tectónica activa y geodinámica en el norte de centroamérica

Tectnica Activa y Geodinmica enel Norte de Centroamrica.

Jos A. lvarez Gmez

UniversidadComplutense

de Madrid

Facultad deCiencias

Geolgicas

Memoria de la Tesis presentada por Jos A. lvarez Gmez para la obtencindel grado de doctor.

Realizada en el Departamento de Geodinmica de la UniversidadComplutense de Madrid.

Dirigida por:

Dr. Jos J. Martnez Daz y Dr. Ramn Capote del Villar

Jos A. lvarez Gmez I

II Jos A. lvarez Gmez

La curiosidad gratuita o inmotivada (que es la que aqueja a los eru-ditos) nos convierte en peleles, nos zarandea y arroja de un lado aotro, disminuye nuestra voluntad y lo peor es que nos escinde y dis-persa, nos hace querer cuatro ojos y dos cabezas o ms bien variasexistencias, con cuatro ojos y dos cabezas todas ellas.

Javier MarasTU ROSTRO MAANA

A mi familia.Mis padres, mi hermana, mi sobrina

y Ana.Por estar ah como apoyo constante,

como referencia,como necesidad.

Jos A. lvarez Gmez III

IV Jos A. lvarez Gmez

Agradecimientos

Gracias a mis directores de tesis, Jos J. Martnez Daz y Ramn Capote delVillar, por su apoyo incondicional a mi investigacin.

Gracias a Josechu, por ser algo ms que un jefe (en el sentido ms morta-deliano del trmino) y un compaero. Por demostrarnos que la honestidad y eltesn aun tienen cabida en este mundo.

Gracias a los profesores del departamento de Geodinmica por compartirsus conocimientos y experiencias, en especial a Rosa Tejero y Antonio Rivasde los que trat de aprender en inolvidables horas de prcticas de Tectnica yGeologa Estructural.

Gracias a Emilio Carreo, por haberme dado la oportunidad de trabajar conl en el Instituto Geogrfico Nacional, por su comprensin y tolerancia a mis es-carceos con la tesis en la etapa final. Tambin gracias a los compaeros del IGN,por ensearme un mundo que hay ms all y recibirme con cario e inters.

Gracias al personal de la biblioteca de la Facultad de Geologa, por prestartoda su ayuda siempre con una sonrisa y remover cielo y tierra para dar conesas referencias tan imprescindibles y difciles de encontrar; de manera singulara Pedro Martn Duque.

Gracias a Paul Meijer, Rob Govers y Rinus Wortel por su acogida y comenta-rios durante mi estancia en la Facultad de Ciencias de la Tierra (Aardwetens-chappen diran ellos) de la Universidad de Utrecht, en el grupo de Tectonof-sica. A Paul sobre todo por dedicarme su tiempo y permitir que me aprovechede l para el tribunal de esta tesis, poniendo a prueba su buen castellano.

Gracias a los miembros del SNET (Servicio Nacional de Estudios Territoria-les), en especial a Douglas Hernndez, por atender mis requerimientos de datosde su red ssmica y descubrirme pequeos secretos de El Salvador y Centroa-mrica durante sus estancias junto a nosotros en Madrid y los das de campo ensu tierra.

Gracias a Pilar Villamor y Kelvin Berryman por acogerme en Nueva Zelanday mostrarme algunos de los secretos de la Geologa de Terremotos y la paleosis-mologa. Tambin por el tiempo compartido en el duro trabajo de trincheras enEl Salvador junto a Carol, Josechu y Ramn; trabajo de campo que aunque noqueda reflejado en esta tesis me sirvi para entender un poco mejor lo que veaen los modelos digitales y los datos ssmicos.

Gracias a la gente del GNS Science de Nueva Zelanda, especialmente a Ra-fael Benites y Russell Robinson, por dejarse robar el tiempo por un doctorandode las antpodas intentando ensearme los rudimentos de la generacin sint-tica de sismicidad. A Rafael especialmente por abrirme las puertas de su casa ycompartir un tiempo de buena msica a dos guitarras y experiencias de un la-tino (aunque con sangre japonesa) en tierra de kiwis. De Nueva Zelanda recuer-do a tanta gente con cario que seguro que me dejo a alguna persona, Emma,Suz, Vasso, Robert, Russ, Hannu, Uhmut... Muy especialmente a mis compae-ros de casa, Davina y Johannes, con los que compart comidas, cervezas, risas,

Jos A. lvarez Gmez V

ancdotas, das de lluvia, etc... A Carol por hacerme algo ms fcil estar tan lejosde la gente que quiero.

Gracias a los compaeros del grupo de Tectnica Activa y Geodinmica, porensearme tantas cosas, por discutir tanto y hacerlo de manera tan amena. AMarta, Carol, Julin, Juanmi, Raul, Miguel, Meaza y Jorge, a este ltimo ademspor aceptar ser miembro del tribunal de esta tesis.

A mis compaeros de batalla, alegras y depresiones en el departamento.Por haberme soportado en los momentos menos buenos y compartir conmigolos mejores. A Javi, Julin, Marta, Carol, Mara, Juanmi, Antonio, Fidel, Ignacio,Jos Luis, Juan, Pilar, Javier F., Bea.

Un abrazo agradecido a mis compaeros, e incluso amigos, de APIF-UCM(Asociacin de Personal Investigador en Formacin en la UCM), Precarios-Madridy la Federacin de Jvenes Investigadores Precarios, con quienes compart lu-chas, debates y caas de cerveza. Especialmente a Ana Isabel Guilln, IgnacioSegura, Rubn Gonzlez Moreno, Marta Bjar, Mara Druet, Raquel Herrera,Asier Jaio, Daniel M. Sez, Jos Luis Lpez, Eva Lpez, Lara Arroyo, SalomnAguado, Juan Salafranca, Cristina Fernndez, Oscar Muiz Pello, Lidia Prieto,David de Sancho y un largo etctera de personas que desinteresadamente hancolaborado y colaboran en la mejora de las condiciones laborales de los jvenesinvestigadores. Por la dignidad en la investigacin.

Gracias a todos los amigos y compaeros con los que he pasado momentosinolvidables, desde el inicio de nuestra carrera, hace ms de diez aos, hastala actualidad; porque a pesar de todo an segus ah: a David, Jos Luis, Tere-sa, Bea, Puri, Emi, Mairena, Marta, Jaime, Carmen, Natalia, Cristina C., Noelia,Irene, Mara.

Gracias a todas las personas que en el mundo trabajan desinteresadamentepara facilitarnos las cosas y ponen a nuestra disposicin un software excelentegratuito y en cdigo abierto. Especialmente a los creadores y mantenedores deGMT [Wessel y Smith, 1998] y LATEX 2, sin cuyos programas esta tesis no seracomo es.

