sismotectonica y peligrosidad sismica en ecuador, ortiz 2013

Facultad de Ciencias Geológicas

Universidad Complutense de Madrid

MÁSTER EN GEOLOGÍA AMBIENTAL Y RECURSOS GEOLÓGICOS

Especialidad en Riesgos Geológicos y Gestión Territorial

Sismotectónica y peligrosidad sísmica en

Ecuador

Oscar Cristian Ortiz Panchi

MADRID, CURSO 2012 – 2013

Facultad de Ciencias Geológicas

Universidad Complutense de Madrid

MÁSTER EN GEOLOGÍA AMBIENTAL Y RECURSOS GEOLÓGICOS

Especialidad en Riesgos Geológicos y Gestión Territorial

Sismotectónica y peligrosidad sísmica en

Ecuador

Oscar Cristian Ortiz Panchi

MADRID, CURSO 2012 – 2013

Autorizo la presentación del Trabajo de Fin de Máster.

Dr. Ramón Capote del Villar Dr. Julián García Mayordomo

AGRADECIMIENTOS

Al finalizar este proyecto quiero agradecer a mis tutores Ramón Capote del Villar y Julián García Mayordomo por compartir sus conocimientos y por su valiosa guía a lo largo del desarrollo del trabajo. A mis padres Oscar y Mercedes y a mi hermana Verónica por todo el apoyo, confianza y cariño a lo largo de mi vida. A mis grandes amigos Diego y Víctor por su sincera amistad, por todas las aventuras vividas, por su tiempo; por ser los mejores amigos que pudieron haberme acompañado en esta etapa. A Alejandro, María, Laura, Male, Jorge, José Luis, Paola, Gabriela, Marco, Erwin, Mercedes, Mileika, Miguel, Hodei, Martha, Guillermo, Carlos, Danann, Pedro, Joselo, Lucien, Elsa, Sandra por su amistad y por haber sido partícipes de los buenos momentos. Al Gobierno de la República del Ecuador por todos sus proyectos y por la labor realizada en los últimos años que ha generado cambios profundos en el país y ha permitido que el Ecuador se levante y se esté convirtiendo en una sociedad más justa y participativa. Al equipo de rugby de Geológicas por todas las lecciones sobre compañerismo y sobre todo esfuerzo.

Lento pero viene, el futuro se acerca,

despacio pero viene.

Hoy está más allá

de las nubes que elige, y más allá del trueno y de la tierra firme.

Despacio pero viene,

sin hacer mucho ruido, cuidando sobre todo

los sueños prohibidos, los recuerdos yacentes

y los recién nacidos.

Lento pero viene, el futuro real,

el mismo que inventamos nosotros y el azar,

cada vez más nosotros y menos el azar.

Mario Benedetti

ÍNDICE

1. INTRODUCCIÓN ........................................................................................................... 1

1.1 Antecedentes ............................................................................................................... 3

1.2 Objetivos ...................................................................................................................... 3

1.3 Metodología ................................................................................................................. 4

2. MARCO GEOLÓGICO - GEODINÁMICO DE ECUADOR .......... ................................... 6

2.1 Subducción Placas Nazca – Sudamérica ..................................................................... 6

2.2 Cordillera Carnegie ...................................................................................................... 7

2.3 Bloque Norandino ........................................................................................................ 8

2.4 Grandes unidades geológicas de Ecuador de la placa superior ................................... 9

2.5 Fallas activas ..............................................................................................................11

3. CATÁLOGO SÍSMICO .................................. ................................................................13

3.1 Homogeneización del catálogo ...................................................................................14

3.2 Conversión a magnitud momento (Mw) .......................................................................15

3.3 Terremotos históricos .................................................................................................15

3.4 Magnitud de Corte ......................................................................................................16

3.5 Análisis de Completitud...............................................................................................17

3.6 Desagrupación (Declustering) del catálogo .................................................................18

3.7 Catálogo de cálculo ....................................................................................................18

3.8 Mapa de Epicentros ....................................................................................................19

4. DIVISIÓN SISMOTECTÓNICA .....................................................................................20

4.1 Placa superior .............................................................................................................20

4.1.1 Megacizalla Guayaquil - Dolores ..........................................................................21

4.1.2 Valle Interandino Norte .........................................................................................22

4.1.3 Cordillera Occidental ............................................................................................22

4.1.4 Región Costera ....................................................................................................23

4.1.5 Bloque Amotape- Tahuin ......................................................................................24

4.1.6 Valle Interandino Sur ............................................................................................24

4.1.7 Cordillera Real ......................................................................................................24

4.1.8 Zona Subandina ...................................................................................................25

4.1.9 Cuenca Oriente ....................................................................................................25

4.2 Zona de Interface ........................................................................................................27

4.3 Placa subducente (intraslab) .......................................................................................28

5. PELIGROSIDAD SÍSMICA .............................. .............................................................30

5.1 Métodos Probabilistas .................................................................................................30

5.2 Magnitudes máximas ..................................................................................................30

5.3 Relaciones Gutenberg – Richter .................................................................................32

5.4 Cálculo de peligrosidad ...............................................................................................35

5.5 Mapa de peligrosidad sísmica .....................................................................................37

6. DISCUSIÓN ..................................................................................................................38

6.1 Catálogo sísmico ........................................................................................................38

6.2 Sismotectónica ...........................................................................................................38

6.3 Peligrosidad sísmica ...................................................................................................39

7. CONCLUSIONES .........................................................................................................42

8. BIBLIOGRAFÍA ...................................... ......................................................................44

ÍNDICE DE FIGURAS

Figura 1. Ubicación Geográfica del Ecuador ......................................................................... 1

Figura 2. Síntesis de la metodología. .................................................................................... 5

Figura 3. Configuración tectónica regional.. ........................................................................... 6

Figura 4. Esquema estructural simplificado del área de estudio.. .......................................... 8

Figura 5. Regiones fisiográficas de Ecuador.. ......................................................................10

Figura 6. Mapa de Fallas Cuaternarias del Ecuador. ............................................................12

Figura 7. Comparación de escalas sísmicas.. ......................................................................14

Figura 8. Determinación de la magnitud de corte. ................................................................16

Figura 9. Gráficas de completitud de magnitudes. ................................................................17

Figura 10. Mapa de epicentros sismicidad superficial ...........................................................19

Figura 11. Mapa Geológico del Ecuador - Divisiones sismotectónicas placa superior ..........26

Figura 12. Divisiones sismotectónicas Interface de placas - Placa subducente. ...................27

Figura 13. Sección transversal a la fosa colombo-ecuatoriana .............................................28

Figura 14. División sismotectónica placa subducente.. .........................................................29

Figura 15. Gráfica de relaciones Gutenberg- Richter. ...........................................................34

Figura 16. Ingreso de geometría de fuentes sísmicas ..........................................................35

Figura 17. Introducción de datos sísmicos para las fuentes .................................................36

Figura 18. Curva de atenuación de Akkar y Bommer (2010) para Mw=5. Intensidad en gales,

periodo de 0 segundos.. .......................................................................................................36

Figura 19. Mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador, PGA para un periodo de retorno: 500

años. ....................................................................................................................................37

Figura 20. Comparativa entre divisiones sismotectónicas ....................................................39

Figura 21. Mapa de Peligrosidad sísmica, PGA para periodo 500 años y zonas

sismotectónicas ....................................................................................................................40

Figura 22. Comparativa entre zonas sísmicas (NEC 2011) y presente estudio. ...................41

ÍNDICE DE TABLAS

Tabla 1. Descripción de magnitudes del catálogo ISC ..........................................................13

Tabla 2. Terremotos históricos .............................................................................................16

Tabla 3. Años de completitud de magnitudes .......................................................................17

Tabla 4. Eventos obtenidos durante el proceso de homogeneización ..................................19

Tabla 5. Relaciones empíricas utilizadas y parámetros ........................................................31

Tabla 6. Magnitudes máximas para las zonas sismotectónicas placa superior .....................32

Tabla 7. Magnitudes máximas para interface e intraslab ......................................................32

Tabla 8. Cálculo de relaciones de Gutenberg- Richter..........................................................33

Tabla 9. Ecuaciones Gutenberg- Richter para zonas sismotectónicas .................................34

1

1. INTRODUCCIÓN

Ecuador se encuentra ubicado en la región noroccidente de América del Sur, tiene una

superficie aproximada de 283.500 Km2, incluyendo las Islas Galápagos y una población de

14’483.500 de habitantes. La figura 1 muestra su ubicación geográfica.

Figura 1. Ubicación Geográfica del Ecuador

Ecuador es un territorio sísmicamente activo que históricamente ha sido afectado por

numerosos terremotos destructivos, entre los que se puede citar en terremoto de

Esmeraldas de 1906 (M=8.8, uno de los más grandes registrados en el mundo), Ambato de

1949 (M=6.8) que dejó cerca de 5050 fallecidos (USGS), Reventador en 1987 (M=6.1 y 6.9)

que provocó deslizamientos de lodo y avalanchas de rocas destruyendo parte del oleoducto

ecuatoriano causando un gran impacto en la economía del país, Bahía de Caráquez en

1998 (M=7.2) que afectó cerca del 60% de las edificaciones de la zona.

Con el fin de registrar y caracterizar los eventos sísmicos en el Ecuador, al final de la

década de los 70 se implantó la red de monitoreo sísmica ecuatoriana (RENSIG), operada

por el Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional, provee soluciones para

terremotos a partir de 1990, su modernización y ampliación inició en el año 2008 con el fin

de contar con una red que cubra todo el Ecuador y permita una mejor caracterización de los

parámetros sísmicos.

2

Los terremotos son catástrofes naturales que no se pueden evitar, y actualmente tampoco

predecir (Hernández, 2001). El conocimiento de la sismicidad de una región es necesario

para todo cálculo o plan de mitigación de sus efectos y es fundamental para la elaboración

de los códigos de construcción y escenarios sísmicos, por esta razón es importante conocer

las características de la sismicidad de una zona (Rivadeneira et al., 2007).

Para minimizar los daños de los terremotos futuros, actualmente se tiende a la prevención

más que a la predicción, lo que supone estimar los sismos máximos esperados en una zona

durante un periodo de retorno, y así diseñar las edificaciones para resistir los movimientos

que, previsiblemente, se producirán durante su vida útil (Hernández, 2001).

Los estudios de peligrosidad sísmica llevan a cabo una estimación de la aceleración máxima

del terreno provocada por sismos, basándose en el análisis de los terremotos producidos, su

probabilidad de ocurrencia, las características de las fuentes sismotectónicas y las leyes de

atenuación de la energía sísmica. (Canas et al., 1994; Moliner, 1999 en Hernández, 2007).

Existen dos métodos de evaluación de peligrosidad sísmica:

• Los métodos deterministas, consideran que los terremotos en el futuro se producirán

de forma análoga a como lo hicieron en el pasado y conducen a la estimación de los

límites superiores del movimiento, expresados por los valores máximos del

parámetro empleado para su descripción. Requieren el conocimiento del máximo

sismo potencial o del terremoto característico (Benito y Jiménez, 1999).

• Los métodos probabilistas, deducen las relaciones de recurrencia de los fenómenos

sísmicos de una zona a partir de la información existente en la misma y con ellas

obtienen las funciones de probabilidad de los parámetros buscados..Necesitan la

estimación previa de leyes de recurrencia de los sismos en cada falla o zona

sismogenética (Benito y Jiménez, 1999).

El presente estudio se desarrollará en base a métodos probabilistas, tienen por objetivo

estimar las acciones sísmicas en el emplazamiento con una probabilidad asociada, lo que

permite diseñar una construcción para cualquier nivel de riesgo aceptable (LLNL, 1989 en

Benito y Jiménez, 1999).

