Sismicidad de Perú

| 28 octubre, 2010 | 0 Comentarios

INTRODUCCIÓN

El borde occidental de América del Sur se caracteriza por ser una de las regiones sísmicamente más activas en el mundo. El Perú forma parte de esta región y su actividad sísmica más importante está asociada al proceso de subducción de la Placa de Nasca (oceánica) bajo la Placa Sudamericana (continental), generando frecuentemente terremotos de magnitud elevada. Un segundo tipo de sismicidad, es producida por las deformaciones corticales, presentes a lo largo de la Cordillera Andina, con terremotos menores en magnitud y frecuencia. La distribución y origen de los terremotos en Perú, han sido tema de diversos estudios utilizando datos telesísmicos y regionales a fin de estudiar la geometría de la subducción de la Placa de Nasca bajo la Sudamericana (Stauder, 1975; Barazangi y Isacks, 1976; Hasegawa y Isacks, 1981; Bevis y Isacks, 1984; Boyd et al, 1984; Grange et al 1984; Schneider y Sacks, 1987; Cahill y Isacks, 1992; Suarez et al, 1996; Tavera, 1995; Tavera y Buforn, 1998a; Tavera y Buforn, 1998b.) o bien para delinear las zonas de mayor deformación superficial en el interior del continente (Dorbath et al 1986; Doser, 1987; Deverchere et al 1989; Dorbath et al ,1990a; Dorbath et al, 1991; Lindo, 1993; Suarez et al, 1996; Tavera y Buforn 1998a, Tavera y Buforn 1998b; Tavera, 1998). Por otro lado, el análisis de la sismicidad histórica ha permitido evaluar la periodicidad de ocurrencia de terremotos de magnitud elevada a lo largo de la costa peruana (Kelleher, 1972; Dewey y Spence, 1979; Beck y Ruff, 1989; Dorbath et al 1990b) y delinear las regiones de mayor potencial sísmico (McCann et al, 1979; Nishensko, 1991). A continuación se realiza una descripción de las características tectónicas y de la sismicidad histórica e instrumental de Perú. Así mismo, se analiza los diferentes tipos de mecanismo focal asociados a terremotos de magnitud elevada a fin de realizar una evaluación del estado actual de los esfuerzos presentes en Perú.
TECTÓNICA GENERALLos Andes es un claro ejemplo de cordillera formada como resultado del proceso de subducción de una placa oceánica bajo una continental. La Cordillera Andina se extiende a lo largo del continente sudamericano, desde Venezuela hasta el sur de Chile, con un ancho mínimo de 200 km. en la región Central de Perú y máximo de 500 km. en el límite entre Perú y Chile. La Figura 1 muestra un esquema de las principales unidades estructurales formadas como resultado de la evolución de la Cordillera Andina: Zona Costera (Z.C.), Cordillera Occidental (C.OC.), Cordillera Oriental (C.OR.), Altiplano y la Zona Subandina (Audebaud et al, 1973; Dalmayrac et al, 1987).

La Zona Costera (Z.C.).- Zona estrecha de aproximadamente 40 km. de ancho que se extiende de norte a sur y está constituida en su mayoría por suaves plegamientos volcánicos y rocas sedimentarias del Mesozoico. La zona sur está formada por basamentos de rocas cristalinas plegadas y sujetas a deformación desde el Precámbrico.

La Cordillera Occidental (C.OC).- Es el batolito andino de mayor volumen que se extiende desde Venezuela hasta Tierra del Fuego en Chile. En el Perú se distribuye paralelo a la costa de norte a sur. La parte más elevada de esta Cordillera (4200-4500 m), esta formada por series del Mesozoico, más o menos plegadas y cubiertas de manera heterogénea por capas volcánicas del Cenozoico. Esta Cordillera aumenta su anchura en la región sur del Perú.