La realizacin de esta tesis doctoral ha sido principalmente financiada poruna beca de investigacin predoctoral de la Universidad Complutense de Ma-drid, pero tambin a travs de los proyectos de investigacin TECSAL (Inves-tigador Principal: Ramn Capote) y TRANSFER (Project Coordinator: StefanoTinti; Investigador Responsable del IGN: Emilio Carreo). Agradezco su con-fianza depositada en m como investigador.

VI Jos A. lvarez Gmez

Prlogo

A principios del ao 2001 se produjo en El Salvador una serie ssmica deespecial inters desde el punto de vista cientfico. El 13 de Enero tena lugaren la zona de subduccin mesoamericana, a unos 50 km de profundidad, ungran terremoto de magnitud Mw 7.7. A pesar de su magnitud, y gracias a suscaractersticas (un terremoto de tipo normal asociado a la deformacin de laplaca del Coco en su subduccin bajo la de Caribe) este terremoto no produjotsunami y sus daos fueron producidos principalmente por los deslizamientosque la vibracin del terremoto dispar. Este evento se habra quedado en eso,en un terremoto subductivo de magnitud importante, pero no catastrfico, quesera recordado por el deslizamiento de Las Colinas, que afect al barrio deSanta Tecla, en la ciudad de San Salvador, causando centenares de vctimas.Sin embargo, el 13 de Febrero, tuvo lugar un nuevo terremoto, esta vez en lacadena volcnica, mucho ms superficial aunque de menor magnitud: Mw 6.6,con un hipocentro a unos 10 km de profundidad. Este terremoto termin dederribar las construcciones que haban sido daadas por el terremoto de Eneroy gener nuevos deslizamientos. Lo interesante del caso de esta serie ssmica esque encaden eventos en ambientes tectnicos distintos, poniendo en evidenciaque el fenmeno del triggering de terremotos puede ocurrir a distancias dedecenas y centenas de kilmetros y en sistemas parcialmente independientes.

En el inicio de mi andadura como doctorando colabor con mi codirectorde tesis Jos J. Martnez Daz, en la publicacin de un anlisis de transferenciade esfuerzos de Coulomb. Este trabajo, publicado en Enero 2004, demostrabacmo este proceso fsico puede ser el probable causante de este tipo de interac-ciones entre sistemas tectnicos [Martnez-Daz et al., 2004]. Adems dio lugara que mi trabajo de suficiencia investigadora versara sobre la metodologa y lacasustica de este tipo de interaccin en los diferentes ambientes tectnicos [l-varez Gmez, 2004]. Durante el desarrollo de estos trabajos fuimos conscientesde las carencias en cuanto al conocimiento existente de la neotectnica y tect-nica activa de la zona, de manera que dirigimos mi trabajo de tesis doctoral ainvestigar el sistema tectnico regional y el estado de esfuerzos y deformacio-nes. Estos conocimientos son bsicos a la hora de realizar modelos tectnicosrealistas para evaluaciones de riesgo ssmico, y para estudiar las implicacionesen la peligrosidad ssmica con metodologas actuales como la transferencia deesfuerzos.

Como se ver en la introduccin del texto, as como en el resto de captulos,los antecedentes sobre la geologa de la zona, y sobre todo sobre la tectnica y lageologa estructural son muy escasos. S han aparecido en los ltimos aos tex-tos de recopilacin y compendio sobre la geologa de Centroamrica [Bommeret al., 2004; Mann, 2007; Rose et al., 2006; Bundschuh y Alvarado, 2007] e inclusoalguna Tesis doctoral interesante [Cceres Calix, 2003; Rogers, 2003]. Sin embargola mayora de los datos son o muy locales, o se basan en observaciones gene-rales, discutibles en ocasiones, y recopilando datos e ideas de los aos 60 y 70,

Jos A. lvarez Gmez VII

cuando se realiz gran parte de la cartografa geolgica a travs de misionesde cooperacin internacionales. De esta poca son trabajos clsicos como los de[Weyl, 1961; McBirney y Williams, 1965; Mills et al., 1967; Dengo, 1968; Bosse et al.,1978].

Ante esta perspectiva, y la necesidad de disponer de un contexto geodinmi-co y neotectnico que nos permita seguir desarrollando investigaciones acercade la actividad tectnica reciente en partes del norte de Centroamrica; sobretodo en El Salvador, donde el grupo de investigacin en Tectnica Activa y Pa-leosismicidad de la UCM viene desarrollando gran parte de su actividad inves-tigadora; hemos planteado la investigacin desde un punto de vista regionalcon los siguientes objetivos principales:

Obtener un marco conceptual y de conocimiento de la tectnica activaregional del norte de Centroamrica sobre el que desarrollar e integrarinvestigaciones ms concretas.

Caracterizar los procesos tectnicos activos en las diferentes zonas del nor-te de Centroamrica y prospeccin de su empleo e implicaciones en la pe-ligrosidad y riesgo ssmicos.

Para obtener estos objetivos he utilizado tres herramientas principales:

Morfotectnica o Geomorfologa Tectnica: Anlisis del relieve como re-flejo de la actividad tectnica reciente y en el periodo neotectnico.

Sismotectnica: Anlisis de la sismicidad como reflejo de los procesos tec-tnicos activos.

Modelo Numrico de Elementos Finitos: Obtencin por aproximacin ma-temtica de los esfuerzos y deformaciones resultado de la tectnica actual,e inferencias en la tectnica activa a partir de resultados de diferentes mo-delos alternativos.

Siguiendo esta organizacin del trabajo la memoria de tesis ha sido organi-zada de la misma manera. As, el ncleo de sta se constituye por tres captulosprincipales: Morfotectnica, sismotectnica y modelado de elementos finitos.Cada uno de estos captulos est concebido como un bloque independiente da-do que tanto la metodologa como las conclusiones que se pueden extraer encada captulo difieren de los dems. Es por esto que cada captulo incluye unaintroduccin, una explicacin sobre la metodologa utilizada, sus resultados ydiscusiones. Junto a estos captulos principales se incluye una introduccin so-mera a la geologa y la tectnica del norte de Centroamrica para poner en ante-cedentes al lector, as como un captulo de conclusiones compendio de las msimportantes extradas de las diferentes metodologas utilizadas. En este captu-lo final he tratado de ser sinttico y reflejar las conclusiones ms importantes,dejando de lado las discusiones que, por otra parte, ya se han realizado en susrespectivos captulos.