3

1.1 Antecedentes

El Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional (Ecuador) ha sido partícipe de

diversos estudios sobre la geodinámica en Ecuador con el fin de determinar dirección y

velocidad de convergencia de placas, campos de esfuerzos, fallamiento activo, distribución

de sismicidad entre otros. Actualmente desarrolla múltiples trabajos conjuntamente con

instituciones en el exterior, con el fin de evaluar la peligrosidad sísmica, estos trabajos han

sido tomados en cuenta para el desarrollo de este trabajo.

Egüez et al., (2003) en el marco del desarrollo del Programa Internacional de la Litósfera

compiló una base de datos y un mapa de fallas Cuaternarias y pliegues de Ecuador.

Beauval et al., (2013) obtuvo un catálogo sísmico homogeneizado para el Ecuador, cuyas

guías metodológicas fueron seguidas en el presente trabajo. Alvarado (2012) en su tesis

doctoral realiza un estudio de la neotectónica y cinemática continental en Ecuador, entre los

resultados que obtiene presenta zonificaciones sismotectónicas para el país.

Existen pocos trabajos realizados sobre peligrosidad sísmica en Ecuador, entre los que se

puede citar a la Norma Ecuatoriana de la Construcción (NEC 2011) que presenta un mapa

de zonas sísmicas con aceleraciones en proporción de la gravedad (g) para un periodo de

retorno de 475 años. Este trabajo presenta el mapa obtenido, sin embargo no presenta una

metodología clara sobre el proceso de obtención del modelo de aceleración.

1.2 Objetivos

El presente estudio forma parte del trabajo de fin de máster en Geología Ambiental y

Recursos Geológicos, con especialización en Riesgos Geológicos y Gestión Territorial.

El objetivo principal de este trabajo es elaborar un mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador

para un periodo de retorno de 500 años utilizando el método probabilístico, en base a la

integración de diferentes fuentes de información (geodinámica, geológica y sismicidad) que

permitan obtener una aproximación a la aceleración máxima del terreno (PGA: Peak Ground

Acceleration).

Para llegar a este objetivo principal han de alcanzarse previamente los siguientes objetivos

parciales:

4

- Obtención de un catálogo sísmico homogéneo unificado que permita la visualización

de un mapa de epicentros y el cálculo de las relaciones temporales magnitud -

frecuencia de terremotos.

- Elaboración de una división sismotectónica relacionando la tectónica de placas, la

geología regional, la actividad reciente de fallas y la sismicidad en Ecuador.

1.3 Metodología

El análisis de peligrosidad sísmica requiere el análisis de diferentes factores que permitan

establecer divisiones sismotectónicas de una región.

En primera instancia se requiere estudio de la geodinámica con el fin de determinar la

interacción entre placas tectónicas como la fuente de los esfuerzos que actúan sobre la

región y como generadoras de terremotos.

El análisis de la geología regional incluye el análisis de las fallas activas que afectan a la

región y su relación con las unidades tectónicas regionales.

El tratamiento del catálogo sísmico requiere una serie de procedimientos que permiten

unificar los registros sísmicos existentes en una sola magnitud (Mw), analizar

estadísticamente los rangos temporales y de magnitud en los cuales el catálogo puede

considerarse completo e identificar los terremotos principales, eliminando los eventos

premonitorios y réplicas (Declustering).

El análisis de estos factores permite establecer una división sismotectónica de la región, que

consiste en separar zonas que compartan características tectónicas, geológicas y sísmicas

en común. En cada zona se calculan las relaciones temporales de recurrencia de terremotos

(Relaciones de Gutenberg - Richter) en base a la sismicidad obtenida después del

tratamiento del catálogo y las magnitudes máximas de terremotos que podrían esperarse.

Una vez obtenidos los parámetros de las relaciones temporales y magnitudes máximas, se

utilizan modelos de atenuación del terreno, para las diferentes zonas sismotectónicas. Estos

modelos permiten predecir la aceleración que se produciría en un sitio, bajo una magnitud

de terremoto y a una distancia determinada.

5

Utilizando un software específico para el cálculo de peligrosidad sísmica (CRISIS 2007), que

permita integrar las divisiones sismotectónicas, relaciones de recurrencia, magnitudes

máximas esperadas y leyes de atenuación del terreno, se obtiene un modelo de peligrosidad

sísmica para un periodo de retorno determinado.

La figura 2 sintetiza la metodología utilizada para el cálculo de la peligrosidad sísmica en el

presente estudio y en los capítulos posteriores se explica con detalle cada uno de estos

procedimientos.

Figura 2. Síntesis de la metodología utilizada para la evaluación de la peligrosidad sísmica.

2. MARCO GEOLÓGICO

2.1 Subducción Placas Nazca

La región noroeste de Sudamérica es un ancho límite de placas convergente caracterizado

por sismicidad activa, un arco volcánico, subducción y una colisión arco

(Egbue y Kellogg, 2010). La subducción de la placa de Nazca debajo de la placa

Sudamericana en la región ecuatoriana

hunde con un ángulo entre 25º y 35º y es discontinua a una profundidad cercana a los 200

Km (Guillier et al., 2001). La velocidad de subducción de la placa de Nazca y la Cordillera

Carnegie en la fosa colombo –

A una latitud de 1º N, el eje de la fosa cambia su dirección de N

Al norte de 1ºN, la convergencia entre las placas Nazca y Sudamericana es oblicua y

produce un movimiento particionado (

(1999), plantea un modelo de subducción segmentado a lo largo de la fosa frente a la costa

ecuatoriana y propone un modelo de subducción plana en la zona coincidente con la

subducción de la Cordillera Carnegie

presentado evidencias en contra de este modelo (Witt

Figura 3. Configuración tectónica regional. Tomado de Trenkamp

MARCO GEOLÓGICO - GEODINÁMICO DE ECUADOR

Placas Nazca – Sudamérica


d activa, un arco volcánico, subducción y una colisión arco- continente en curso

La subducción de la placa de Nazca debajo de la placa

en la región ecuatoriana es esencialmente ortogonal, la placa subducente se

on un ángulo entre 25º y 35º y es discontinua a una profundidad cercana a los 200

., 2001). La velocidad de subducción de la placa de Nazca y la Cordillera

– ecuatoriana es de 58 ± 2 mm/yr (Trenkamp

A una latitud de 1º N, el eje de la fosa cambia su dirección de N-S en el sur, a NNE al norte.


produce un movimiento particionado (Ego et al., 1996 en Witt et al., 2006

un modelo de subducción segmentado a lo largo de la fosa frente a la costa

y propone un modelo de subducción plana en la zona coincidente con la

subducción de la Cordillera Carnegie. Trabajos recientes (Guillier et al

presentado evidencias en contra de este modelo (Witt et al., 2006).

Configuración tectónica regional. Tomado de Trenkamp et al

6


continente en curso

La subducción de la placa de Nazca debajo de la placa

, la placa subducente se

on un ángulo entre 25º y 35º y es discontinua a una profundidad cercana a los 200

., 2001). La velocidad de subducción de la placa de Nazca y la Cordillera

Trenkamp et al., 2002).

S en el sur, a NNE al norte.


., 2006). Gutscher et al.,

un modelo de subducción segmentado a lo largo de la fosa frente a la costa

y propone un modelo de subducción plana en la zona coincidente con la

et al., 2001) han

et al., 2002.

7

La dirección de convergencia es ligeramente oblicua en la fosa colombo- ecuatoriana. La

cordillera asísmica Carnegie (generada por el paso de la placa de Nazca sobre el punto

caliente Galápagos) se subduce en la fosa. Mediciones GPS sugieren que una gran parte de

los Andes Norte "escapa" hacia el noreste relativo a Sudamérica estable a una tasa de 6±2

mm/yr. (Egbue y Kellogg, 2010).

White S et al., (2003) propone un acoplamiento sísmico de 50% en la zona de subducción

colombo- ecuatoriana. La transferencia de deformación hacia el continente y el movimiento

del Bloque Norandino parecen ser consecuencias de un incremento en el acoplamiento en la

zona de colisión de la Cordillera Carnegie (Gutscher et al., 1999).

2.2 Cordillera Carnegie

La Cordillera Carnegie (Figura 4) es un alto batimétrico en la placa de Nazca originado en el

hot- spot (Punto caliente) Galápagos, tiene una dirección aproximada E-W, y entra en la

zona de subducción entre 1ºN y 2ºS de latitud (Witt et al., 2006). El margen continental

ecuatoriano se levanta a lo largo del área de colisión de Carnegie con la fosa (Lonsdale,

1978 en Wittt et al., 2006). La edad propuesta para la colisión cordillera – fosa está en el

rango entre 1 y 15 Ma (Lonsdale, 1978; Spikings et al., 2001 en Wittt et al., 2006).

De acuerdo a Pennington (1981) y Gutscher et al. (1999), el arribo de la Cordillera Carnegie

a la fosa ecuatoriana inició el escape del Bloque Norandino (Trenkamp et al., 2002). Kellogg

y Mohriak (2001) propusieron que la subducción oblicua de la placa de Nazca y la

subducción de Carnegie pudieron conducir al despegue del Bloque Norandino (Trenkamp et

al., 2002).

La colisión de Carnegie parece haber afectado el acoplamiento entre las placas de Nazca y

Sudamericana. Cuatro grandes terremotos ocurrieron en el flanco norte de la colisión (1906,

1942, 1958 y 1979), y uno ocurrió a lo largo del flanco sur (1901). Ninguno de estos eventos

parece haber roto a través de la cordillera misma (Gutscher et al., 1999)

El acoplamiento interplaca a gran profundidad y a amplia escala pudo ser afectado por la

colisión de Carnegie. En la región frente a Carnegie, una incrementada deformación y

sismicidad en la placa superior se extiende 500 - 600 Km tierra adentro, más allá del arco

volcánico, sugiriendo que la colisión es el mecanismo motriz del movimiento del Bloque

Norandino (Daly, 1989; Ego et al., 1999; Winter, 1993 en Gutscher et al., 1999).

Figura 4. Esquema estructural simplificado del área de estudio. Tomado de Dumont

2.3 Bloque Norandino

A lo largo del margen ecuatoriano, la subducción oblicua de la placa de Nazca a altas tasas

de movimiento induce la deformación

movimiento hacia el NE del Bloque Norandino (Alvarado, 2012).

El Bloque Norandino (Figura

del Este y la megacizalla Dolores

en el norte y por la fosa colombo

Pennington, 1981; Kellogg et al

al., 1999 en Trenkamp et al., 2002

La Megacizalla Guayaquil - Dolores (también conocida como Guayaquil

sistema de fallas de desgarre dextral con tendencia noreste y de fallas inversas en dirección

norte y se constituye en el límite oriental a lo largo del cual se desplaza el Bloque Norandino.

Las tasas de movimiento basadas en cambios de morfología a lo largo de ramificaciones en

Esquema estructural simplificado del área de estudio. Tomado de Dumont


de movimiento induce la deformación de la placa superior, que es particionada a través del

movimiento hacia el NE del Bloque Norandino (Alvarado, 2012).

El Bloque Norandino (Figura 4) se delinea por la falla Boconó, el sistema de fallas Andino

del Este y la megacizalla Dolores- Guayaquil al este, por el cinturón deformado Sur Caribe

en el norte y por la fosa colombo - ecuatoriana y el bloque Panamá al oeste

et al., 1985; Adamek et al., 1988; Ego et al.,

., 2002)

Dolores (también conocida como Guayaquil


e en el límite oriental a lo largo del cual se desplaza el Bloque Norandino.


8

Esquema estructural simplificado del área de estudio. Tomado de Dumont et al., 2005.


de la placa superior, que es particionada a través del

) se delinea por la falla Boconó, el sistema de fallas Andino

Guayaquil al este, por el cinturón deformado Sur Caribe

ecuatoriana y el bloque Panamá al oeste (Bowin, 1976;

1996; Gutscher et

Dolores (también conocida como Guayaquil - Caracas) es un


e en el límite oriental a lo largo del cual se desplaza el Bloque Norandino.


