las conclusiones más destacables obtenidas en esta tesis.

7.1. Campo de velocidades asociado a la Zona de Falla de El Salvador

La característica más destacable de nuestro campo de velocidades respecto a Caribe fijo es claramente el dominio del movimiento en dirección ONO-ESE (~290°), prácticamente perpendicular a la dirección de convergencia de la placa del Coco respecto a Caribe de 20° ± 2° (DeMets et al., 2010), destacando el decrecimiento de este movimiento hacia el norte, hasta valores prácticamente nulos en las estaciones situadas en el trasarco salvadoreño. Este patrón de desplazamiento es típico de una falla de desgarre bloqueada y es coherente con los resultados obtenidos por otros investigadores en la zona a escala más regional (Corre-Mora et al., 2009; Alvarado et al., 2011).

Las velocidades observadas alcanzan sus valores máximos al sur del arco volcánico, cerca de la costa salvadoreña, con valores de hasta ~12 mm/a, y decrecen hacia el interior, hasta valores de ~2 mm/a en las estaciones situadas en el trasarco salvadoreño, el cual se mueve prácticamente solidario a la placa Caribe. En la parte central de El Salvador, cerca del arco volcánico salvadoreño y de las estructuras principales que forman la ZFES, se obtienen velocidades intermedias, entre 4 mm/a y 9 mm/a, debido a que estas estaciones están localizadas dentro de la zona de influencia de la ZFES, acomodando parte de la deformación asociada a esta estructura.

En el bloque antearco destaca el aumento significativo de la velocidad de este a oeste, de ~5 mm/a en el este, cerca del golfo de Fonseca, hasta ~12 mm/a al oeste. Esta diferencia podría ser explicada por el acomodamiento y distribución de la deformación extensional en dirección E-O por estructuras con dirección N-S y NO-SE situadas en el sureste de El Salvador, que podrían formar parte de la cuenca extensional denominada Fonseca pull-apart (Alvarado et al., 2011).

Nuestro campo de velocidades no ha detectado inicialmente la existencia de deformaciones de compresión asociadas con la convergencia entre las placas del Coco y Caribe, lo cual es coherente con la falta de acoplamiento de la zona de subducción frente a las costas salvadoreñas, tal y como proponen otros autores (Álvarez-Gómez et al. 2008; Correa-Mora et al., 2009; Alvarado et al., 2011; Franco et al., 2012).

Los resultados obtenidos en las velocidades verticales sugieren que no existe una tendencia clara de levantamiento o subsidencia en la ZFES, lo cual pone en evidencia la falta de acoplamiento de la subducción frente a las costas salvadoreñas.

Aunque es evidente la necesidad de un aumento de la densidad de estaciones, especialmente en la zona oeste de El Salvador y golfo de Fonseca, las velocidades GPS obtenidas en este estudio complementan y mejoran los trabajos realizados anteriormente, dado que proporcionan una mayor cobertura de datos GPS en la zona.

7.2. Cinemática de la Zona de Falla de El Salvador. Acoplamiento y tasas de deslizamiento.

En el segmento oeste de la ZFES, entre los lagos de Coatepeque e Ilopango, la deformación se distribuye en una franja ancha de aproximadamente 30 km entre la cordillera de El Bálsamo, al sur, y la falla de Guaycume, al norte. Esta zona está caracterizada por un movimiento de desgarre dextral con una componente extensional, lo cual es coherente con la extensión del graben Central (Lexa et al., 2011).

En la zona central de la ZFES, entre el lago Ilopango y el río Lempa, la deformación queda concentrada en una franja más estrecha, de aproximadamente 15-20 km, caracterizada por un movimiento de desgarre dextral casi puro. Esta zona comprende el denominado pull-apart del Lempa.

A partir del río Lempa hasta el golfo de Fonseca la deformación se distribuye de forma más compleja hacia el sureste, posiblemente a través de fallas normales con dirección N-S, NO-SE y NNO-SSE limitadas por fallas principalmente de desgarre con dirección ONO-ESE.

La cinemática de la ZFES confirma el aumento de la velocidad de este a oeste dentro del bloque antearco, lo cual es coherente con la cinemática regional del bloque de Chortís, ya que la extensión en este bloque es mayor en el sector oeste, que combinado con el pinzamiento del bloque antearco en Guatemala (Álvarez-Gómez et al., 2008), favorece que el movimiento de desgarre sea mayor de este a oeste en El Salvador.

A partir de los resultados de la modelización, se excluye la existencia de una estructura simple con una zona de deslizamiento única a lo largo del arco volcánico en El Salvador, siendo evidente la necesidad de introducir dos bloques (ESE y ESC) intermedios entre los bloques principales Caribe y Arco (o antearco), quedando el modelo de deformación en El Salvador definido por 3 bloques tectónicos (ARCO, ESE y ESC).