El Altiplano.- Situado entre las Cordilleras Occidental y Oriental. En la región sur su anchura es de 200 km. y se extiende hacia el norte hasta los 9 °S, en donde alcanza un ancho de unos 50 km. y después desaparece. Esta unidad esta formada por una serie de cuencas intramontañosas del Cenozoico que se prolongan hacia el Altiplano, siendo la zona sur invadida por estructuras volcánicas activas del Terciario Superior.

La Cordillera Oriental (C.OR.).- Menos elevada que la Cordillera Occidental (3700-4000 m.) y corresponde a un extenso anticlinal formado por depósitos intrusivos del Precámbrico. En la región sur, la Cordillera se curva en dirección E-W para luego continuar paralela a las otras unidades.

La Zona Subandina.- Zona de anchura variable en donde se amortiguan las estructuras andinas. Esta zona se localiza entre la Cordillera Andina y la Llanura Amazónica y está formada por una cobertura de sedimentos del Mesozoico y Cenozoico con pliegues de gran longitud de onda.

Estas unidades se han formado como resultado de una tectónica activa cuya principal fuente de energía radica en el proceso de subducción de la placa oceánica bajo la continental (Figura 2). En las regiones norte y centro del Perú (Fig. 2a) el proceso de subducción se realiza con un ángulo de 20°-30° hasta profundidades del orden de 100 km., a partir de la cual el contacto de placas es casi horizontal. En la región sur (Fig. 2b), el proceso de subducción se inicia con un ángulo de 30° constante hasta profundidades de 300 km. aproximadamente. Asimismo, en la Figura 2, se esquematiza la localización de las unidades estructurales descritas anteriormente.

Fig.1 Unidades estructurales de Perú
Fig.2 Subducción de la Placa Oceánica. Esquema que muestra la geometria de la subducción de la placa oceánica bajo la continental. a) Subducción horizontal (Norte y centro de Perú). b) Subducción normal (Sur de Perú) (Mattauer, 1989).

SISMICIDAD HISTORICA

La información sobre la actividad sísmica histórica de Perú se remonta a los años 1513 y la calidad de los datos dependerá de la distribución y densidad de las poblaciones en las regiones afectadas por los terremotos (Tavera y Buforn, 1998b). La recopilación más completa sobre esta sismicidad fue realizada por Silgado (1968, 1978, 1985) y Dorbath et al, (1990b). En la Figura 3 se observa que los terremotos con ³ VIII MM para el periodo 1513-1959 se distribuyen únicamente a lo largo de la costa centro y sur, debido a que estas regiones eran las más pobladas y que luego se constituyeron en las ciudades más importantes después del siglo XVI. La mayoría de estos terremotos generaron maremotos de intensidad variable y produjeron daños a lo largo de la costa Oeste de Sudamérica (Montessus de Ballore, 1911) y alrededor del Pacífico (Hatori, 1968). En el interior del país solo se localizan 3 terremotos, el de 1650 ocurrido en Cusco (Io=X MM), 1946 en Ancash, (Io=IX MM) y 1947 en Satipo, (Io=VIII MM). Silgado (1978) estima los valores de magnitud de los terremotos a partir del área de Intensidad Máxima con el propósito de compararlos con sismos recientes (“Magnitud Silgado”). Así mismo, Dorbath et al, (1990b) realizaron una revisión de las intensidades y evaluaron los principales maremotos a fin de recalcular los valores de magnitud (Tabla 1). La profundidad estimada para todos estos terremotos, es aproximada. Para la costa central de Perú, Silgado (1978) y Dorbath et al (1990b) indican que los terremotos mayores son los de 1586, 1687 y el de 1746 (Io=X MM) que destruyó la ciudad de Lima y generó un maremoto con olas de 15-20 m. de altura. En la región sur, los terremotos más importantes son los de 1604, 1784 y 1868, este último mejor documentado y descrito en detalle por Montessus de Ballore (1911) y Vargas (1922). Estos terremotos destruyeron las ciudades de Arequipa, Moquegua, Tacna, Puno y norte de Chile. El terremoto de 1868 (Io=X MM) fue sentido desde Ecuador hasta Chile generando un maremoto con olas de 14 m. de altura (Silgado, 1978). En el interior del continente, el único terremoto documentado es el de 1650, que destruyó la ciudad del Cusco y fue sentido en Lima, Arequipa y La Paz (Bolivia). Para el periodo 1513-1959, no existe mayor información sobre terremotos ocurridos en la zona Andina y Subandina del norte y centro de Perú, pero actualmente se sabe que estas regiones son sísmicamente muy activas.