9

la falla Pallatanga en los Andes centrales ecuatorianos se reportan en 3 - 4.5 mm/yr (Winter

et al., 1993 en Trenkamp et al., 2002). Las tasas de movimiento estimadas a lo largo de la

falla Rio Chingual - La Sofía (parte de la megacizalla Guayaquil - Dolores) en el borde

Colombia - Ecuador es de 7±3 mm/yr (Ego et al., 1996 en Trenkamp et al., 2002).

2.4 Grandes unidades geológicas de Ecuador de la pl aca superior

El Ecuador continental puede ser dividido en tres regiones fisiográficas principales que

reflejan fundamentalmente diferentes provincias geológicas. La Región Andina separa la

Cuenca Oriente en el este de la planicie Costera al oeste (Hughes y Pilatasig, 2000).

La Cuenca Oriente es una cuenca sedimentaria de tras-arco, de edad Mesozoica a

Cenozoica, que incluye una secuencia de plataforma carbonática, sobreyace a un

basamento cratónico antiguo (Hughes y Pilatasig, 2000).

El contacto tectónico entre los Andes orientales y la Cuenca Oriente lo constituye una zona

de pliegues y cabalgamientos con dirección NNE y vergencia al oeste, conocida como la

Zona Subandina (Litherland et al., 1994 en Guillier, et al., 2001).

A lo largo de la mayor parte de Ecuador, los Andes se dividen en dos cordilleras paralelas, la

Occidental y la Real (Cordillera Este), separadas por un graben central relleno de rocas

volcano-sedimentarias del Plioceno y Cuaternario, el Graben Interandino, cuyo basamento

es pobremente conocido, aunque datos de gravedad (Feininger y Seguin, 1983 en Hughes y

Pilatasig, 2000) sugieren una extensión oculta de las rocas de la Cordillera Real (Hughes y

Pilatasig, 2000).

La Cordillera Real consiste mayormente en cinturones sub-lineares de rocas metamórficas

del Paleozoico al Mesozoico, intruidos por granitoides de tipo S e I, y cubiertos por depósitos

volcánicos Cenozoicos a modernos (Litherland et al., 1994 en Hughes y Pilatasig, 2000).

La Cordillera Occidental consiste casi completamente en basaltos de corteza oceánica del

Cretácico temprano a tardío, rocas ultramáficas, turbiditas marinas, una secuencia de arco

de isla oceánico andesítico a basáltico, una secuencia de cuenca marina turbidítica del

Paleoceno a Eoceno y una secuencia continental del Eoceno tardío – Oligoceno. Estas

formaciones están intruidas por granitoides de tipo I del Eoceno tardío y más jóvenes

(Hughes y Pilatasig, 2000).

La Costa es la región baja al

edad Cretácica a Cenozoica, soportada por rocas de corteza oceánica que están expuestas

localmente en las cordilleras costeras (

Figura 5. Regiones fisiográficas de E

La configuración actual de Ecuador es el resultado de una evolución transpresiva que

ocurrió a lo largo del Paleoceno, iniciada como una subducción oblicua (Daly, 1989 ; Toro,

2007, Jaillard et al, 2009 en Alvarado, 2012).

esta región ha sido marcada por la acreción de series de terrenos oceánicos (Hughes y

Pilatasig, 2002; Mamberti et al

2009 en Alvarado, 2012) que han

dominio continental (Alvarado, 2012).

Con el final de la acreción de terrenos en el paleoceno (Jaillard

2012), comienza el desarrollo del presente sistema de subducción, car

subducción oblicua (Daly , 1989 en Alvarado, 2012). La actual dirección de convergencia

(N83° Kendrick et al., 2003 ; Nocquet

Oligoceno (Daly, 1989 en Alvarado, 2012). Esta dirección de converg

fuerte particionamiento horizontal de la deformación y esfuerzos en la placa superior

La Costa es la región baja al Oeste de los Andes y comprende una serie de cuencas de


localmente en las cordilleras costeras (Hughes y Pilatasig, 2000).

isiográficas de Ecuador. Modificado de Coltorti y Ollier



, 2009 en Alvarado, 2012). Desde el Cretácico Superior, la evolución de


et al., 2003; Toro, 2007; Kennan y Pindell, 2009; Jaillard

2009 en Alvarado, 2012) que han sido anexados al borde oeste de la Cordillera Real y al

dominio continental (Alvarado, 2012).

Con el final de la acreción de terrenos en el paleoceno (Jaillard et al., 2009 en Alvarado,

2012), comienza el desarrollo del presente sistema de subducción, car


., 2003 ; Nocquet et al., 2009 en Alvarado, 2012 ) comienza en el

Oligoceno (Daly, 1989 en Alvarado, 2012). Esta dirección de convergencia estable indujo un


10

Oeste de los Andes y comprende una serie de cuencas de


y Ollier, 2000.



Desde el Cretácico Superior, la evolución de


., 2003; Toro, 2007; Kennan y Pindell, 2009; Jaillard et al.,

sido anexados al borde oeste de la Cordillera Real y al

., 2009 en Alvarado,

2012), comienza el desarrollo del presente sistema de subducción, caracterizado por


2009 en Alvarado, 2012 ) comienza en el

encia estable indujo un


11

induciendo el escape norte del Bloque Norandino. La tasa de convergencia de la placa de

Nazca es cercana a 56 mm/yr, relativa a Sudamérica (Kendrick et al., 2003; Nocquet et al.,

2009 en Alvarado 2012).

2.5 Fallas activas

El Bloque Norandino aparece limitado por un sistema de fallas de desgarre activo de

dirección NNE, esto sugiere que el movimiento dextral a lo largo de estas fallas regionales

cambia a movimiento compresional en las secciones donde las fallas tienen una dirección N-

S, acomodando esfuerzos compresionales E-W producidos por las convergencia de las

placas de Nazca y Sudamericana (Egüez et al., 2003).

Observaciones de campo muestran que los principales sistemas de fallas son oblicuos a los

Andes ecuatorianos, comenzando en el Golfo de Guayaquil (Falla Pallatanga) y cortando las

cordilleras hacia el borde este de la Cordillera Real (Falla Chingual) en el norte de Ecuador

(Soulas et al., 1991 en Egüez et al., 2003). Estas dos principales fallas muestran

importantes características cinemáticas y morfología de movimiento de desgarre y

probablemente son responsables de los principales terremotos históricos en Ecuador (Egüez

et al., 2003).

Entre estas fallas el movimiento es acomodado por fallas oblicuas NE-SW menores y por

zonas de falla N-S a lo largo del Valle Interandino, donde han sido identificados pliegues,

flexuras y fallas inversas relacionadas. También un sistema de fallas transpresional NNE-

SSW a lo largo de la Zona Subandina que acomoda parcialmente la compresión E-W

(Egüez et al., 2003).

El régimen tectónico de la región costera aparece altamente controlado por la subducción de

Carnegie y por la convergencia oblicua de la placa de Nazca. Así, fallas normales e inversas

rodean pequeños bloques en frente de Carnegie y un sistema principal de fallas

transpresionales limita las cordilleras costeras y definen la cuenca antearco activa rellena

por abanicos aluviales en el pie de monte de la Cordillera Occidental (Egüez et al., 2003).

La comprensión de las dimensiones y comportamiento de las fallas activas y antiguas son

elementos críticos en análisis de peligrosidad sísmica. Algunas fallas en Ecuador incluyen

segmentos cercanos a 100 Km de longitud sin actividad histórica, estos segmentos se

pueden considerar zonas potencialmente de alto riesgo (Gutscher et al., 1999). El Mapa de

Fallas y Pliegues Cuaternarios de Ecuador (Figura

tasas de deslizamiento de l

completitud acerca de las fallas y pliegues conocidos, así como de los principales rasgos

relacionados con terremotos y

Figura 6. Mapa de Fallas Cuaternarias del Ecuador.

Fallas y Pliegues Cuaternarios de Ecuador (Figura 6) muestra la localiza

de las mismas y provee información con diferente grado de


y describe su actividad en el Cuaternario (Egüez

Mapa de Fallas Cuaternarias del Ecuador. Tomado de Eguez

12

) muestra la localización, edades y

s mismas y provee información con diferente grado de


(Egüez et al., 2003).

Eguez et al., 2003

13

3. CATÁLOGO SÍSMICO

Para el cálculo de la sismicidad se utilizaron 3 catálogos sísmicos: ISC Bulletin, Centennial

compilado por Engdhal y Villaseñor (2002) e Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica

Nacional (IGEPN). La ventana espacial utilizada se extiende desde 6º S a 2º N en latitud, y

74 ºW a 83º W en longitud, esta extensión abarca la totalidad del territorio ecuatoriano.

Catálogo ISC

El catálogo ISC reporta soluciones empezando en 1900 y sus propias soluciones desde

1964 (Beauval et al., 2012). Contiene 9153 eventos reportados con diferentes tipos de

magnitudes, a continuación se resume el catálogo ISC:

Magnitud Número Eventos Rango M agnitud Rango Temporal

Ms 34 3.2 – 8.6 1906 – 2011

mb 6232 2.8 – 6.5 1964 – 2012

ML 316 0.4 – 4.1 2010 – 2011

MG 1 4 2010

M 295 3 – 6.8 1954 – 2011

MD 2275 0.6 – 6.6 1991 – 1995

Tabla 1. Descripción de magnitudes del catálogo ISC

De los eventos descritos en la Tabla 1, existen 193 cuya magnitud ha sido convertida a Mw,

para el análisis se tomó en cuenta esta magnitud.

Catálogo Centennial

Compilado por Engdhal y Villaseñor (2002), cubre el siglo 20, y los eventos están

relocalizados utilizando el método de Engdhal et al. (1998) (Beauval et al., 2012).Contiene

108 eventos de magnitud mayor a 5.

Catálogo Instituto Geofísico Escuela Politécnica Na cional (IGEPN)

El catálogo del IGEPN comprendido entre los años 1990 y 2009, consta de 9019 eventos de

magnitud, de los cuales 8291 corresponden a magnitud distancia (MD) y 728 a magnitudes

no definidas. La magnitud MD calculada por el IGEPN no es confiable antes de 1997

14

(Palacios y Yepes, 2011 en Beauval et al., 2012), por tanto los eventos anteriores a este año

y de magnitudes no definidas no fueron tomados en cuenta.

3.1 Homogeneización del catálogo

Para obtener el catálogo sísmico usado en este trabajo, se combinaron los 3 catálogos

descritos anteriormente, los eventos de magnitud y coordenadas similares reportados por

los diferentes catálogos en un intervalo de tiempo menor a 2 minutos fueron considerados

como repetidos y se eliminaron manualmente de la base de datos de acuerdo al

procedimiento descrito por Beauval et al., (2012).

La magnitud momento (Mw) es la escala más reciente y difiere de escalas anteriores (ML,

MS, mb), en lugar de basarse en los picos medidos en los sismogramas, la escala Mw está

ligada al momento sísmico (Mo) de un terremoto. El momento sísmico representa más

directamente la energía liberada en la fuente en lugar de depender de los efectos la energía

en uno o más sismógrafos a cierta distancia de la fuente (McCalpin, 2009).

La figura 7 muestra la relación entre diferentes escalas de magnitud, se observa que las

magnitudes Ms, mb y ML tienen un límite superior a partir del cual los valores empiezan a

ser imprecisos, es decir empiezan a saturarse. La magnitud ML se satura en valores sobre

6.5, la Ms se satura sobre 8; la magnitud Mw no presenta problemas de saturación en

valores altos.

Figura 7. Comparación de escalas sísmicas. Tomado de McCalpin (2009).