VIII Jos A. lvarez Gmez

ndice general

ndice general IX

1 Introduccin 11.1. Estratigrafa y vulcanismo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 41.2. Evolucin geodinmica regional . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 111.3. Estructura y tectnica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 181.4. Modelos geodinmicos del norte de Centroamrica . . . . . . . . 23

2 Anlisis morfotectnico 332.1. Anlisis general . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 38

Subdivisin en bloques del rea de estudio . . . . . . . . . . . . . 38Perfiles altimtricos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 40

Rosas de direcciones de pendientes . . . . . . . . . . . . . . . . . . 42Hipsometra . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 45

2.2. Anlisis en detalle de las zonas geomorfolgicas . . . . . . . . . . 50Zonas del arco volcnico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 50

Arco volcnico en Guatemala . . . . . . . . . . . . . . . . . 51Arco volcnico en El Salvador . . . . . . . . . . . . . . . . . 55Arco volcnico en Nicaragua . . . . . . . . . . . . . . . . . 58

Zonas del bloque de Chorts . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 61Zona Occidental del bloque de Chorts . . . . . . . . . . . . 61Zona Central del bloque de Chorts . . . . . . . . . . . . . . 64Zona Oriental del bloque de Chorts . . . . . . . . . . . . . 67

2.3. Discusin y conclusiones del anlisis morfotectnico . . . . . . . . 70

3 Anlisis sismotectnico 733.1. Introduccin . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 733.2. Sistema de clasificacin y representacin de mecanismos focales . 76

Diagrama de clasificacin de mecanismos focales . . . . . . . . . . 813.3. Anlisis de la distribucin epicentral . . . . . . . . . . . . . . . . . 873.4. Geometra de la zona de Wadati-Benioff. . . . . . . . . . . . . . . . 893.5. Mecanismos focales . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 94

Mecanismos focales entre 0 y 20 km de profundidad . . . . . . . . 97Mecanismos focales entre 20 y 50 km de profundidad . . . . . . . 100Mecanismos focales entre 50 y 120 km de profundidad . . . . . . 104

IX

ndice general

Mecanismos focales por debajo de los 120 km de profundidad . . 1063.6. Liberacin de momento ssmico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 109

Liberacin de momento ssmico entre 0 y 20 km de profundidad . 114Liberacin de momento ssmico entre 20 y 50 km de profundidad 118Liberacin de momento ssmico entre 50 y 120 km de profundidad 121Liberacin de momento ssmico por debajo de los 120 km de pro-

fundidad . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1243.7. Orientacin de los ejes principales del Tensor Momento Ssmico . 127

Ejes T. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 128Ejes P. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 130Ejes B. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 133Variaciones de los ejes con la profundidad. . . . . . . . . . . . . . 135

3.8. Discusin y conclusiones del anlisis sismotectnico . . . . . . . . 138

4 Modelo de elementos finitos del estado de esfuerzos y deformacinlitosfrica del norte de Centroamrica 1514.1. Introduccin al modelado por el mtodo de los elementos finitos . 1514.2. Configuracin del modelo y restricciones iniciales . . . . . . . . . 152

Fuerzas asociadas a la subduccin de la placa del Coco bajo la delCaribe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 154

Fuerzas asociadas al desplazamiento de la placa de Caribe . . . . 158La zona de Falla de Motagua-Polochic-Isla de Swan como una

dislocacin con deslizamiento libre . . . . . . . . . . . . . . 159El arco volcnico centroamericano como una zona de debilidad

litosfrica . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1614.3. Ejecucin de los experimentos y presentacin de resultados . . . . 1634.4. Discusin de los resultados e implicaciones en la tectnica regional169

Mecanismos focales sintticos . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 169Mecanismo focal del bloque de Chorts . . . . . . . . . . . 169Mecanismo focal del arco volcnico en El Salvador . . . . . 171Mecanismo focal del arco volcnico en Nicaragua . . . . . 171

Perfiles de deformacin vertical . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 172Sntesis y anlisis de los perfiles. . . . . . . . . . . . . . . . 176

Mapas de factor de forma de esfuerzos y cruces de deformacin . 184Influencia de la variacin del equilibrio de fuerzas (Mode-

los A,B,C y D) . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 184Influencia de la variacin del grado de debilidad del arco

volcnico (Modelos M) . . . . . . . . . . . . . . . 188Influencia de la variacin del grado de acoplamiento de la

zona de subduccin (Modelos T) . . . . . . . . . . 188Comparacin de los resultados . . . . . . . . . . . . . . . . 190

Conclusiones e implicaciones en la tectnica regional del mode-lado numrico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 190

5 Conclusiones finales 193

X Jos A. lvarez Gmez

ndice general

5.1. Arco Volcnico Centroamericano . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1935.2. Bloque de Chorts . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 1955.3. Subduccin de la placa del Coco bajo el norte de Centroamrica . 196

A Cdigo de obtencin de parmetros de mecanismos focales a partirde Tensores de Momento Ssmico 203

Bibliografa 211

Jos A. lvarez Gmez XI

Captulo 1

Introduccin a la geologa y a latectnica del norte deCentroamrica.

Centroamrica puede definirse geogrficamente como el rea terrestre y deplataforma continental que se extiende desde el istmo de Tehuantepec, en Mxi-co, hacia el sureste, hasta las tierras bajas de Atrato en Colombia. Desde el puntode vista geogrfico-poltico se compone de Guatemala, El Salvador, Honduras,Nicaragua, Costa Rica y Panam. En lo que se refiere a estructura geolgicaregional, Centroamrica presenta dos partes o provincias diferentes: una par-te septentrional, que se extiende desde Guatemala hasta aproximadamente lafrontera Nicaragua - Costa Rica, y una meridional desde aqu hasta Colombia.Ambas presentan historias y caractersticas geolgicas diferentes que justificansu estudio por separado. En este trabajo estudio la parte norte de Centroamri-ca, que constituye el limite Noroeste de la placa de Caribe, en su contacto conlas placas de Norteamrica y del Coco (Figura 1.1).

Geolgicamente el norte de Centroamrica corresponde a la corteza conti-nental perteneciente a la placa del Caribe situada en el extremo noroeste desta y al noroeste de las cordilleras costarricenses de Guanacaste, Central y deTalamanca en el istmo centroamericano (definicin similar a las de Mills et al.[1967] o Meschede y Frisch [1998] entre otros). Est constituida en gran parte porel bloque de Chorts, que queda limitado al norte y noroeste por el lmite entrelas placas Norteamericana y del Caribe, al sur por el arco volcnico y la fosacentroamericanos, y al este-noreste se extiende por el Banco de Nicaragua (oalto Nicaragense, Nicaraguan Rise) siendo limitado por el escarpe de Hessal sureste [Dengo y Bohnenberger, 1969; Lallemant y Gordon, 1999]. Este bloque esel nico vestigio de corteza continental de la actual placa del Caribe [Case etal., 1984], correlacionable geolgicamente con la Cordillera del oeste de Norte-amrica en Mxico [Dengo, 1968; Malfait y Dinkelman, 1972; Wadge y Burke, 1983;Pindell y Barret, 1990; Rogers, 2003, entre otros].