Fig. 3 Terremotos ocurridos en Perú entre (1513-1959), Io > VIII MM


SISMICIDAD INSTRUMENTAL

En la Figura 4 se presenta un mapa de la actividad sísmica ocurrida en Perú durante el periodo 1960-1995 (M>5) según el catálogo del NEIC. Esta sismicidad fue seleccionada con similar criterio que Cahill y Isacks (1991). La sismicidad con foco superficial (h< 60 km., Fig. 4a), se localiza entre la fosa y la línea de costa (Stauder 1975; Barazangi y Isacks 1976; Tavera y Buforn 1998b) con ocurrencia frecuente de terremotos de magnitud elevada (13 Enero de 1960, Ms=7.5; 17 de Octubre de 1966, Ms =8.0; 31 de Mayo de 1970, Ms=7.8). Otro grupo importante de sismicidad, es producida por el cabalgamiento de la Cordillera Andina sobre el escudo Brasileño en el interior del continente. La mayoría de estos terremotos se localizan en la zona de transición entre la Cordillera Oriental y el margen occidental de la zona Subandina (entre 3° y 13° S). En el Altiplano también existen sismos superficiales, pero son menos numerosos y más dispersos. Por lo general, los terremotos que ocurren en estas regiones tienen magnitudes moderadas (24 Julio de 1969, mb=5.9, 1 Octubre de 1969, mb=5.9; 30 de Mayo de 1990, mb=6.1 y 5 de Abril de 1991, mb=6.5). Algunas zonas, entre la línea de costa y la Cordillera Occidental (4°-13° S) y en la región sur del Perú (13°-16° S), presentan índices menores de sismicidad, mostrando que en estas zonas el régimen de deformación cortical es menor o que existen periodos mayores de recurrencia para terremotos de magnitud elevada (Tavera y Buforn 1998b). Los terremotos con foco intermedio (60< 350 km., Fig. 4b) se distribuyen de manera irregular, pudiendo indentificarse tres zonas: la primera se distribuye paralela a la línea de costa desde 9°S hasta 19°S y es causante de los terremotos del 28 de Mayo de 1982 (Ms=6.5) y 18 de Abril de 1993 (Ms=6.2). Un segundo grupo se localiza en el interior del continente (zona norte y centro) paralela a la Cordillera Oriental y zona Subandina. Estos terremotos siguen una línea (N-S) aproximadamente. El tercer grupo de sismicidad se localiza en la región sur del Altiplano y se caracteriza por su alto índice de sismicidad. En los dos primeros grupos los terremotos alcanzan profundidades de 100-150 km. y en el tercer grupo hasta 350 km. de profundidad (Tavera y Buforn, 1998b). La actividad sísmica con foco profundo (h>350 km.) se localiza en la región centro y sur de la Llanura Amazónica (Fig. 4b). Esta sismicidad, es mayor en la región central (6°-11°S) y se alinea en dirección Norte – Sur (N-S) sobre una área de 500 km. de longitud (borde Perú – Brasil) y en la región sur es menos numerosa y más dispersa (borde Perú – Bolivia) (Tavera y Buforn, 1998 a-b). En la Figura 5, se muestra 