15

3.2 Conversión a magnitud momento (Mw)

El conjunto de terremotos en el catálogo deben ser homogeneizados a la magnitud Mw o

una equivalente a Mw, debido a que los términos recientes de ecuaciones de predicción de

movimientos del terreno están en términos de Mw (Beauval et al., 2012). Beauval et al.,

(2012) realizó correlaciones entre magnitudes y obtuvo ecuaciones para su conversión a

Mw, las mismas que se utilizaron en el presente estudio.

Los criterios utilizados para la conversión a Mw se describen a continuación:

• Para Ms ≤ 8, Mw es aproximadamente igual a Ms (Kanamori, 1983), debido a que todos

los eventos Ms registrados son menores a 8, se asumió que Ms = Mw.

• La magnitud mb puede ser considerada aproximadamente igual a Mw para valores

menores a 6 (Utsu, 2002 en Beauval et al., 2012). Los eventos mayores a 6 se

convirtieron utilizando la ecuación de Beauval et al., 2012:

Mw = 0.93mb + 0.6 (1)

• La magnitud M se consideró equivalente a Mw.

• La magnitud Md, en primera instancia se convirtió a mb utilizando la ecuación mb= 1.01

Md – 0.12 (2), (Beauval et al., 2012). Seguidamente se convirtió a Mw utilizando la

ecuación 1, Beauval et al., 2012 cita que esta ecuación es válida para valores superiores

a 4.5, mientras que para valores inferiores a 4.5 mb = Mw.

• La magnitud ML fue descartada debido a presentar valores de magnitud muy bajos (<1)

registrados únicamente desde año 2010 al igual que la magnitud Mg por registrar un

único evento.

3.3 Terremotos históricos

Para complementar el catálogo sísmico se incluyeron los terremotos históricos utilizados en

el trabajo de Beauval et al., (2012) y resumidos en la tabla 2, se presenta la fecha,

coordenadas y magnitud estimadas.

16

Fecha Latitud Longitud Magnitud (Mw)

15/03/1645 -1.73 -78.80 6.7 – 7.3

29/08/1674 -1.67 -79.05 6.1 – 6.8

22/11/1687 -1.25 -78.42 5.9 – 6.6

06/12/1736 -0.75 -78.75 5.7 – 6.2

22/02/1757 -0.92 -78.56 5.9 – 6.4

10/05/1786 -1.68 -78.78 5.4 – 6.2

20/01/1834 1.12 -77.00 7.2 – 7.6

17/05/1868 -1.25 -78.42 5.7 – 6.7

05/02/1923 -0.55 -78.63 5.8 – 6.5

14/12/1923 0.88 -77.80 5.8 – 6.5

18/12/1926 0.87 -77.78 5.7 – 6.4

23/12/1953 1.05 -77.36 5.7 – 6.3

Tabla 2. Terremotos históricos. Modificado de Beauval et al., (2012)

3.4 Magnitud de Corte

La magnitud de corte se considera el valor de magnitud a partir del cual el catálogo sísmico

puede considerarse completo. Para la obtención de corte se utilizó una función estadística

de frecuencia acumulada en rangos de magnitud establecidos. La figura 8 muestra la

distribución de frecuencias acumuladas, donde se observa que la curva presenta un cambio

abrupto en el valor de 4, los valores bajo este tienen una frecuencia muy baja, es decir se

consideran incompletos, por tanto se descartan en el estudio.

Figura 8. Determinación de la magnitud de corte utilizando frecuencias acumuladas.

3.5 Análisis de Completitud

El objetivo del análisis de completitud es determinar el año a

sísmica puede considerarse completa. Para efectuar este análisis se clasificaron las

magnitudes en rangos y se analizó su frecuencia acumulada en función de los años

transcurridos.

La figura 9 muestra los resultados obtenido

eventos de magnitud mayor a 6.5

el periodo en el que los datos sísmicos se consideran completos para el análisis, las

magnitudes registradas antes del añ

completitud para los diferentes rangos de magnitudes se resumen en la tabla

Figura 9.

Rango Magnitud

Tabla 3.

Análisis de Completitud

El objetivo del análisis de completitud es determinar el año a partir del cual la información



muestra los resultados obtenidos para las magnitudes en el rango de 4.0

eventos de magnitud mayor a 6.5. Un aumento marcado de la pendiente de la curva indica


magnitudes registradas antes del año de completitud se descartaron

completitud para los diferentes rangos de magnitudes se resumen en la tabla

Figura 9. Gráficas de completitud de magnitudes.

Rango Magnitud Año completitud

4.0 - 4.5 1992

4.5 - 5.0 1992

5.0 - 5.5 1964

5.5 - 6.0 1964

6.0 - 6.5 1926

>6.5 1901

Tabla 3. Años de completitud de magnitudes

17

partir del cual la información



s para las magnitudes en el rango de 4.0-6.5 y

. Un aumento marcado de la pendiente de la curva indica


o de completitud se descartaron, los años de

completitud para los diferentes rangos de magnitudes se resumen en la tabla 3.

18

3.6 Desagrupación (Declustering) del catálogo

El proceso de desagrupación (declustering) consiste en separar un catálogo sísmico en

premonitorios, eventos principales y réplicas, es ampliamente usado en sismología

particularmente en evaluación de peligrosidad sísmica y en modelos de predicción de

terremotos. Los métodos declustering deben basarse en un modelo conceptual de lo que es

un sismo principal (van Stiphout, et al., 2012).

El algoritmo de Reasenberg (1985) permite enlazar la activación de réplicas dentro de un

grupo (cluster) de sismos: si A es el evento principal de B, y B el evento principal de C,

entonces todo A, B y C se consideran como pertenecientes a un grupo común. Cuando se

define un grupo, sólo el terremoto más grande se mantiene como el evento principal del

grupo. Un desarrollo importante en este método es que la distancia espacio-tiempo se basa

en la ley de Omori (por su dependencia temporal): como el tiempo desde el evento principal

aumenta, el tiempo que se debe esperar a la siguiente réplica también aumenta en

proporción (van Stiphout, et al., 2012).

Se consideran tres parámetros que limitan las zonas de interacción espacial y temporal: el

tiempo de anticipo (look-ahead time) mínimo y máximo de observación de un terremoto dado

en días: τmin y τmax, y el factor rfact (factor de distancia) que denota el número del radio de

agrietamiento alrededor de cada terremoto dentro del cual se considera la vinculación de un

nuevo evento en el grupo (van Stiphout, et al., 2012).

Para el proceso de declustering se utilizó el software ZMAP. Los parámetros utilizados

fueron τmin= 1,τmax= 10 y rfact= 10, de acuerdo a los parámetros por defecto en el método

de Reasenberg (1985) (van Stiphout, et al., 2012).

3.7 Catálogo de cálculo

Una vez realizado el proceso de homogeneización, declustering y efectuados los análisis de

completitud y magnitud de corte se obtiene el catálogo final, el catálogo que se usará en los

cálculos, la tabla 4 resume el número de eventos obtenidos después de aplicar los distintos

procedimientos.

Tabla 4. Eventos obtenidos durante el proceso de homogeneización

Una vez finalizado el procedimiento se obtuvieron 6666 eventos de un total de 10746, lo que

representa un 62% del total. Esta in

de recurrencia en el presente estudio.

3.8 Mapa de Epicentros

Se elaboró un mapa de epicentros

del proceso de declustering, el mismo que conjuntamente con el análisis de diferentes

criterios ayudó en la definición de zonas sismotectónicas.

Figura 10. Mapa de epicentros sismicidad superficial (<40 Km)

Total eventos 10746

Magnitud de corte 9005

Filtro de completitud 7550

Declustering 6666

Eventos obtenidos durante el proceso de homogeneización


representa un 62% del total. Esta información fue utilizada para el cálculo de las relaciones

de recurrencia en el presente estudio.

Se elaboró un mapa de epicentros (Figura 10) utilizando la información obtenida después


criterios ayudó en la definición de zonas sismotectónicas.

Mapa de epicentros sismicidad superficial (<40 Km)

19

Eventos obtenidos durante el proceso de homogeneización


formación fue utilizada para el cálculo de las relaciones

(Figura 10) utilizando la información obtenida después


Mapa de epicentros sismicidad superficial (<40 Km)

20

4. DIVISIÓN SISMOTECTÓNICA

El primer paso en la evaluación de peligrosidad sísmica es la definición de fuentes de

terremotos que puedan afectar a una región en particular. Estas fuentes son a menudo

llamadas fuentes sismotectónicas o fuentes de terremotos activadas por esfuerzos

tectónicos. La definición y entendimiento de estas fuentes es con frecuencia la mayor parte

del análisis de peligrosidad sísmica y requiere conocimiento de la geología regional, local,

sismicidad y tectónica (Reiter, 1990).

La definición de fuentes sismotectónicas implica la identificación de fallas individuales o

grupos de fallas generadoras de terremotos (Reiter, 1990) o provincias tectónicas de rasgos

estructurales, geofísicos y sísmicos homogéneos. Se trata, en el primer caso de determinar

fallas capaces en el sentido de la USNRC (fallas con sismicidad asociada o que se hayan

movido al menos una vez en los últimos 500.000 años) o fallas en las que se pueda probar

actividad tectónica cuaternaria o reciente. Una manera de relacionarlas con la sismicidad se

realiza por coincidencia de epicentros con la traza de la falla.

Las fuentes área se definen estudiando los rasgos estructurales (direcciones y densidad de

fallas, historia tectónica), geofísicos (espesor de corteza, flujo térmico, anomalías de la

gravedad o geomagnéticas) y sísmicos (densidad de epicentros, agrupamientos). Estas

áreas serían una combinación de provincia tectónica y distribución de epicentros, con lo que

constituyen provincias o zonas sismotectónicas. Las fuentes área así definidas se delimitan

mediante polígonos de trazados con segmentos rectos.

En el presente estudio se identificaron 3 grandes divisiones que son: Placa superior,

correspondiente a la placa continental de Sudamérica; Placa subducente o intraslab que se

relaciona con la placa oceánica de Nazca y Zona de Interface, que se refiere a la región de

contacto entre las placas de Nazca y Sudamericana.

4.1 Placa superior

La división sismotectónica en la placa superior fue elaborada en base al Mapa Geológico de

la República del Ecuador escala 1:1'000.000 (Zamora y Litherland, 1993) y el Mapa de

Fallas y Pliegues Cuaternarios de Ecuador y Regiones Oceánicas Adyacentes escala

1:1'250.000 (Egüez et al., 2003) con la finalidad de separar terrenos geológicos mayores y a

21

la vez diferenciarlos en base al régimen tectónico vigente representado por las fallas

cuaternarias.

Se diferenciaron nueve regiones principales subdivididas en dieciocho zonas en total, las

mismas que se describen a continuación:

4.1.1 Megacizalla Guayaquil - Dolores

Corresponde a la zona de influencia de la megacizalla Guayaquil- Dolores que corta el

Ecuador en dirección NNE-SSW, y separa la Placa Sudamericana del Bloque Norandino.

Abarca fallas principalmente de movimiento dextral con dirección NE-SW, en zonas donde

las fallas tienen una tendencia N-S, su movimiento cambia a compresional (Egüez et al.,

2003) con vergencia hacia el oeste.

Esta fuente se dividió en tres zonas (Figura 11: zonas 1, 2 y 3) tomando en cuenta el cambio

en las direcciones de las fallas y en el cambio de litologías dominantes. La sección norte

(Zona 1) corresponde a la zona norte de la Cordillera Real, con rocas metamórficas

Paleozoicas y fallas de desgarre dextral con componente inverso de dirección NNE-SSW

entre las que caben destacar por su grado de actividad las fallas Chingual y Salado (fallas

número 54 y 56 respectivamente en figura 11) de movimiento Holoceno, con tasas de

movimiento de 1-5 mm/yr y 0.2-1 mm/yr respectivamente (Egüez et al., 2003)

El segmento central (Zona 2) corta la sección sur del valle interandino a través de rocas

volcano- sedimentarias Pliocenas y Cuaternarias y conecta con la sección sur de la

Cordillera Occidental compuesta de rocas volcánicas basálticas de arco de isla a través de

un sistema de fallas dextrales con orientación NE-SW y un ligero componente de

movimiento inverso, entre las que destaca la falla Pallatanga (Falla 50, figura 11) de

movimiento Holoceno, con una tasa de movimiento de 1-5 mm/yr. Egüez et al., (2003)

sugiere que las fallas Pallatanga y Chingual posiblemente son responsables de los

principales terremotos históricos en Ecuador.