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Aluvial cuaternario

Depsitos continentales terciarios y cuaternario

Estratos continentales terciarios

Estratos marinos post-eocenos

Estratos marinos eocenos y/o paleocenos

Estratos marinos cretcicos y terciarios

Estratos marinos cretcicos

Estratos marinos del Cretcico Superior

Esrtatos marinos y continentales jursicos

Estratos marinos y continentales trisicos y jursicos

Rocas sedimentarias y volcnicas mesozoicas

Estratos paleozoicos

Qv

Qvi

QTv

Tv

Tva

Kv

Depsitos piroclsticos, coladas y

edificios volcnicos cuaternarios

Coladas piroclsticas y pmeces cuaternarias

Rocas epiclsticas volcnicas, pirocsticas siliceas,

tobas, coladas y edificios terciarios y cuaternarios

Rocas volcnicas terciarias

Coladas andesticas y rocas volcnicas asociadas

miocenas y pliocenas

Rocas volcnicas cretcicas

Rocas volcnicas

Ti

TKi

Rocas intrusivas

Plutones terciarios, de intermedios a cidos

Plutones cretcicos y terciarios, de intermedios a cidos

MzPzm

Pzm

Rocas metamrficas

Rocas metamrficas paleozoicas y mesozoicas

Rocas metamrficas precmbricas y paleozoicas

PzpCu

Rocas intrusivas y metamrficas

Rocas metamrficas e gneas paleozoicas y precmbricas

u

Rocas de edad incierta

Rocas ultramficas

Batimetra (metros bajo el nivel del mar)

1 8500

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Falla (indicacin de labio undido)

Falla aproximada (indicacin de labio undido)

Falla interpretada (indicacin de labio undido)

Falla de movimiento incierto

Falla de movimiento incierto aproximada

Falla de movimiento incierto interpretada

Zona de subduccin inferida

Falla inversa o cabalgamiento

Falla inversa o cabalgamiento aproximada

Falla de desgarre o transformante

Falla de desgarre o transformante aproximada

Smbolos

8 Figura 1.2: Mapa geolgico simplificado del norte de Centroamrica, modificado de French y Schenk [2004]

JosA

.lvarez

Gm

ez3

1.1. Estratigrafa y vulcanismo


El bloque de Chorts est constituido por un basamento metamrfico deedad incierta, cubierto por unos bien datados materiales mesozoicos y ceno-zoicos (Figura 1.2) [Dengo y Bohnenberger, 1969; Lallemant y Gordon, 1999]. Losmateriales mesozoicos sedimentarios comprenden rocas detrticas del JursicoMedio al Cretcico Inferior, donde aparecen unidades carbonatadas, y capas ro-jas con calizas cenomanienses intercaladas hacia la parte media y superior delCretcico [Mills et al., 1967; Horne et al., 1974; Finch, 1981, entre otros]. Estas rocassedimentarias fueron intruidas durante el Cretcico y el Terciario por plutonesgranticos, quizs formando parte de los procesos del arco magmtico sobre lazona de Benioff de la subduccin de la placa de Faralln, propuesto entre otrospor Malfait y Dinkelman [1972] y discutido y argumentado con mayor detallerecientemente [por ejemplo Rogers, 2003].

Atendiendo a sus caractersticas geolgicas y con la ayuda de datos aero-magnticos Rogers et al. [2007] dividen la zona en cuatro dominios o terrenos(Figura 1.3):

Terreno Central: El basamento est formado por rocas metamrficas con-tinentales de edad Grenviliense y Paleozoico (datadas en 1 Ga a 222 Ma),constituidas principalmente por filitas, gneises y ortogneises en el gradode los esquistos verdes a la anfibolita. Sobre este basamento se desarro-llan una serie de cuencas rellenas con depsitos carbonatados y clsticosdel Cretcico. Tanto el basamento como los sedimentos mesozoicos sondeformados por cabalgamientos y pliegues que invierten las cuencas. Laparte norte del dominio central, a lo largo de la costa Caribe de Honduras,presenta un patrn de direccin E-O de cinturones de rocas metamrfi-cas de edades desde Paleozoicas a Terciarias intruidas por plutones delCretcico Superior y el Palegeno (93 - 29 Ma).

Terreno Oriental: Presenta cinturones de plegamientos y cabalgamientosde direccin aproximada NE-SO. Estos cinturones se desarrollan en mate-riales de edad Jursica, con un basamento constituido por filitas y esquis-tos en el grado de los esquistos verdes.

Terreno de Siuna: Al este del dominio oriental, en el Norte de Nicaragua,aparece un basamento formado por rocas igneas cuyo origen ha sido aso-ciado a un complejo de arco - isla Cretcico, incluyendo acumulados ul-tramficos y serpentinitas, formadas sobre corteza ocenica.

Terreno Meridional: Las rocas aflorantes son principalmente capas piro-clsticas miocenas, depositadas junto al arco volcnico centroamericanode edad Mioceno - Plioceno al sur. Estas capas volcnicas se depositansobre un basamento de rocas metamrficas de origen igneo que apenasafloran, tan slo se conoce un afloramiento de anfibolitas metavolcnicas

4 Jos A. lvarez Gmez

Introduccin. 1

0 200 400

Maya

CCTECT

Siuna

CLIP

Kilmetros

o20 N

o15 N

o89 W

o84 W

SCT

Figura 1.3: Distribucin de los terrenos definidos en el bloque de Chorts por Ro-gers et al. [2007]. CCT: Terreno Central de Chorts, Central Chortis Terrane; SCT:Terreno Meridional de Chorts, Southern Chortis Terrane; ECT: Terreno Orientalde Chorts, Eastern Chortis Terrane; CLIP: Gran Provinicia gnea del Caribe, Ca-ribbean Large Igneous Province.

muy deformadas al sur de Honduras. El espesor de las capas piroclsticasmiocenas alcanza hasta los 2 km.

En general estas caractersticas del bloque de Chorts son correlacionables conequivalentes presentes en el suroeste de Mxico, desde donde este bloque hamigrado desde el Eoceno hasta alcanzar su posicin actual a favor de una zonade desgarre muy desarrollada como se ver ms adelante.