3 perfiles verticales de sismicidad según las líneas indicadas en la Fig. 4b. Según el perfil A-A’ la profundidad de los terremotos aumenta de Oeste a Este, con focos a menos de 50 km. en la zona oceánica hasta 150 km. de profundidad en el interior del continente. Entre 200 y 450 km. de distancia horizontal desde el punto A, se observa menor ocurrencia de terremotos, siendo éstos más superficiales, lo que puede considerarse como una posible laguna sísmica. A partir de la distancia de 450 km., aumenta el número y la profundidad de los terremotos, hasta una distancia horizontal de 700 km. desde la fosa. Estas profundidades indican el límite de la subducción de la Placa de Nasca bajo la Sudamericana. En el perfil B-B’ la distribución de los focos sigue el mismo patrón descrito anteriormente, pero sin observar la posible laguna sísmica. En ambas secciones verticales y hasta unos 100 – 150 km. de profundidad, los focos se distribuyen según una línea con pendiente de 15°-20° y a partir de esta profundidad (distancia horizontal de 200 km. desde B), el límite de las placas es prácticamente horizontal. Los terremotos con foco superficial se distribuyen linealmente sobre la profundidad de 33 km.; sin embargo, las zonas de mayor deformación presentan un alto índice de sismicidad (Fig. 4). Estas características ya fueron descritas anteriormente por otros autores (Stauder, 1975; Barazangi y Isacks, 1976; Bevis y Isacks, 1984; Cahill y Isacks, 1992; Tavera y Buforn, 1998b; Tavera 1998). En la región Sur del Perú (Perfil C-C’), la distribución vertical de los hipocentros presenta características diferentes. La profundidad de los terremotos aumenta linealmente de Oeste a Este con una pendiente de 25°-30° hasta 350 km. de profundidad (Barazangi y Isacks, 1979; Hasegawa y Isacks, 1981; Grange et al, 1984; Schneider y Sacks, 1987; Cahill y Isacks, 1992; Tavera y Buforn, 1998b). Sin embargo, los terremotos con focos a profundidad intermedia solo se localizan hasta una distancia de 400 km. a partir de la fosa, a distancias mayores se encuentran los terremotos superficiales (h< 60 km.) o profundos (h>500 km.). En las secciones verticales B-B’ y C-C’, también se muestra los terremotos profundos que se concentran en las regiones Centro y Sur de la Llanura Amazónica. Estos focos se distribuyen entre 500 y 650 km. de profundidad, siendo más numerosos en el borde Perú – Brasil y menor en el borde Perú – Bolivia. La ause ncia de terremotos entre 200 y 500 km. de profundidad en la región norte y centro y entre 300 y 500 Km. en la región sur, ponen en evidencia la no continuidad de la placa oceánica en el proceso de subducción a mayores niveles de profundidad (Stauder, 1975; Isacks y Barazangi 1977; Isacks y Molnar 1971; Tavera y Buforn, 1998b).