La sección sur (Zona 3) corta sedimentos arcillosos de estuario Cuaternarios y se extiende

costa fuera hasta conectar con la falla Puná de movimiento dextral, esta sección

corresponde a la zona de apertura del Golfo de Guayaquil (Figura 11).

22

4.1.2 Valle Interandino Norte

Esta zona dividida en dos secciones (Norte y central) comprende el Valle Interandino,

relleno de rocas volcano-sedimentarias del Plioceno y Cuaternario, caracterizado por la

presencia de un arco volcánico. Se encuentra afectado por numerosos sistemas de fallas de

movimiento dextral e inverso con diferentes direcciones.

El segmento norte (Zona 4) incluye a fallas de movimiento dextral (San Isidro y Otavalo) y

fallas de movimiento dextral con componente inverso (el Ángel y Río Ambi) con vergencia

hacia el oeste.

El segmento central del Valle Interandino (Zona 5) abarca la capital del Ecuador (Quito) y

está cortado de en su sección central por estructuras de dirección N-S, de movimiento

dextral con componente inverso, que en su prolongación hacia el sur de la zona se expresan

como un sistema de anticlinales en la ciudad de Latacunga. La falla Quito (31), de

movimiento dextral con componente inverso y el anticlinal de Nagsiche (37) presentan

movimientos Holocenos con tasas de desplazamiento entre 0.2 y 1 mm/yr (figura 11).

4.1.3 Cordillera Occidental

La Cordillera Occidental constituida por rocas sub-metamórficas, una secuencia de arco de

isla que incluye basaltos de corteza oceánica del Cretácico temprano a tardío, intruidas por

granitoides de tipo I del Eoceno tardío y más jóvenes. (Hughes y Pilatasig, 2000). Se dividió

en dos zonas separadas por la formación San Mateo que constituye un gran abanico

volcánico y lahares depositados al margen occidental de la cordillera.

La sección norte (Zona 6) compuesta por lavas basálticas, tobas, brechas con rocas

ultrabásicas, lavas andesíticas, volcano-sedimentos, dispuestas en franjas de dirección NE-

SW e intruídas por plutones granodioríticos del Eoceno. Se encuentra afectada por fallas

dextrales paralelas a las estructuras principales (NE-SW), por ejemplo la zona de falla

Nanegalito (29), con movimiento Holoceno y tasa de desplazamiento entre 0.2 y 1 mm/yr.

La sección central (Zona 7), se forma por franjas Cretácicas de rocas acrecionadas de arco

de isla con dirección NNE-SSW, hacia el sur se observa una secuencia de lavas andesíticas

y volcanoclastos del Paleoceno cortada por fallas de dirección NE-SW. Se observa un

23

fallamiento Cuaternario compresivo con estructuras N-S de vergencia este y oeste,

sugiriendo estructuras de pop up.

4.1.4 Región Costera

La región costera se ubica al oeste de los Andes, comprende una serie de cuencas de edad

Cretácica a Cenozoica, soportada por rocas de corteza oceánica Cretácica (Hughes y

Pilatasig, 2000), incluye por formaciones sedimentarias que incluyen areniscas, lutitas,

secuencias turbidíticas, conglomerados, arcillas marinas de estuario, de edades Eocénicas a

Cuaternarias, fue dividida en cuatro zonas.

La costa norte (Zona 8), separada por un sistema de fallas de dirección NE-SW, se

encuentra afectada por fallas inversas y dextrales. Las fallas por las que se encuentra

afectada (San Lorenzo, Esmeraldas, Río Canandé) se encuentran poco estudiadas y las

tasas de movimiento son inferiores a 1 mm/yr o desconocidas.

La llanura costera (Zona 9), constituye una planicie conformada principalmente por arenas,

conglomerados, sedimentos fluviales, arcillas marinas de estuario. Las fallas cuaternarias

que la afectan presentan una dirección NNE-SSW, de movimiento compresivo con vergencia

hacia el oeste (Falla Quinindé, 8). El grado de conocimiento de las fallas de esta zona es

bajo y la mayor parte de ellas son inferidas.

El sistema de falla costero (Zona 10), se encuentra definido por un sistema de fallas de

dirección NNE-SSW que elevan restos de corteza oceánica y cortan formaciones

sedimentarias. Los movimientos Cuaternarios están representados por fallas dextrales con

un componente inverso y vergencia hacia el oeste que siguen la misma dirección que las

estructuras principales.

La sección sur (Zona 11) se diferencia de las anteriores por la dirección de las estructuras

que disponen a las formaciones sedimentarias en franjas NW-SE. Se encuentra afectada

por fallas inversas con dirección NW-SE con vergencia hacia el noreste. Además costa fuera

se observa una falla normal (Falla Posorja, 20), cuyo bloque hundido se ubica en el sur, y

corresponde a una cuenca de pull-apart (Witt et al., 2006).

24

4.1.5 Bloque Amotape- Tahuin

El bloque Amotape - Tahuin (Zona 12) Se encuentra conformado por rocas metamórficas

Paleozoicas tales como pizarras, cuarcitas, esquistos verdes, negros, azules y eclogitas,

que forman parte del complejo metamórfico El Oro, corresponden a la división semipelítica

Tahuin al sur de la falla de Portovelo y forman un cinturón continuo de dirección E-W de 10-

20 Km de ancho que se extiende desde el margen peruano en el oeste hasta la localidad de

El Cisne en el este (Litherland et al., 1994). Además se compone secuencias volcánicas de

rocas básicas y ultrabásicas Jurásicas, lavas andesíticas y basálticas, piroclastos y lutitas

del Cretácico.

Estos terrenos están afectados por fallas inversas con rumbo NE-SW que buzan al este y

oeste, además se observan fallas con poco grado de estudios cuyos tipo de movimiento y

tasa de deslizamiento son desconocidos.

4.1.6 Valle Interandino Sur

Esta región (Zona 13) se caracteriza por la ausencia de arco volcánico reciente y se

encuentra conformada por principalmente por formaciones volcánicas del Oligoceno y

volcano-sedimentarias Miocénicas. El fallamiento Cuaternario que afecta a esta zona lo

constituyen principalmente fallas inversas de dirección NE-SW que buzan hacia el este y

también una falla dextral con componente normal (Falla Girón, 81) de movimiento Holoceno,

con tasas de movimiento inferiores a 1 mm/yr .

4.1.7 Cordillera Real

La Cordillera Real (Zona 14) se constituye por cinturones sub-lineares de rocas

metamórficas del Paleozoico al Mesozoico, intruidos por granitoides de tipo S e I, y cubiertos

por depósitos volcánicos Cenozoicos a modernos (Litherland et al., 1994 en Hughes y

Pilatasig, 2000). Se encuentra afectada por fallas inversas de dirección N-S apreciables en

el sur, con vergencia hacia el este y oeste y tasas de movimiento inferiores a 1 mm/yr.

25

4.1.8 Zona Subandina

La Zona Subandina consiste en una zona de pliegues y cabalgamientos con tendencia NNE,

buzando hacia el oeste (Litherland et al., 1994 en Guillier, et al., 2001), que se constituye en

el contacto tectónico entre la Cordillera Real y la Cuenca Oriente, fue dividida en dos zonas

separadas por un gran cono de deyección.

La Zona Subandina norte (Zona 15) está afectada por fallas inversas con dirección NNE-

SSW, con vergencia al oeste. En la Zona Subandina sur (Zona 16) se encuentran fallas

inversas de dirección N-S, buzando hacia el oeste.

4.1.9 Cuenca Oriente

La Cuenca Oriente (Zona 18) es una cuenca sedimentaria de tras-arco, del Mesozoico al

Cenozoico, que sobreyace a un basamento cratónico antiguo (Hughes y Pilatasig, 2000). Se

caracteriza por ser una zona estable con una baja sismicidad y ausencia de fallas

cuaternarias.

Figura 11. Mapa Geológico del Ecuador

Mapa Geológico del Ecuador (Zamora y Litherland, 1993) - Divisiones sismotectónicas

placa superior

26

Divisiones sismotectónicas

4.2 Zona de Interface

La placa de Nazca está marcada por numerosas heterogeneidades topográficas: La

Cordillera Carnegie, la fractura Grijalva y el Graben Yaquina (Alvarado, 2012). Se dividió la

zona de interface de placas en tres secciones como se muestra en la figura 12.

Figura 12. Divisiones sismotectónicas

Alvarado, 2012 y Gutscher

La zona norte de interface corresponde aproximadamente a la zona de ruptura del terremoto

del 31 de enero de 1906 (Mw= 8.8; E

determinar su ancho se utilizó el modelo de subducción de Trenkamp

muestra la geometría de la placa subducente en esta zona (Figura

espesor de corteza continental de 40 Km pr

geometría de subducción presentado por Trenkamp

esta zona en ∼126 Km desde la fosa.



de placas en tres secciones como se muestra en la figura 12.

Divisiones sismotectónicas Interface de placas - Placa subducente. Modificado de

Alvarado, 2012 y Gutscher et al., 2009

corresponde aproximadamente a la zona de ruptura del terremoto

del 31 de enero de 1906 (Mw= 8.8; Engdahl y Villaseñor, 2002 en Alvarado, 2012). Para

determinar su ancho se utilizó el modelo de subducción de Trenkamp

muestra la geometría de la placa subducente en esta zona (Figura 13). Considerando el

espesor de corteza continental de 40 Km propuesto por Guillier et al., (2001) y el modelo de

geometría de subducción presentado por Trenkamp et al., (2002), se estimó el ancho de

126 Km desde la fosa.

27



de placas en tres secciones como se muestra en la figura 12.

Placa subducente. Modificado de

corresponde aproximadamente a la zona de ruptura del terremoto

Villaseñor, 2002 en Alvarado, 2012). Para

determinar su ancho se utilizó el modelo de subducción de Trenkamp et al., (2002) que

3). Considerando el

., (2001) y el modelo de

., (2002), se estimó el ancho de

28

Figura 13. Sección transversal a la fosa colombo-ecuatoriana, desde (long/lat) -82;0 hasta -76;0.

Tomado de Trenkamp et al., (2002)

La sección central de interface corresponde a la subducción de la Cordillera Carnegie y fue

delimitada en su extremo sur a través de una zona de concentración de sismicidad

superficial. Alvarado (2012) estima un ancho corresponde a 60 Km, el que fue utilizado en

este estudio.

En la zona de interface sur la fosa y el margen continental submarino muestran una

orientación N-S (Alvarado, 2012). Presenta un menor grado de sismicidad con respecto a la

zona central, y también se consideró un ancho de 60 Km de acuerdo a Alvarado (2012).

4.3 Placa subducente (intraslab)

Se utilizó la división sismotectónica de la placa subducente realizada por Alvarado (2012)

(Figura 14), que separa la placa en tres zonas utilizando principalmente criterios de

distribución de la sismicidad profunda, mecanismos de ruptura disponibles en la zona y

variación de la orientación de los planos de ruptura basados en mecanismos focales

(Alvarado, 2012).

La zona norte (Fuente Ibarra) se extiende entre 2ºS y 4ºN, 250 Km al este de la fosa y

comprende poca cantidad de eventos comparados con las dos fuentes restantes. Se

relaciona al segmento donde la placa subducente presenta mayor ángulo 30-35º (Alvarado,

2012).