El bloque ESE, en el sureste de El Salvador, comprende la zona extensional que abarca la cordillera de Jucuarán-Intipuca, y el Golfo de Fonseca, y sirve de enlace entre los arcos nicaragüense y salvadoreño, formando el denominado pull-apart de Fonseca. En este bloque, a partir del segmento de San Miguel, la deformación queda repartida de norte a sur, entre un movimiento de desgarre dextral de ~3 mm/a asociado al segmento San Miguel, una extensión de ~5 mm/a en dirección E-O concentrada fundamentalmente a lo largo de la cordillera Jucuarán-Intipuca, y un movimiento principalmente de desgarre

dextral de ~6 mm/a asociado a las fallas de Intipuca, El Espino y Río Grande, al sur. Para el segmento Berlín se estima un movimiento de desgarre dextral de ~8 mm/a.

El bloque ESC comprende el graben Central y el pull-apart del Lempa, poniendo en evidencia que en la actualidad las fallas que limitan el norte del graben son más activas (fallas de Comecayo, Guaycume, San Vicente y Apastepeque), con un movimiento de desgarre dextral prácticamente puro y una tasa media de deslizamiento de ~10 mm/a. Sin embargo, las fallas del sur también son activas pero con una menor tasa de deslizamiento, entre 3,5 y 4,5 mm/a, y un movimiento oblicuo con una componente normal importante, Según nuestro modelo, estas fallas situadas al sur del graben, son las responsables de la componente extensional de la zona. Una excepción son las fallas del sur del segmento San Vicente y Lempa, que registran una componente de desgarre dextral prácticamente pura.

Se estima que el acoplamiento a lo largo de las fallas del arco volcánico salvadoreño es de 0,9 a 1 (entre 90% y 100% de acoplamiento), lo que sugiere que las fallas están casi totalmente bloqueadas desde prácticamente la superficie hasta una profundidad máxima de ~15 km. Sin embargo es necesaria una mayor densificación de estaciones cerca de las principales trazas de la ZFES para la determinación precisa de profundidades de bloqueo. No obstante, es de esperar que las profundidades de bloqueo de los distintos segmentos y fallas de la ZFES sean similares, teniendo en cuenta que deben tener cortezas con reologías y flujos térmicos parecidos.

7.3. Distribución de la deformación en la Zona de Falla de El Salvador

Tanto los valores de las tasas de deformación de las direcciones principales como las tasas de rotación determinados son coherentes con la cinemática de falla de desgarre dextral transtensiva de la ZFES.

Las tasas de deformación y dilatación obtenidas confirman que la deformación se distribuye hacia el sureste a partir del río Lempa, concentrándose en torno a las fallas que limitan el pull-apart del Lempa en la zona central y ampliándose en la zona oeste de la ZFES.

La zona oeste, entre los lagos de Coatepeque e Ilopango, se caracteriza por un predominio de la extensión, coherente con un régimen transtensivo, mediante fallas fundamentalmente de desgarre con componente normal y fallas normales con dirección N-S (Lexa et al., 2011, Canora, 2011).

La zona central, entre el lago de Ilopango y el río Lempa, donde la deformación queda concentrada principalmente en el pull-apart del Lempa, con un predominio de la componente de desgarre. Esta distribución de tasas de deformación claramente coincide con la componente extensional y de desgarre del pull-apart del Lempa.

Al este del río Lempa, se obtienen los máximos de extensión y dilatación, coincidiendo con la zona volcánica de Berlín, Usulután y San Miguel, lo cual sugiere que parte de esta deformación es debida a la actividad volcánica de la zona.

El SE de la ZFES se caracteriza por una menor tasa de deformación y una extensión en dirección ~E-O.

A lo largo de la ZFES se observa un claro predominio de la rotación en sentido de las agujas del reloj, lo cual es coherente con la cinemática dextral de la ZFES. Los valores máximos coinciden con la zona del pull-apart del Lempa, sugiriendo que la zona de cizalla dextral se superpone con las fallas en dirección E-O formando el pull-apart, generando bloques corticales con mayor capacidad de rotación.

7.4. Movimiento del antearco salvadoreño. Implicaciones tectónicas

Nuestros resultados indican que el grado de acoplamiento en la interfase de la zona de subducción frente a las costas salvadoreñas es prácticamente nulo. Lo cual está de acuerdo con los resultados obtenidos en algunos estudios basados en observaciones GPS en esta zona (Lyon-Caen et al., 2006; Correa-Mora et al., 2009).