Fig. 4 Actividad Sísmica en Perú (1960-1995)

Fig. 5 Perfiles Verticales de Sismicidad. Según líneas AA´, BB´ y CC´ indicadas en la Figura 4b. F = Fosa y C = Costa (Tavera y Buforn 1998)


MECANISMOS FOCALES

Los primeros trabajos sobre los mecanismos focales de terremotos ocurridos en el Perú, son los realizados por Abe (1972), Stauder (1975), Dewey y Spence (1979), Chinn y Isacks (1983) y Suarez et al (1983) para terremotos con foco superficial; Isacks y Molnar (1971), Stauder (1975), Petersen (1976) y Penington (1981) para terremotos con foco intermedio y Chandra (1967), Isacks y Molnar (1971) y Stauder (1975) para terremotos con foco profundo. Los mecanismos focales fueron obtenidos a partir de la distribución de la polaridad de la onda P y polarización de ondas S. Unicamente Suarez et al (1983) y Chinn y Isacks (1983) realizaron el modelado de registros de periodo largo de la red mundial (WWSSN). En la Figura 6 se muestra los mecanismos focales obtenidos por estos autores para terremotos con foco a profundidad superficial (Fig. 6a) e intermedia y profunda (Fig. 6b). Los mecanismos focales para terremotos superficiales ocurridos entre la línea de fosa y la costa corresponden a mecanismos de fallas inversas. Unicamente, en tres casos se observa mecanismos de falla normal y el más importante corresponde al terremoto del 31 de Mayo de 1970 (Ms=7.8) cuyo proceso complejo de ruptura ha sido descrito por Dewey y Spence (1979) y Beck y Ruff (1989). Estos mecanismos focales presentan planos nodales orientados en dirección NW-SE aproximadamente. Los terremotos ocurridos en el interior del continente, también presentan mecanismos focales de fallas inversas asociados a los sistemas de fallas activas distribuidas en la región Andina y Subandina e indican un patrón compresivo de dirección E-W, perpendicular a la dirección de la cordillera andina. De estos terremotos, el único con mecanismo focal de falla normal, es el ocurrido el 10 de noviembre de 1946 (Ms=7.0) en los Altos Andes. Los terremotos con foco a profundidad intermedia, en general presentan mecanismos focales del tipo normal con planos nodales orientados en dirección NW-SE y ejes de tensión horizontal (T) orientados en dirección E-W aproximadamente, coherente con la dirección de convergencia de placas (Fig. 6b). Los terremotos profundos presentan mecanismos del tipo normal con planos orientados en N-S en el borde Perú-Brasil; mientras que en el límite con Bolivia, el único terremoto muestra un mecanismo focal con planos nodales orientados en dirección E-W (Figura 6b). Recientemente, Tavera (1995), Tavera y Buforn (1998b) y Tavera (1998) han calculado los mecanismos focales de 20 terremotos (mb>5.8) ocurridos en Perú a diferentes profundidades entre 1990 y 1996 utilizando datos digitales de banda ancha de la red mundial Figura 7. De estos terremotos, diez tienen el foco a profundidad superfiacial, ocho a profundidad intermedia y dos son profundos. Los resultados obtenidos por estos autores muestran que los terremotos con foco superficial que se producen entre la fosa y la linea de costa presentan mecanismos focales de fallas inversas con planos orientados en dirección NW-SE y con incremento de sus profundidades de Oeste a Este. Los terremotos con foco superficial localizados en el interior del continente presentan mecanismos de fallas inversas con planos nodales paralelos a la Cordillera Andina y a los principales sistemas de fallas reconocidas en la región con un aumento gradual de la profundidad de los focos de Norte a Sur, lo que sugiere que los terremotos tienen diferentes regímenes de deformación. Asimismo, estos autores muestran que los terremotos con foco a profundidad intermedia en general presentan mecanismos focales de tipo normal con ejes de tensión de tensión horizontal orientados en dirección ENE-WSW. La profundidad del foco de los terremotos localizados en las regiones Norte y centro son de orden de 100-110 km., mientras que para los terremotos localizados en la región sur, los focos alcanzan profundidades entre 120 y 150 km. Para terremotos con foco profundo, los mecanismo focales son de tipo normal con diferente orientación para el eje de tensión. En el borde Perú-Brasil el eje de tensión horizontal se orienta en dirección E-W y en el borde Perú-Bolivia en dirección N-S, similar a los mecanismos focales calculados para mecanismos focales calculados para terremotos anteriores ocurridos en las mismas regiones (Isack y Molnar, 1971; Stander, 1975; Kikuchi y Kanamori, 1994). La profundidad de los focos varia entre 600 y 620 km.

Fig. 6 Mecanismos Focales. Obtenidos por diversos autores para el Perú. a) Sismos con foco superficial b) Sismos con foco intermedio y profundo, se indica ademas, los principales sistemas de fallas (Tavera y Buforn, 1998).
Fig. 7 Mecanismos Focales. Obtenidos para el Perú por Tavera y Buforn (1998), periodo 1990 – 1996 (mb> 5.8). a) Sismos con foco superficial b) Sismos con foco intermedio y profundo.