29

Figura 14. División sismotectónica placa subducente. Tomado de Alvarado, 2012.

La zona central (Fuente Puyo) Entre 2ºS y 4ºS, la sismicidad se extiende entre 400 y 500

Km desde la fosa, profundizándose rápidamente alcanzando ~200 Km, se caracteriza

además en que hay una concentración de sismicidad que representa el 7-10% de la

sismicidad anual. La dirección de ruptura de 205 mecanismos focales es ∼N140º. Entre 2º y

3º, la sismicidad se extiende 250-300 Km hacia el este de la fosa, es mucho más dispersa y

sugiere un ángulo de buzamiento de 30 - 35º (Alvarado, 2012).

La zona sur (Fuente Moyobamba), muestra sismicidad que se extiende al este de la fosa

entre 500 y 600 Km. Adicionalmente, la dirección de los planos de ruptura dados por

mecanismos focales es preferencialmente N-S, sugiriendo la continuación del slab plano

como en el norte de Perú (Tavera y Buforn, 2001 en Alvarado, 2012).

30

5. PELIGROSIDAD SÍSMICA

La peligrosidad sísmica se define como la probabilidad de excedencia de un cierto valor de

la intensidad del movimiento del suelo producido por terremotos, en un determinado

emplazamiento y durante un periodo de tiempo dado. La definición comúnmente aceptada

fue dada por la UNDRO (1980), según la cual la peligrosidad H (Hazard) se representa por

medio de una función de probabilidad del parámetro indicativo de la intensidad del

movimiento, x, en un emplazamiento s (Benito y Jiménez, 1999).Esta función de

probabilidad se representa mediante la siguiente expresión:

H = P [x(s) ≥ x0; t]

Donde P representa la probabilidad de superación de un valor umbral x0 del parámetro

elegido durante un tiempo t.

5.1 Métodos Probabilistas

Los métodos probabilistas deducen las relaciones de recurrencia de los fenómenos sísmicos

de una zona a partir de la información existente en la misma y con ellas obtienen las

funciones de probabilidad de los parámetros buscados. Estas funciones asocian a cada

valor del parámetro una probabilidad anual de excedencia, o bien un periodo de retomo, que

se define como el valor inverso de esa probabilidad. Así un posible resultado se da una

intensidad VIII en el emplazamiento con probabilidad anual de ser superada de 0.002, o bien

esa misma intensidad con periodo de retorno de 500 años. En contra de lo que

intuitivamente cabe suponer, el periodo de retorno no indica el intervalo de tiempo promedio

entre dos terremotos que generan esa intensidad, sino el periodo en años en el que se

espera que la intensidad del movimiento alcance el nivel de referencia (en el ejemplo VIII),

con probabilidad del 64% (Benito y Jiménez, 1999).

5.2 Magnitudes máximas

Para la evaluación del potencial de un terremoto de una región específica a menudo es

necesario estimar el tamaño del terremoto más grande que puede ser generado por una

falla particular. En la historia hay varios ejemplos en que las magnitudes de un terremoto

superan las expectativas posibles de máximas magnitudes a lo largo de fallas individuales

debido a que no hay eventos de este tipo registrados antes (Blaser et al., 2010).

31

El máximo terremoto potencial es el mayor que puede esperarse en una estructura o zona y

para determinarlo debe conocerse el máximo ocurrido en el pasado (Benito y Jiménez,

1999). No es común que el terremoto máximo posible a lo largo de una falla individual haya

ocurrido durante un periodo histórico, así el siguiente terremoto potencial de una falla

comúnmente se evalúa a partir de estimaciones de parámetros de ruptura de falla, que a su

vez se relacionan con la magnitud del terremoto (Wells y Coppersmith, 1994).

Las relaciones de escala proveen longitud de ruptura y espesor características para una

magnitud de terremoto dada (Blaser et al., 2010). Típicamente la magnitud se relaciona a la

longitud de ruptura en superficie como una función del tipo de movimiento (Wells y

Coppersmith, 1994).

Para determinar las magnitudes máximas se utilizaron las relaciones empíricas de Wells y

Coppersmith (1994) y Blaser et al., (2010) que consideran la longitud de ruptura de la falla

como se describe en la tabla 5.

Tipo de falla Relación Empírica Ecuación Tipo Parámetros

Desgarre Wells y Coppersmith (1994) M = a + b Log10(SRL) a= 5.16 ; b= 1.12

Normal Blaser el al., (2010) Log10(L) = a + b Mw a= 1.91 ; b= 0.52

Inversa Blaser el al., (2010) Log10(L) = a + b Mw a= -2.37 ; b= 0.57

Tabla 5. Relaciones empíricas utilizadas y parámetros

Mediante el uso de un SIG (Quantum Gis) se determinaron las longitudes (en Km) de las

fallas Cuaternarias del Ecuador (Egüez et al. 2003). Una vez obtenidas las longitudes se

aplicaron las relaciones empíricas de acuerdo al tipo de falla. De esta manera se obtuvieron

las magnitudes de terremotos potenciales máximos para cada zona.

A continuación se comparó la magnitud obtenida mediante relaciones empíricas con la

magnitud máxima instrumental para cada zona. Si la magnitud calculada es mayor que la

instrumental, se consideró este valor como el máximo a tener en cuenta debido a que

responde a la ruptura de toda la sección de la falla. Si la magnitud instrumental es mayor a

la calculada, se sumó a ésta 5 décimas para fijar la magnitud máxima.

La tabla 6 resume las fallas que presentan la magnitud máxima calculada para cada zona, la

magnitud máxima instrumental y la magnitud máxima para cada zona.

32

Zona Código Mapa Nombre Falla Tipo de falla Longitud

(Km) Mw Mw Catálogo

Mw Máxima

1 54 Chingual Dextral 43.656 7.0 7.4 7.9 2 50a Pallatanga Dextral - inversa 37.556 6.9 7.0 7.5 3 22 Puná Dextral 43.690 7.0 5.4 7.0 4 24 El Ángel Inversa 25.658 6.6 7.2 7.7 5 35 Machachi Dextral 22.720 6.7 6.2 6.7 6 28b Apuela central Dextral 21.423 6.7 5.2 6.7 7 44 Quinsaloma Inversa 25.078 6.6 6.5 6.6 8 3b Río Canandé sección central Dextral 25.346 6.7 6.3 6.7 9 12 Daule Inversa? 79.522 7.5 7.0 7.5 10 7d Cañaveral- sección San Isidro Dextral - normal 14.686 6.5 7.4 7.9 11 18 La Cruz Dextral 47.688 7.0 6.8 7.0 12 82a Celica- Macará, sección Celica Inversa? 73.568 7.4 7.5 8.0 13 53 Ponce Enríquez Inversa 37.473 6.9 5.3 6.9 14 68 Tena Inversa 34.341 6.9 7.3 7.8 15 66 Sumaco Inversa - dextral? 38.138 6.9 5.6 6.9 16 73 Puyo Inversa 11.039 6.0 7.1 7.6 17 Ausencia de fallas cuaternarias - - 5.6 6.1

Tabla 6. Magnitudes máximas para las zonas sismotectónicas placa superior

Para fijar las magnitudes máximas de las zonas de interface e intraslab se tomó en cuenta la

magnitud máxima instrumental y se sumaron 5 décimas. La tabla 7 muestra las magnitudes

máximas para estas zonas, exceptuando la zona de interface norte debido a que esta

registra un terremoto de magnitud 8.8 y esta fue considerada como la magnitud máxima.

Zona Mw Instrumental Mw Máxima

Interface Norte 8.8 8.8

Interface Centro 6.9 7.4

Interface Sur 6.6 7.1

Intraslab Norte 6 6.5

Intraslab Centro 7.5 8.0

Intraslab Sur 7.5 8.0

Tabla 7. Magnitudes máximas para interface e intraslab

5.3 Relaciones Gutenberg – Richter

El número de terremotos que ocurren anualmente alrededor del mundo varía con la

magnitud, los terremotos pequeños son los más comunes. Esta observación fue cuantificada

por Gutenberg y Richter en la década de los 40s mediante una relación logarítmica

frecuencia - magnitud (Stein y Wysession, 2003).

log� = � −

33

En donde N es el número de terremotos con magnitud mayor que M ocurridos en un tiempo

dado. La distribución se describe mediante una relación lineal, con constantes a y b.(Stein y

Wysession, 2003). Exponencialmente la ecuación se puede expresar de la siguiente

manera:

�� =10�� =��

Para obtener las relaciones de Gutenberg-Richter en las zonas sismotectónicas se cruzaron

el catálogo sísmico y los polígonos que representan las divisiones mediante el uso de un

SIG (Quantum Gis), de esta manera se aislaron los terremotos para cada zona. La tabla 8

muestra un ejemplo de los parámetros calculados. Se realizó un conteo de eventos para

cada rango de magnitud y se calculó el parámetro λ, dividiendo el número de eventos entre

los años de completitud de cada magnitud. Para obtener el número de eventos acumulados

se calculó λ acumulado.

ZONA 1 - GUAYAQUIL - DOLORES NORTE

Año Año

completitud Mw

#

eventos

Años

completitud

λ

(#e/ac)

λ

acumulado

Ecuación

exponencial Mw

Ecuación

ajustada

2012 1992 4.0 57 20 2.8500 11.6321 4.0 11.7518

1992 4.1 33 20 1.6500 8.7821 y = 7E+07e-3.90x

4.1 7.9566

1992 4.2 61 20 3.0500 7.1321 R² = 0.984 4.2 5.3871

1992 4.3 35 20 1.7500 4.0821 4.3 3.6474

1992 4.4 17 20 0.8500 2.3321 4.4 2.4695

1992 4.5 13 20 0.6500 1.4821 4.5 1.6720

1964 4.6 11 48 0.2292 0.8321 4.6 1.1320

1964 4.7 6 48 0.1250 0.6029 4.7 0.7664

1964 4.8 10 48 0.2083 0.4779 4.8 0.5189

1964 4.9 3 48 0.0625 0.2696 4.9 0.3513

1964 5.0 4 48 0.0833 0.2071 5.0 0.2379

1964 5.1 2 48 0.0417 0.1238 5.1 0.1611

1964 5.2 1 48 0.0208 0.0821 5.2 0.1090

1964 5.3 1 48 0.0208 0.0613 5.3 0.0738

1964 5.4 1 48 0.0208 0.0404 5.4 0.0500

1961 5.8 1 51 0.0196 0.0196 5.5 0.0338

5.6 0.0229

5.7 0.0155

5.8 0.0105

Tabla 8. Cálculo de relaciones de Gutenberg- Richter.

Para visualizar las relaciones se graficó un diagrama de dispersión magnitud vs λ acumulado,

para de esta manera obtener una regresión exponencial, en la figura 15 se observa un

ejemplo de la curva y ecuación obtenidas. Los marcadores sin relleno representan a los

valores derivados de la ecuación obtenida mediante la regresión exponencial.

34

Figura 15. Gráfica de relaciones Gutenberg- Richter.

La tabla 9 resume las ecuaciones obtenidas para las zonas sismotectónicas, se presenta el

coeficiente de correlación (R²), además λ0, que corresponde a la solución de la ecuación

para la magnitud de corte (Mw= 4.0) y β extraído de la ecuación exponencial, parámetros

que se utilizan en el software de cálculo de peligrosidad sísmica.