Se estima un movimiento a largo plazo del antearco salvadoreño de 13,5 ± 1 mm/a en dirección ~NO relativo a la placa Caribe, resultando ser mayor que lo esperado dada la ausencia de oblicuidad en la convergencia de la zona de subducción frente a las costas salvadoreñas. Este valor está de acuerdo con los valores obtenidos por Correa-Mora et al. (2009) y Alvarado (2008) a partir de datos GPS.

La diferencia de comportamiento y movimiento entre los dos arcos volcánicos, salvadoreño y nicaragüense, no puede ser resuelta por nuestros modelos. Sin embargo, nuestros resultados sugieren la existencia de una zona de transición extensional entre ambos arcos en el sureste de El Salvador y Golfo de Fonseca, que sirva de enlace entre ambos y que asuma la diferencia de deformación y comportamiento prevista entre ellos (Cáceres et al., 2005; Funk et al., 2009).

Esto está de acuerdo con Alvarado et al. (2011), el cual también plantea un modelo pull-apart en el golfo de Fonseca. La falta de datos en esta zona no permite determinar claramente los bordes sur y este de este bloque que define el pull-apart, proponiendo una geometría donde el golfo de Fonseca quedaría dentro del bloque de transición entre ambos arcos, situando el borde sur en el sureste de El Salvador sobre las trazas de las fallas cercanas a la costa.

Nuestros datos y modelos apoyan a priori la hipótesis de que el arco salvadoreño es arrastrado por el movimiento de la placa Norteamérica debido al pinzamiento de este bloque en el punto tripe difuso situado frente a las costas mejicanas y que el bloque del pull-apart del golfo de Fonseca es una zona extensional que funciona como zona de transición entre los arcos salvadoreño y nicaragüense. Así pues, la existencia o no de partición en el deslizamiento de la fosa no es la clave que define el estado de esfuerzos en el antearco centroamericano.

7.5. Implicaciones en la evaluación de la amenaza símica en El Salvador

Los resultados obtenidos en esta tesis permiten mejorar la estimación de la amenaza sísmica en El Salvador, pudiendo introducir algunas fallas modelizadas como fuentes sismogenéticas independientes en el cálculo. Esto permitirá aplicar un método híbrido, con zonas sismogenéticas y fallas con datos conocidos, obteniendo un mapa de amenaza sísmica más fiable y preciso para El Salvador.

En este estudio no se ha tenido en cuenta la influencia de la zona de subducción, así como la sismicidad asociada a otras fallas locales, introduciendo únicamente las fallas modelizadas, con datos geométricos y cinemáticos, en el cálculo de la amenaza, por lo que nuestros mapas representarían valores mínimos entre los que cabe obtener si se incluyen también los escenarios de subducción y se estima la amenaza total.

No obstante, los resultados obtenidos han permitido obtener los periodos de recurrencia para los terremotos característicos de cada uno de los segmentos analizados,lo cual es un avance importante y fundamental para el conocimiento de la amenaza sísmica de El Salvador.

Se ha realizado un análisis de sensibilidad en el cálculo de la amenaza de los distintos parámetros geométricos y cinemáticos de las fallas estudiadas, a continuación se resumen los resultados más destacables obtenidos en este análisis:

•Es importante analizar con detalle la longitud de los segmentos en los que puede romper cada falla, lo que mejora el cálculo del ciclo sísmico y por tanto el conocimiento del periodo de recurrencia de cada falla. Sin embargo, no resulta tan importante el conocimiento preciso de la profundidad de bloqueo para el cálculo del periodo de recurrencia.

•Las distribuciones comúnmente utilizadas para describir el ciclo sísmico de una falla son idóneas para el estudio de intervalos o periodos de exposición menores que el periodo de recurrencia de las fallas analizadas, siendo muy poco realistas para intervalos mayores.

•El grado de precisión en el cálculo del periodo de recurrencia depende directamente del grado de precisión con el que se han estimado las tasas de deslizamiento de cada falla.

•El uso de los distintos modelos de atenuación utilizados en el cálculo de la amenaza no supone variaciones significativas en los valores finales de la PGA.

•La disminución del área de la falla debido a la disminución de la profundidad supone un aumento del valor de la PGA fundamentalmente sobre la falla, obteniendo valores muy parecidos en el entorno y lejos de la falla.

Es importante el conocimiento de datos históricos y geológicos en fallas concretas, que permitan caracterizar con más detalle la distribución empírica de probabilidad de ocurrencia de un evento, y por tanto el conocimiento con mayor precisión del ciclo sísmico de cada falla, así como el momento en el que se encuentra cada falla dentro de su ciclo sísmico.