ESFUERZOS Y SISMOTECTONICA

En la Figura 8 se representa la proyección horizontal de los ejes de presión y tensión obtenidos a partir de los mecanismos focales, obtenidos por Tavera (1995), Tavera y Buforn (1998b) y Tavera (1998) (flechas en negro) y los calculados para otros terremotos y por otros autores (flechas en blanco) en planos localizados a 30, 290 y 560 km. de profundidad y que representan los 3 tipos de actividad sísmica en Perú: terremotos con foco superficial, intermedio y profundo. Para los terremotos superficiales (Fig. 7a) los ejes de presión se concentran de Norte a Sur entre la fosa y la línea de Costa y se orientan predominantes en dirección ENE-WSW a E-W aproximadamente.

Estos esfuerzos están asociados al desplazamiento sísmico entre la placa oceánica y continental al inicio del proceso de subducción. En el interior del continente, los ejes de presión se distribuyen en la zona subandina perpendiculares a la Cordillera Andina y formando tres grupos: al norte de los 5 °S los ejes de presión horizontal se orientan en dirección NNE-SSW, entre 5 °S y 13 °S en dirección NNW-SSE y al Sur de 13 °S en dirección NW-SE. Estos grupos determinan la orientación regional de los esfuerzos y el grado de deformación, mayor en la región norte y menor en la región Centro y Sur. A lo largo de la zona subandina, el proceso compresivo se manifiesta mediante la ocurrencia de terremotos con focos que no superan los 33 km. de profundidad, lo que indicaría que únicamente la corteza participa en este proceso. El proceso compresivo en la zona subandina está asociado a la convergencia del escudo brasileño bajo la Cordillera Oriental con velocidades relativas de 1.4-2.1 mm/año (Suarez et al 1983). Para terremotos con foco intermedio (Fig. 7b), los ejes de tensión muestran extensión horizontal predominantemente en dirección E-W. En general, la extensión puede ser asociada al proceso de subducción a niveles mayores de profundidad. En la región norte la acumulan de ejes de tensión horizontal, sugiere que el proceso extensivo en esta zona es debido a que el contacto de placas se realiza en un medio muy heterogéneo, contrario a las áreas circundantes que parecen ser más estables. Unicamente, dos terremotos localizados en la región central de Perú presentan extensión en dirección NW-SE, mostrando que el régimen extensivo en el proceso de subducción en algunas zonas, no es del todo homogéneo (Tavera y Buforn, 1998 a-b). Entre 13°S – 15°S, se localiza un terremoto cuyo eje de extensión se orienta en dirección N-S, poniendo en evidencia la posible contorsión de la placa oceánica hacia el sur soportando un proceso complejo de deformación capaz de producir diferentes regímenes de esfuerzo (Hasegawa y Isacks, 1981; Bevis y Isacks, 1984; Cahill y Isacks, 1992; Tavera y Buforn, 1998 a-b; Tavera, 1998). Para terremotos profundos, existe extensión horizontal de dirección E-W en el borde Perú-Brasil y N-S en el borde Perú-Bolivia. Este régimen extensivo se concentra entre 500 y 650 km. de profundidad. La diferente orientación de los ejes de tensión horizontal para los terremotos profundos, así como la ausencia de los mismos entre 200 y 500 km. en la región central y entre 300 y 500 km. de profundidad en la región Sur, indicarían un diferente origen para ambos (Tavera y Buforn, 1998 a-b; Tavera 1998). La naturaleza de los terremotos con foco profundo desde el punto de vista sismológico y físico ha sido largamente debatido por diversos autores (Isacks y Milnar, 1971; Stauder 1975; Pilger, 1981; Cahill y Isacks 1992). La generación de terremotos de magnitud elevada en este rango de profundidad, puede ser interpretada en términos de un trozo de corteza oceánica que flota en el manto y que esta suficientemente fría para ser capaz de producir terremotos.

Fig. 8 Proyección horizontal en función de la profundidad de los ejes P para terremotos con foco superficial (a) y T para terremotos con foco intermedio (b) y profundo (c).


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AUTORES

Dr. Hernando Tavera, E. Buforn
CNDS – SIS
Sitio Web: www.igp.gob.pe

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Categoría: Artículos

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