Fuente Zona Ecuación R² λ0 β

Placa Superior

1 y = 7E+07e-3.90x R² = 0.984 11.752 3.90 2 y = 7E+09e-5.31x R² = 0.972 4.175 5.31 3 y = 2E+06e-3.24x R² = 0.961 4.705 3.24 4 y = 618.7e-1.62x R² = 0.900 0.949 1.62 5 y = 1E+08e-4.17x R² = 0.959 5.701 4.17 6 y = 1E+06e-3.39x R² = 0.970 1.291 3.39 7 y = 1903e-1.89x R² = 0.895 0.991 1.89 8 y = 452009e-2.93x R² = 0.875 3.675 2.93 9 y = 136639e-2.58x R² = 0.863 4.487 2.58

10 y = 42025e-2.32x R² = 0.844 3.920 2.32 11 y = 281010e-2.62x R² = 0.941 7.894 2.62 12 y = 13715e-1.97x R² = 0.966 5.187 1.97 13 y = 3E+09e-4.92x R² = 0.951 8.515 4.92 14 y = 16993e-2.12x R² = 0.914 3.527 2.12 15 y = 1E+06e-3.24x R² = 0.977 2.353 3.24 16 y = 688547e-2.71x R² = 0.933 13.495 2.71 17 y = 8E+06e-3.44x R² = 0.986 8.457 3.44

Interface 18 y = 1899e-1.48x R² = 0.863 5.099 1.48 19 y = 3E+06e-3.07x R² = 0.916 13.931 3.07 20 y = 22331e-2.17x R² = 0.980 3.795 2.17

Intraslab 21 y = 1E+07e-3.44x R² = 0.985 10.571 3.44 22 y = 677436e-2.45x R² = 0.994 37.565 2.45 23 y = 127598e-2.15x R² = 0.990 22.752 2.15

Tabla 9. Ecuaciones Gutenberg- Richter para zonas sismotectónicas

y = 7E+07e-3.90x

R² = 0.984

0.0010

0.0100

0.1000

1.0000

10.0000

3.5 4 4.5 5 5.5 6

λ acumulado

Curva ajustada

Zona 1 Guayaquil - Dolores Norte

35

5.4 Cálculo de peligrosidad

Se utilizó el software CRISIS 2007,quecalcula la peligrosidad sísmica utilizando un modelo

probabilístico que considera las tasas de incidencia, las características de atenuación y la

distribución geográfica de los terremotos. La ocurrencia de terremotos se modeló como un

proceso Poissoniano y las fuentes sismotectónicas fueron esquematizadas como polígonos.

En primera instancia se procedió a ingresar las fuentes sismogenéticas previamente

obtenidas mediante un SIG, la figura 16 muestra las zonas sismogenéticas de la placa

superior introducidas en CRISIS.

Figura 16. Ventana de ingreso de geometría de fuentes sísmicas

A continuación se ingresan los parámetros obtenidos previamente a partir de las relaciones

Gutenberg- Richter λ0 y β, además la magnitud máxima para cada zona sismogenética, en la

figura 17 se presenta la ventana de introducción de estos parámetros.

36

Figura 17. Ventana de introducción de datos sísmicos para las fuentes

Una parte importante del estudio de peligrosidad sísmica es la selección de leyes o

funciones de atenuación del terreno que permiten predecir el valor de un determinado

parámetro del movimiento (generalmente la aceleración), en función de la magnitud del

terremoto, la distancia al mismo y el tipo de terreno. Las funciones de atenuación

pueden estar expresadas para aceleración pico (PGA) (García-Mayordomo, 2007.)

Los modelos de atenuación utilizados para el cálculo de peligrosidad fueron Akkar y

Bommer (2010) para la placa superior y Youngs et al., (1997) para las zonas de interface e

intraslab, con el fin de obtener la aceleración pico (PGA) en roca. La figura 18 muestra la

curva de atenuación para una magnitud Mw=5, se observa que la aceleración en el terreno

disminuye (se atenúa) a medida que aumenta la distancia de la fuente sísmica.

Figura 18. Curva de atenuación según el modelo de Akkar y Bommer (2010) para Mw=5. Intensidad

en gales, periodo de 0 segundos. Extraído de CRISIS 2007.

5.5 Mapa de peligrosidad sísmica

Una vez ingresada la geometría de las fuentes, los parámetros de recurrencia y

seleccionadas las leyes de atenuación,

un periodo de 500 años.

La figura 19 muestra el mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador. Se aprecia que las

regiones cercanas a la zona de subducción presentan los valores más altos de aceleración,

que llega a ser de 750 gales en la ciudad de Manta y cercano a los 625 en la ciudad de

Esmeraldas. Los valores de aceleración en el interior de Ecuador varían entre 350 y 450

gales. La aceleración en ciudades como Quito, Guayaquil y Cuenca presentan valores

aproximados de 350, 520 y 450 gales respectivamente.

Figura 19. Mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador, PGA para un periodo de retorno: 500 años.

de peligrosidad sísmica


seleccionadas las leyes de atenuación, se procede al cálculo de peligrosidad sísmica, para

muestra el mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador. Se aprecia que las


lega a ser de 750 gales en la ciudad de Manta y cercano a los 625 en la ciudad de



oximados de 350, 520 y 450 gales respectivamente.

Mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador, PGA para un periodo de retorno: 500 años.

37


se procede al cálculo de peligrosidad sísmica, para

muestra el mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador. Se aprecia que las


lega a ser de 750 gales en la ciudad de Manta y cercano a los 625 en la ciudad de



Mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador, PGA para un periodo de retorno: 500 años.

38

6. DISCUSIÓN

6.1 Catálogo sísmico

Beauval et al., (2013) presenta un trabajo donde recopila información de diferentes

catálogos sísmicos para Ecuador y presenta soluciones para su homogeneización, sin

embargo al no poder acceder a dicha información, se optó por realizar una recopilación y

homogeneización propia siguiendo principalmente los criterios presentados en dicho trabajo.

En primera instancia, para transformarla magnitud Ms a Mw, se utilizó la solución de

Kanamori (1983), el criterio más importante seguido fue el presentado por Beauval et al.,

(2013) que ofrece soluciones para convertir a Mw las magnitudes mb y MD (magnitud local)

que representan la mayoría de eventos registrados.

Beauval et al., (2013) en su catálogo unificado presenta un total de 10.823 eventos

instrumentales más 32 históricos, después de aplicar los filtros de completitud y el proceso

de declustering, redujo en 33% el número de registros dando un total de8300 registros. En el

presente estudio se registraron un total de 10.746 eventos incluidos 13 terremotos históricos

y al aplicar los filtros de completitud, magnitud de corte y declustering se obtuvo un total de

6.666 eventos que representa un 64% del total. La diferencia en total de registros obtenidos

es debido a la aplicación de la magnitud de corte en el presente estudio que determinó que

el catálogo puede considerarse completo en magnitudes superiores a 4 y también a la

aplicación de parámetros en el proceso de declustering, la diferencia consiste en el τmin,

Beauvalet al., (2012) utilizó un τmin= 2, mientras que en el presente estudio se utilizó un

τmin= 1.

6.2 Sismotectónica

La división sismotectónica en la placa superior se realizó utilizando criterios propios al

relacionar la tectónica de placas, geología regional y sismicidad. Alvarado (2012) en su tesis

doctoral realiza divisiones sismotectónicas para Ecuador en la placa superior, zona de

interface y placa subducente, la figura 20 muestra una comparación entre las zonas

sismotectónicas para la placa superior obtenidas en ambos estudios.

Se observa semejanza entre las divisiones obtenidas, Alvarado (2012) obtuvo un total de 19

zonas que incluye una zona en el sur dentro de territorio peruano, en el presente estudio se

obtuvieron 17 zonas. Las diferencias radican en el número de zonas obtenidas en la zona

central y costera del Ecuador. Alvarado (2012) zonifica la región cos

figura 20a), mientras que en el presente estudio se divide la región costera en cuatro zonas

(8, 9, 10, 11 figura 20b) según la geología y orientación de fallas activas.

En la región central del país Alvarado (2012) obtiene

debido a que en su tesis doctoral define el micro

Norandino, previamente no existía información sobre este micro

presente estudio se obtuvieron dos zonas (2

Finalmente existe una diferencia entre las regiones 12 y 13 de este trabajo que separa estas

zonas principalmente por diferencia en el tipo de roca

principalmente de rocas volcánicas y metamórficas de alto grado la zona 13 de r

volcánicas y volcano-sedimentarias, Alvarado (2012) obtiene una división (zona 16C, inferior

izquierda figura 20a).

a.

Figura 20. Comparativa entre divisiones sismotectónicas (Las líneas continuas de color rojo dentro del

continente representan las fallas

6.3 Peligrosidad sísmica

La figura 21 presenta el mapa de peligrosidad sísmica

se superpusieron las zonas sismotectónicas de placa superior y zona de

observa que en las adyacentes a la zona de

central y costera del Ecuador. Alvarado (2012) zonifica la región costera en una división (1C

a), mientras que en el presente estudio se divide la región costera en cuatro zonas

b) según la geología y orientación de fallas activas.

En la región central del país Alvarado (2012) obtiene cinco zonas (4C,8C,9C,10C y 11C)

debido a que en su tesis doctoral define el micro-bloque Latacunga-Quito dentro del Bloque

Norandino, previamente no existía información sobre este micro-bloque, por lo que en el

presente estudio se obtuvieron dos zonas (2,5).


zonas principalmente por diferencia en el tipo de roca. La zona 12 se compone

principalmente de rocas volcánicas y metamórficas de alto grado la zona 13 de r

sedimentarias, Alvarado (2012) obtiene una división (zona 16C, inferior

b.

Comparativa entre divisiones sismotectónicas (Las líneas continuas de color rojo dentro del

continente representan las fallas activas) a. Alvarado, 2012. b. Presente trabajo.

el mapa de peligrosidad sísmica para un periodo de 500 años al que

se superpusieron las zonas sismotectónicas de placa superior y zona de

observa que en las adyacentes a la zona de interface se exhiben los mayores valores de

39

tera en una división (1C,

a), mientras que en el presente estudio se divide la región costera en cuatro zonas

cinco zonas (4C,8C,9C,10C y 11C)

Quito dentro del Bloque

bloque, por lo que en el


a zona 12 se compone

principalmente de rocas volcánicas y metamórficas de alto grado la zona 13 de rocas

sedimentarias, Alvarado (2012) obtiene una división (zona 16C, inferior

Comparativa entre divisiones sismotectónicas (Las líneas continuas de color rojo dentro del

activas) a. Alvarado, 2012. b. Presente trabajo.

para un periodo de 500 años al que

se superpusieron las zonas sismotectónicas de placa superior y zona de interface, se

se exhiben los mayores valores de

40

aceleración, siendo los más altos los presentes en la sección central de la zona de

interface(zona 10, hasta 750 gal), seguidos por los de la sección norte de interface (zonas 8

y 10, hasta 650 gal). Las zonas contiguas a sección sur de interface (zonas 11 y 12) también

presentan valores altos de aceleración (entre 500 y 550 gales). Estas altas tasas de

aceleración se relacionan con la subducción de la placa de Nazca debajo de la

Sudamericana, convirtiendo a este evento geodinámico en la principal fuente de peligrosidad

sísmica en Ecuador.

Figura 21. Mapa de Peligrosidad sísmica, PGA para periodo 500 años y zonas sismotectónicas

La Norma Ecuatoriana de Construcción del 2011 (NEC 2011) presenta un mapa de zonas

sísmicas para Ecuador (Figura 22a). Este mapa despliega aceleraciones en proporción de la

gravedad (g) para un periodo de retorno de 475 años (10% de excedencia en 50 años).

Entre las leyes de atenuación en roca que menciona utilizar se encuentran las utilizadas en

este estudio (Akkar y Boomer, 2010; Youngs et. al., 1997). El NEC 2011, expone que se

trataron catálogos sísmicos con procesos similares a los llevados a cabo en el presente

estudio y además señala que se realizó una división sismotectónica

fuentes sísmicas corticales y de subducción

neotectónica.