Como se aprecia en la Figura 1.2, gran parte del bloque de Chorts est cu-bierta por materiales volcnicos terciarios y el margen Pacfico principalmentetambin por materiales volcnicos recientes. El contexto general del vulcanismoterciario en el bloque de Chorts fue descrito por Bosse et al. [1978] para El Salva-dor, y adoptado por Weyl [1980] para todo Centroamrica. Ms tarde Reynolds[1987] y Ehrenborg [1996] ampliaron y refinaron la estratigrafa y correlacionesde estos materiales. En la Figura 1.4 he reflejado estas correlaciones y su suce-sin estratigrfica con alguna modificacin sobre el trabajo de Ehrenborg [1996].

Como se ha visto en la descripcin de los terrenos, los principales materialesvolcnicos que cubren el bloque son piroclsticos, generados en un arco volc-nico Centroamericano que ocupara una posicin similar a la actual. Gracias alos diferentes sondeos realizados en la placa de Caribe dentro del ODP (OceanDrilling Program emplazamientos 998, 999, 1000, 1001 y 1002) ha podido es-tablecerse una cronoestratigrafa de precisin para el vulcanismo explosivo de

Jos A. lvarez Gmez 5


la zona. En el cenozoico son destacables tres episodios explosivos principalesen la placa de Caribe. Uno durante el Mioceno inferior - medio, otro durante elEoceno medio - superior y el tercero del Paleoceno superior al Eoceno [Sigurds-son et al., 1997]. De estos tres episodios, los dos ms modernos han tenido lugarprobablemente en el arco volcnico centroamericano. El mayor fue el vulcanis-mo explosivo eoceno - oligoceno (de 46 Ma a 32 Ma, Sigurdsson et al. [2000]), lascapas de tefra de este evento descritas en el fondo marino son correlacionablescon formaciones ricas en ignimbritas del cinturn volcnico centroamericano.En Guatemala y El Salvador la formacin Morazn (la ms antigua de las for-maciones cenozoicas) muestra a su base una serie de coladas ignimbrticas, nomuy bien cartografiadas ni definidas (incluidas dentro de la unidad inferior dela formacin Morazn en El Salvador), que por correlacin estratigrfica puedendatarse como eocenas u oligocenas. En el caso de El Salvador la edad atribui-da a estas formaciones por Bosse et al. [1978] fue de Oligoceno. En Nicaragualas unidades ignimbrticas cenozoicas ms antiguas aparecen incluidas dentrodel grupo Matagalpa, una serie de ignimbritas de edades Oligoceno-Miocenosegn Ehrenborg [1996]. Esta poca de vulcanismo explosivo aparece, ademsde en el arco volcnico del bloque de Chorts, en la sierra Madre Occidental deMxico, formando la mayor provincia mundial de ignimbritas [McDowell y Cla-baugh, 1979]. Sigurdsson et al. [2000] proponen como causa de estos episodios lareorganizacin a escala regional que se produjo en el Pacfico, con una variacinde la velocidad y direccin de movimiento de la placa, hace 43 Ma.


Introdu

ccin.1

SISTEMA SERIE PISO M.a. re est-bi re est-bi re est-bi re est-bi re est dr

Holoceno ---- 0.0118

Superior 0.126

Medio 0.781

Inferior 1.806

Gelasiense 2.588

Piacenziense 3.600

Zanclayense 5.332

Messiniense 7.246

Tortoniense 11.608

Serravalliense 13.65

Langhiense 15.97

Burdigaliense 20.43

Aquitaniense 23.03

Chattiense 28.4 0.1

Rupeliense 33.9 0.1

est-bi: Vulcanismo bimodal, estratovolcn y vulcanismo rioltico en domos en menor medida.est: Estratovolcanes con etapa en escudo previa, principalmente basaltos y andesitas.re: Vulcanismo rioltico en escudo.dr: Domos riolticos.

Sureste

GUATEMALAHONDURAS

NEGENO

PALEGENO

NICARAGUA

Pleistoceno

Plioceno

Mioceno

Oligoceno

EL SALVADORSur-Central

Ch

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Figura 1.4: Tabla de distribucin de edades de las formaciones volcnicas terciarias en las diferentes zonas del arco volc-nico, modificado y ampliado a partir de Ehrenborg [1996]

JosA

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El otro episodio ignimbrtico de importancia regional es el que tuvo lugaren el Mioceno inferior - medio (15 Ma). Como en el caso anterior las capasdescritas en el fondo marino tambin pueden ser relacionadas con formacionesvolcnicas del arco volcnico centroamericano. En Guatemala y El Salvador enesta poca tienen lugar los episodios explosivos de la formacin Chalatenango[Bosse et al., 1978], en Honduras y parte de Guatemala los del grupo Padre Mi-guel [Reynolds, 1980] y en Nicaragua las ignimbritas del grupo Coyol [Ehrenborg,1996]. Del mismo modo que para el episodio eoceno, para el mioceno Sigurdssonet al. [2000] proponen una causa tectnica regional para este vulcanismo: Apro-ximadamente hace unos 25 Ma (lmite Oligoceno - Mioceno) tuvo lugar unaradical reconfiguracin del sistema Pacfico - Faralln [Hey, 1977; Barckhausen etal., 2001]; como consecuencia se form una nueva dorsal dando lugar as a lasplacas de Nazca y de Cocos [Wortel y Cloetingh, 1981], y variando la velocidad ydireccin de la subduccin bajo Centroamrica [Meschede y Frisch, 1998], lo queprodujo el episodio Mioceno [Sigurdsson et al., 2000].

Estos episodios explosivos cubrieron el bloque de Chorts de cenizas conespesores de hasta 2 km, blanqueando el relieve y cubriendo los cinturones de-formados mesozoicos. Posteriormente a este blanqueo la incisin de los ros hasido muy fuerte, as como la tectnica extensional que ha dado lugar al relievede horst y graben del sur de Honduras. Para Rogers et al. [2002] este relieve hasido generado en parte debido a un levantamiento generalizado del bloque deChorts. Segn Rogers et al. [2002], debido al cambio en la velocidad de gene-racin de corteza ocenica de la dorsal pacfica, que di lugar a una poca deapertura de la dorsal muy rpida entre los 19 - 10 Ma, empez a subducir unacorteza ocenica ms joven y menos densa, de tal manera que la fuerza de flo-tacin de esta corteza joven con respecto a la subducida con anterioridad, msvieja y densa, di lugar a la rotura de la placa. Esta rotura gener una aperturaen la placa subducida por la que el manto astenosfrico pudo ascender calen-tando y elevando el bloque de Chorts hace entre 10 y 4 Ma.

Durante el Cuaternario las erupciones silcicas explosivas a lo largo del arcovolcnico centroamericano han sido frecuentes como muestra la abundancia decalderas de explosin. Estas erupciones han dado lugar a las extensas capasde tefra, algunas de ellas extraordinariamente recientes como las del complejovolcnico de Atitlan o el Ilopango, revisadas y unificadas por Rose et al. [1999](Figura 1.5). La del Ilopango, que tuvo lugar aproximadamente en el 260 d.C.,ha sido la ltima de gran extensin, provocando la emigracin de la poblacinMaya de el actual El Salvador hacia Guatemala, encontrndose depsitos deceniza de esta erupcin en el lago Yojoa, en Honduras, 170 km al norte del lagoIlopango [Mehringer Jr. et al., 2005].

Aunque la posicin de los centros eruptivos se ha mantenido aproximada-mente constante desde el Mioceno hasta la actualidad, las caractersticas geo-qumicas de los productos difieren. Plank et al. [2002] estudiaron la relacinBa/La y U/Th en materiales volcnicos de diferentes edades en Nicaragua, es-tas relaciones son las que mejor definen la herencia subductiva de los productos


Introduccin. 1

Figura 1.5: Corte a lo largo del arco volcnico de las edades y extensin de lastefras cuaternarias ms recientes, modificado de Rose et al. [1999]

del arco volcnico [Carr et al., 2007a]. Para la variacin de la relacin Ba/La alo largo del arco volcnico, los materiales del Mioceno y Plioceno presentan elmismo patrn que los modernos. Sin embargo, para la relacin U/Th, que secomporta de manera similar al Ba/La en las lavas modernas, en el Mioceno- Plioceno la variacin equivalente no se encuentra, mostrando una relacinU/Th baja y constante. Las caractersticas especiales de las relaciones Ba/Lay U/Th son producidas por los sedimentos subducidos, y stas han cambia-do drsticamente en el tiempo [Patino et al., 2000]. Antes del Tortoniense (10Ma) los sedimentos estaban compuestos principalmente por carbonatos, peroun cambio en la geoqumica marina del Pacfico oriental, el llamado crash delcarbonato [Lyle et al., 1995], di lugar a un cambio profundo en la sedimen-tacin marina que pas a ser de lodos hemipelgicos (arcillosos y limosos). Laconcentracin de U en estos lodos se ha incrementado en el tiempo, al menosen los ltimos 5 Ma; mientras que la alta concentracin de Ba, debida a la altaproductividad biolgica tropical, se ha mantenido aproximadamente constante[Carr et al., 2007a]. Este cambio radical en la geoqumica marina estara relacio-nado con la interrupcin del intercambio de aguas profundas entre el Atlntico



Figura 1.6: Mapa mostrando la situacin de los centros volcnicos del arco(crculos) y los campos de edificios subalcalinos trasarco (zonas sombreadas).Los cuadrados representan las principales ciudades, GU: Guatemala; SS: SanSalvador; TE: Tegucigalpa; MA: Managua; SJ: San Jos; modificado de Carr et al.[2007a]

y el Pacfico, es decir, por el cierre del istmo de Panam [Lyle et al., 1995].En la actualidad existen dos sistemas volcnicos principales: el arco volc-

nico y el vulcanismo trasarco, con procesos de generacin diferentes. El arcovolcnico activo se situa a unos 165 - 190 km de la Fosa Mesoamericana. Este ar-co est constituido por 39 centros o grupos de emisin alineados en segmentosde 100 a 300 km paralelos a la fosa (Figura 1.6). La mayor parte de los centrosestn construidos principalmente por lavas baslticas y andesticas, formandocomplejos macizos de conos, domos y calderas mltiples [Carr et al., 2007a].Los segmentos estn separados entre si por saltos diestros de 10 a 40 km, pre-sentando en ocasiones cambios tambin en su direccin [Stoiber y Carr, 1973].McBirney [1969] describi variaciones regionales en la geoqumica a lo largo delarco volcnico usando datos de elemento mayores, encontrando que la canti-dad de lcalis disminuye desde Guatemala hacia Nicaragua. Ms tarde se hanrealizado estudios de variaciones en la composicin geoqumica a partir de ele-mentos traza e istopos [Carr et al., 1990, 2007a, entre otros]. La mayor partede las variaciones encontradas a lo largo del arco se atribuyen a la subduccin,principalmente a la cantidad de sedimentos subducidos con la placa del Coco,mayor en Nicaragua y menor hacia Guatemala; pero tambin a variaciones en


Introduccin. 1

el espesor de la corteza del bloque de Chorts, siendo menor en la zona de Ni-caragua y mayor en Guatemala (ver para ms detalles el trabajo de Carr et al.[2007a]).

El vulcanismo trasarco se concentra en zonas de tectnica extensional, aso-ciadas a la extensin E-O del bloque de Chorts, siendo el mayor foco de estevulcanismo el graben de Ipala, donde ms de 100 conos han sido identificados[Bohnenberger, 1969]. Este vulcanismo es de tipo monogentico y se desarrollafuera de la influencia de la zona de Wadati-Benioff, muy alejado de la fosa, porefecto de la descompresin asociada con la extensin tectnica. Sin embargo,al menos en lo referente al graben de Ipala, si se han encontrado rasgos de in-fluencia de la subduccin, aunque en una importancia mucho menor que en elarco volcnico [Walker et al., 1995; Carr et al., 2007a], quizs debido a su relativacercana al arco. Esto lo refuerza el hecho de que en el caso de los basaltos del la-go de Yojoa, ms alejado, en el centro de Honduras, el componente subductivoparece influir poco en su geoqumica [Patino et al., 1997].

1.2. Evolucin geodinmica regional

Para la placa de Caribe tradicionalmente han sido defendidas dos evolucio-nes diferentes en los aspectos relativos a tiempos pre-Cenozoicos: un modelode tipo Pacfico, que propone un origen de la placa de Caribe situado en laregin pacfica que deriv a una posicin entre ambas Amricas [Malfait y Din-kelman, 1972; Ross y Scotese, 1988; Pindell y Barret, 1990; Montgomery et al., 1994;Iturralde-Vinent, 1998; Sinton et al., 1998; Kerr et al., 1999; Hauff et al., 2000; Kerry Tarney, 2005; Pindell et al., 2006, entre otros]; y un modelo inter-Americanoque propone la formacin de la placa de Caribe en una posicin hacia el oeste dela actual, pero situada entre las dos Amricas [Meschede y Frisch, 1998; Meschede,1998; James, 2006, 2007]. Junto a estos dos modelos ha sido aadido recientemen-te otro con caractersticas de ambos, como son un origen de la corteza ocenicaproto-Caribe en una posicin entre las dos Amricas (caracterstica de los mode-los inter-americanos) y una zona de subduccin inicial cuyo sentido cambia desubduccin hacia el este, a subduccin hacia el oeste, que evoluciona hasta darlugar al arco volcnico de las Antillas (caracterstica de los modelos de origenpacfico) [Giunta et al., 2006]. Independientemente del modelo de origen de laplaca de Caribe, la evolucin del bloque de Chorts parece estar aproximada-mente bien establecida (aunque existen opiniones contrarias a la evolucin ma-yoritariamente aceptada y aqu expuesta [Keppie y Morn-Centeno, 2005; James,2007]). Su caracterstica ms importante es su traslacin respecto a Norteamri-ca con movimiento siniestro de entre unos 300 y 1000 kilmetros (en funcin delmodelo de origen de la placa de Caribe asumido) a lo largo de la megacizallade Motagua hasta su posicin actual [Malfait y Dinkelman, 1972; Anderson y Sch-midt, 1983; Meschede y Frisch, 1998; James, 2006; Mann et al., 2007] (Figuras 1.10y 1.11). Esta magnitud mxima es similar a la inferida a partir de las diferen-cias de velocidad de movimiento de las placas de Norteamrica y Sudamrica