Figura 22. a. Zonas sísmicas para propósitos de diseño y valor del factor de zona Z

2011. b. Mapa de peligrosidad sísmica, PGA para

Los mapas presentados en la figura

zonas en las que se generarían las mayores aceleraciones. Ambos modelos coinciden en

que la región costera presenta los valores más altos de aceleración y la región oriental

exhibe los valores más bajos. Sin embargo la distribución de las curvas de aceleración

difiere, esta variación puede deberse a diferencias en las divisiones sismotect

cálculo de los parámetros de relaciones de recurrencia obtenidos del catálogo sísmico.


que se realizó una división sismotectónica en base al estudio de

fuentes sísmicas corticales y de subducción, mecanismos focales, sismicidad y

sísmicas para propósitos de diseño y valor del factor de zona Z

b. Mapa de peligrosidad sísmica, PGA para un periodo de 500 años del presente estudio.

Los mapas presentados en la figura 22 son comparables en la medida de observar las




difiere, esta variación puede deberse a diferencias en las divisiones sismotect


41


en base al estudio de

mecanismos focales, sismicidad y

sísmicas para propósitos de diseño y valor del factor de zona Z, Tomado de NEC,

periodo de 500 años del presente estudio.

son comparables en la medida de observar las




difiere, esta variación puede deberse a diferencias en las divisiones sismotectónicas y al


42

7. CONCLUSIONES

En base al análisis bibliográfico se estableció la geodinámica que actúa sobre el Ecuador.

Se trata de un límite convergente de placas en donde la placa oceánica de Nazca se

subduce debajo de la placa Sudamericana con un ángulo entre 25º y 35º (Guillier et al.,

2001). La dirección de convergencia es ligeramente oblicua: N83°E (Kendrick et al., 2003;

Nocquet et al., 2009 en Alvarado, 2012), a una tasa de velocidad de 58 ± 2 mm/yr

(Trenkamp et al., 2002).

Un rasgo importante en el sistema geodinámico es la subducción de la Cordillera Carnegie

que es un alto batimétrico en la placa de Nazca originado en el hot- spot (Punto caliente)

Galápagos, tiene una dirección aproximada E-W, y entra en la zona de subducción entre 1ºN

y 2ºS de latitud (Witt et al., 2006).De acuerdo a diferentes autores, el arribo de Carnegie a la

fosa (Pennington, 1981; Gutscher et al. 1999 en Trenkamp et al., 2002)y la subducción

oblicua de la placa de Nazca (Kellogg y Mohriak, 2001 Trenkamp et al., 2002) pudieron

conducir al despegue del Bloque Norandino (Trenkamp et al., 2002).

La subducción oblicua de la placa de Nazca (Kellogg y Mohriak, 2001 Trenkamp et al., 2002)

y el arribo de la Cordillera Carnegie a la fosa ecuatoriana (Pennington, 1981; Gutscher et al.

1999 en Trenkamp et al., 2002), indujeron la deformación de la placa superior, que es

particionada a través del movimiento hacia el NE del Bloque Norandino (Alvarado, 2012). El

Bloque Norandino migra hacia el NE a lo largo de un sistema de fallas mayores de desgarre

lateral derecho (Megacizalla Guayaquil- Dolores), a una tasa de 6 ± 2 mm/yr (Trenkamp et

al., 2002 en Witt el al., 2006).

El movimiento dextral a lo largo de las fallas regionales que limitan el Bloque Norandino

cambia a movimiento compresional en las secciones donde las fallas presentan una

dirección N-S, acomodando esfuerzos compresionales E-W, producto de la convergencia de

las placas de Nazca y Sudamericana.

Después de homogeneizar y analizar el catálogo sísmico, se reunieron 10746 eventos, al

determinar la magnitud de corte (Mw=4), los años de completitud para las diferentes

magnitudes y al aplicar el algoritmo de declustering de Reasenberg (1985), se obtuvo un

total de 6666 eventos, que representa un 62% del total, que fueron utilizados en los cálculos

de peligrosidad sísmica.

43

Al relacionar la tectónica de placas, geología regional (fallas activas y grandes unidades

tectónicas) y sismicidad en Ecuador se obtuvieron las divisiones sismotectónica divididas en

Placa superior (17 zonas), Interface(3 zonas) y Placa subducente (3 zonas), las divisiones

se presentan en las figuras 11 y 12.

Se determinaron las magnitudes máximas para las zonas sismotectónicas utilizando las

relaciones empíricas de Wells y Coppersmith (1994) para fallas de desgarre y Blaser et al.,

(2010) para fallas normales e inversas, considerando la longitud de ruptura de la falla en

superficie y comparándola con las magnitudes instrumentales registradas, los resultados se

presentan en las tablas 6 y 7.

Se establecieron las relaciones temporales de ocurrencia de terremotos (Relaciones de

Gutenberg - Richter) para cada zona, expresadas mediante la ecuación exponencial

�� =��, y resumidas en la tabla 9.

Se obtuvo el mapa de peligrosidad sísmica de Ecuador en términos de PGA para un periodo

de 500 años (Figura 19), en él se aprecia que las regiones cercanas a la zona de

subducción presentan los valores más altos de aceleración, que varían entre los 500 y 750

gales. Los valores de aceleración en el interior de Ecuador fluctúan entre 350 y 450 gales y

la región oriental exhibe los valores más bajos de aceleración que oscilan entre 150 y 250

gales.

44

8. BIBLIOGRAFÍA

Akkar, S. y Bommer, J. (2010) Empirical Equations for the Prediction of PGA , PG V, and

Spectral Accelerations in Europe, the Mediterranean Region, and the Middle East.

Seismological Research Letters, 81, 2, doi: 10.1785/gssrl.81.2.195.

Alvarado, A. (2012): Néotectonique et cinématique de la déformation continentale en

Equateur. Tesis Doctoral, Universidad de Grenoble, 259 p.

Beauval, C., Yepes, H., Palacios, P., Segovia, M., Alvarado, A., Font, Y., Aguilar, J.,

Troncoso y L., Vaca S. (2013): An Earthquake Catalog for Seismic Hazard Assessment in

Ecuador. Bulletin of the Seismological Society of America, 103, 2a, 773-786, doi:

10.1785/0120120270

Benito, B. y Jiménez, E. (1999): Peligrosidad sísmica. Física de la Tierra, 11, 13-47, 155N:

0214-4557

Blaser, L., Krüger, F., Ohrnberger, M. y Scherbaum, F. (2010): Scaling Relations of

Earthquake Source Parameter Estimates with Special Focus on Subduction Environment.

Bulletin of the Seismological Society of America, 100, 6, 2914–2926, doi:

10.1785/0120100111.

Dumont, J.F., Santana, E., Vilema, W., Pedoja, K., Ordoñez, M., Cruz, M., Jiménez, N. y

Zambrano, I. (2005); Morphological and microtectonic analysis of Quaternary deformation

from Puná and Santa Clara Islands, Gulf of Guayaquil, Ecuador (South America).

Tectonophysics, 399, 331– 350.

Egbue O. y Kellogg J. (2010): Pleistocene to Present North Andean “escape”.

Tectonophysics, 489, 248–257.

Egüez, A., Alvarado, A., Yepes, H., Machette, M.N., Costa, C. y Dart, R.L. (2003): Map and

Database and of Quaternary faults and folds of Ecuador and its offshore regions. USGS

Open-File Report 03-289.

Engdahl, E.R. y Villaseñor, A. (2002). Global Seismicity: 1900–1999, en International

Handbook of Earthquake and Engineering Seismology, Parte A, Capítulo 41, p. 665–690,

Academic Press, 2002.

45

García-Mayordomo, J. (2007): Peligrosidad Sísmica y Aplicaciones en Ingeniería Geológica.

Apuntes del Máster de Ingeniería Geológica de la Universidad Complutense de Madrid (3ª

edición).

Guillier B, Chatelain J.L., Jaillard, É., Yepes, H., Poupinet, G. y Fels J.F. (2001):

Seismological evidence on the geometry of the orogenic system in central- northern

Ecuador (South America). Geophysical Research Letters, 28 (19), 3749-3752.

Gutscher, M.A., Malavieille, J, Lallemand, S. y Collot J.Y. (1999): Tectonic segmentation of

the North Andean margin: impact of the Carnegie Ridge collision. Earth and Planetary

Science Letters, 168, 255–270.

Hernández, G. (2007): Análisis comparativo de los espectros de diseño y de los

acelerogramas reales. Aplicación a España y Europa. Tesina de grado. Universidad

Politécnica de Cataluña, 82 p.

Hughes, R. y Pilatasig, L. (2002): Cretaceous and Tertiary terrane accretion in the Cordillera

Occidental of the Andes of Ecuador. Tectonophysics, 345, 29 – 48.

Instituto Geofísico Escuela Politécnica Nacional (2013): Sismicidad 1990-2009,

http://www.igepn.edu.ec/sismos/mapas/mapas-1990-2009.html, Quito, Ecuador.

International Seismological Centre (2013): EHB Bulletin, http://www.isc.ac.uk, Thatcham,

Reino Unido.

Kanamori, H. (1983): Magnitude scale and Quantification of earthquakes. Tectonophysics,

93, 185 - 189.

Litherland, M, Aspden, J.A. y Jemielita, R.A. (1994): The metamorphic belts of Ecuador.

Overseas Memoir of the British Geological Survey, 11.

Gobierno Nacional de la República del Ecuador, Ministerio de Desarrollo Urbano y Vivienda

y Cámara de construcción de Quito (2011): Norma Ecuatoriana de la Construcción. Peligro

Sísmico y Diseño Sismo resistente, 2, 9-12. Quito.

McCalpin, J. (2009): Paleoseismology (2nd Edition). Academic Press, 848 p.

46

Reiter, L. (1990): Earthquake Hazard and Analysis, Issues and Insights. Columbia University

Press, New York, 254 p.

Rivadeneira, F., Segovia, M., Alvarado, A., Egred, J., Troncoso, L., Vaca S. y Yepes, H.

(2007): Los terremotos en el Ecuador. Corporación Editora Nacional, Quito, 106 p.

Stein, S. y Wysession, M. (2003): An introduction to seismology, earthquakes, and Earth

Structure. Blackwell Publishing, 498 p.

Trenkamp, R., Kellogg, J., Freymueller, J. y Mora, H. (2002): Wide plate margin deformation,

southern Central America and northwestern South America, CASA GPS observations.

Journal of South American Earth Sciences, 15, 157 – 171.

van Stiphout, T., Zhuang, J. y Marsan, D. (2012), Seismicity declustering. Community Online

Resource for Statistical Seismicity Analysis, doi:10.5078/corssa- 52382934.

Wells, D.L. y Coppersmith K.J. (1994): New Empirical Relationships among Magnitude,

Rupture Length, Rupture Width, Rupture Area, and Surface Displacement. Bulletin of the

Seismological Society of America, 84, 4, 974-1002.

White, S., Trenkamp, R. y Kellogg, J. (2003): Recent crustal deformation and the earthquake

cycle along the Ecuador- Colombia subduction zone. Earth and Planetary Science Letters,

216, 231-242.

Witt, C., Bourgois, J., Michaud, F., Ordoñez, M., Jiménez, N. y Sosson, M. (2006):

Development of the Gulf of Guayaquil (Ecuador) during the Quaternary as an effect of the

North Andean block tectonic escape. Tectonics, 25, TC3017, doi:10.1029/2004TC001723.

Youngs, R.R., Chiou, S.J., Silva, W.J. y Humphrey J.R. (1997): Strong Ground Motion

Attenuation Relationships for Subduction Zone Earthquakes. Seismological Research

Letters, 68, 1.

Zamora, A. y Litherland, M. (1993): Mapa Geológico de la República del Ecuador

1:1'000.000. Ministerio de Energía y Minas Ecuador y Overseas Development Administration

(ODA).

sismotectonica y peligrosidad sismica en ecuador, ortiz 2013

Documents