Figura 1.7: Mapas paleogeogrficos de la regin del mar Caribe hace 165 y 144Ma. Siglas: M, bloque de Maya; N, Nicaragua; NR, Alto Nicaragense ; C, Cuba.Tomado de Mann et al. [2007].

con respecto a la de Caribe, unos 800 - 1000 km durante el Cenozoico [Meschede,1998], pero no deja de tener ciertos aspectos controvertidos y discutibles comoexpone James [2006].

El bloque de Chorts formaba parte de la placa de Norteamrica, soldado alos diferentes bloques del sur de Mxico, incluyendo el bloque de Yucatn (tam-bin llamado anteriormente bloque Maya oriental [Anderson y Schmidt, 1983]).Esta extensa regin formaba un arco magmtico ligado a la subduccin de laplaca de Faralln bajo la Norteamericana. El actual complejo de Xolapa, quepresenta un metamorfismo de baja presin y alta temperatura, situado en el surde Mxico, representa una raz exhumada de este arco magmtico desarrolla-


Introduccin. 1

do durante el Jursico y el Cretcico (edades radiomtricas de 165 - 128 Ma;Herrmann et al. [1994])[Ortega-Gutirrez, 1981; Herrmann et al., 1994].

Fue en el Jursico Superior (165 Ma) cuando comenz la etapa de riftingde la corteza continental de Pangea (Figura 1.7, arriba). Norteamrica y Suda-mrica comenzaron a separarse formando una cuenca de direccin aproximadaENE-OSO que dara lugar a la corteza del proto-Caribe. Este rift formaba par-te de un conjunto de ellos que generaron la apertura del Ocano Atlntico al fi-nal del Jursico [Mann, 1999]. En la etapa de pre-rift las placas de Norteamricay Sudamrica se componan de al menos tres provincias tectnicas principales:un cratn pre-Grenvilliense presente en Sudamrica, un cinturn metamrficode edad Grenvilliense en la zona occidental y un cinturn metamrfico de edadpan-africana en la zona Oriental, que enlazara con el cinturn metamrfico deesta edad presente en frica [Mann, 1999].

Entre el Jursico y el Cretcico Inferior se produjo la mayor parte de la se-paracin entre las placas americanas, durante este proceso se form el Golfo deMxico y la pennsula del Yucatn migr desde la costa Norteamericana hastauna posicin cercana a la actual acompaada de cierta rotacin en sentido anti-horario [Mann, 1999], mientras que hacia el oeste la placa de Faralln subducabajo las dos amricas.

En el Jursico Superior - Cretcico Inferior (144 Ma) ya se haba formado laapertura ocenica proto-Caribe [Pindell y Dewey, 1982] y los fenmenos de rifteran comunes en sus mrgenes, incluido el margen suroeste de Mxico, del quese desprendieron parte de los terrenos de Oaxaca y Mixteca del ncleo mexi-cano para formar el bloque de Chorts [Mann et al., 2007] (Figura 1.7; abajo).Entre el Valanginiense (130 Ma) y el Aptiense (110 Ma) se produce una primerafase de subduccin debida a la convergencia entre el bloque de Chorts y Mxi-co, en la que la placa de Norteamrica subduce buzando hacia el oeste bajo elbloque de Chorts [Meschede y Frisch, 1998; Mann et al., 2007] (Figura 1.8; arriba),siendo esta subduccin responsable del vulcanismo y extensin intra-arco en elbloque de Chorts [Rogers, 2003]; o bien buzando hacia el noreste y subduciendoel bloque de Chorts bajo Norteamrica [Harlow et al., 2004; Giunta et al., 2006].

Hasta el Albiense (90 Ma) se produce una fase de colisin que consume elarco volcnico generado sobre el bloque de Chorts y que ha dejado a lo largo dela zona de falla de Motagua una sutura con presencia de serpentinitas [Harlowet al., 2004] (Figura 1.8; abajo). Esta zona colisional podra continuar hacia elnoroeste, separando de esta manera los bloques de Chorts y Guerrero del restode placa Norteamericana [Meschede y Frisch, 1998; Giunta et al., 2006]. Es en estapoca cuando finaliza la formacin del plateau ocenico del Caribe [Sintonet al., 1998], compuesto por ms de 20 km de espesor de material magmticoque abarca al menos 600.000 km2 (edad de 81 1 Ma para los basaltos msmodernos, Sigurdsson et al. [2000]), y que ha sido relacionado con el episodio dela superpluma de mediados del Cretcico [Meschede, 1998; Hauff et al., 2000].

Hacia el final del Cretcico Superior (Campaniense-Maastrichtiense; 80-70Ma) el arco de las antillas comienza su desplazamiento hacia el este (Figura 1.9;



Figura 1.8: Mapas paleogeogrficos de la regin del mar Caribe hace 120 y 90Ma. Siglas: M, bloque Maya; N, Nicaragua; NR. Alto Nicaragense; C, Cuba;G, terreno de Guerrero; T, Teloloapn; CLIP, gran provincia gnea del Caribe.Tomado de Mann et al. [2007].

arriba). En funcin del modelo de evolucin defendido puede ser la continua-cin del movimiento de la placa formada en el Pacfico hacia su posicin actualtras invertirse la vergencia de la subduccin [Ross y Scotese, 1988; Mann, 1999;Pindell et al., 2006], la continuacin de la subduccin hacia el oeste comenzadaen el Cretcico Inferior [Meschede y Frisch, 1998] o bin el comienzo del movi-miento hacia el este tras la inversin de la direccin de subduccin del arcoformado en el Cretcico Inferior en el proto-Caribe [Harlow et al., 2004; Giuntaet al., 2006]. Por otro lado, la zona colisional mejicana queda bloqueada dandolugar a una serie de episodios cabalgantes de colisin continental entre el blo-


Introduccin. 1

que de Maya y el bloque de Chorts, dando fin a la subsidencia de la cuencade proarco de Safur [Mann, 1999] y dejando afloramientos de ofiolitas a lo largode la zona de sutura [Donnelly et al., 1990; Lallemant y Gordon, 1999; Lewis et al.,2006]. Durante el Campaniense el movimiento de la placa de Faralln (en sub-duccin bajo la de Caribe) cambi de una direccin NE-SO a una direccin casiE-O [Malfait y Dinkelman, 1972; Engebretson et al., 1985] lo que produjo, probable-mente, la formacin de la megacizalla que constituye en la actualidad la zona defalla de Motagua-Polochic [Malfait y Dinkelman, 1972; Meschede y Frisch, 1998].Este cambio de direccin adems coincide probablemente con la finalizacin dela extensin entre las placas Norteamericana y Sudamericana, y el comienzo desu aproximacin relativa [Meschede, 1998].

Entre el final del Cretcico Superior y el Paleoceno (60 Ma) se genera la zonade subduccin de la placa de Faralln bajo la del Caribe, dando lugar al istmocentroamericano [Malfait y Dinkelman, 1972; Ross y Scotese, 1988; Giunta et al.,2006; Mann et al., 2007] para aquellos que defienden el origen pacfico de la placade Caribe. Para otros autores esta subduccin de Faralln bajo la del proto-Caribe, y bajo la de Caribe ms tarde, siempre ha estado presente [Meschede yFrisch, 1998; Harlow et al., 2004].

En el Eoceno (49 Ma) la migracin del arco de las antillas menores y la placade Caribe hacia el noreste termin al colisionar con la plataforma carbonatadade las Bahamas (Figura 1.9; abajo). Esta colisin transfiri el rea de Cuba dela placa de Caribe a la de Norteamrica desplazando la zona de desgarre dellmite Norteamrica - Caribe hacia el sur. La zona de falla de Motagua - Cai-mn - Oriente probablemente se gener para acomodar esta nueva direccinde movimiento hacia el este, dando lugar a la formacin de la dorsal de Cai-mn [Rosencrantz y Sclater, 1986; Rosencrantz et al., 1988], siendo la cuenca depull-apart ms larga del mundo [Mann et al., 1983]. Esta pequea dorsal que-d limitada al norte, y extendindose hacia el este, por la falla transformantede Oriente, y al sur, extendindose hacia el oeste, por la falla transformante deSwan. La continuacin en el continente de esta falla transformante es la zonade falla de Motagua-Polochic, y por tanto, desde al menos el Eoceno, el bloquede Chorts se ha movido de forma solidaria, al menos aproximadamente, con laplaca de Caribe [Malfait y Dinkelman, 1972; Ross y Scotese, 1988](aunque segn lahiptesis ms fijista de James [2006, 2007] este bloque siempre ha sido parte dela placa del Caribe). Las rocas milonticas aflorantes a lo largo de esta gran zonade cizalla en Mxico y Guatemala no dejan lugar a dudas acerca del caractersiniestro de su movimiento [Ratschbacher et al., 1991; Riller et al., 1992; Mesche-de et al., 1997]. El bloque de Chorts por tanto en esta poca fue arrancado ensu movimiento hacia el sureste del resto de placa Norteamericana, quizs trun-cando el margen activo mexicano [Meschede y Frisch, 1998] descrito por Karig etal. [1978], en la subduccin oblicua de la placa de Faralln [Mann et al., 2007].Este movimiento hacia el este fue probablemente acompaado por extensinNE-SO en el alto nicaragense al tiempo que el bloque de Chorts sufra algo derotacin [Burkart y Self , 1985].



Figura 1.9: Mapas paleogeogrficos de la regin del mar Caribe hace 72 y 49Ma. Siglas: CLIP, gran provincia gnea del Caribe; G, terreno de Guerrero; M,bloque de Maya; CT, depresin de Caimn; Y, cuenca de Yucatn; LA, AntillasMenores.Tomado de Mann et al. [2007]


Introduccin. 1

Figura 1.10: Mapas paleogeogrficos de la regin del mar Caribe hace 22 Ma yen la actualidad. Siglas: G, terreno de Guerrero; M, bloque de Maya; CT, depre-sin de Caimn; CLIP, gran provincia gnea del Caribe; LA, Antillas Menores;CB, bloque de Chorts; Co, bloque de Chorotega; CA, placa de Caribe; CP, placadel Coco. Tomado de Mann et al. [2007]


1.3. Estructura y tectnica

Durante el Oligoceno y el inicio del Mioceno (25 - 20 Ma) la placa de Farallnse rompe en dos, dando lugar a las placas del Coco al norte y Nazca al sur [Hey,1977] (Figura 1.10; arriba), puede que debido a la subduccin simultnea de laplaca de Faralln bajo Centroamerica y bajo Colombia con direcciones del surcodistintas [Wortel y Cloetingh, 1981]. Este hecho modifica el movimiento de laplaca subducente en el surco centroamericano dando lugar al rgimen tectnicoque en la actualidad domina esta zona y que ha permanecido hasta nuestrosdas con leves variaciones [Ehrenborg, 1996], con subduccin cas ortogonal a lafosa en lugar de oblicua. Esta direccin de compresin NE da lugar segn Rossy Scotese [1988] a la rotacin en sentido horario del Macizo de Chiapas.

Aproximadamente en el Tortoniense, hace unos 8 Ma segn Abratis y Wrner[2001], tiene lugar el comienzo de la subduccin de la Cordillera del Coco bajoCosta Rica y quizs pueda relacionarse con la existencia de una barrera efectivaaqu entre el Mar Caribe y el Pacfico [Beu, 2001]. Esta barrera efectiva se fue ex-tendiendo hacia al Sureste dando lugar a una alargada pennsula que terminauniendo Norteamrica y Sudamrica hace 3 Ma, en el Plioceno [Kirby y MacFad-den, 2005]. Tambin a finales del Negeno - Plioceno se desarroll la depresinde Nicaragua, junto a una migracin hacia le fosa del arco volcnico, producidotodo ello probablemente por un roll-back de la subduccin [Weinberg, 1992;Plank et al., 2002]. Durante el Mioceno Centroamrica qued incorporada a laplaca de Caribe. Desde aproximadamente el Burdigaliense (20 - 16 Ma), la pla-ca de Caribe permanece virtualmente estacionaria respecto al manto segnMller et al. [1999], o en todo caso con una velocidad de desplazamiento haciael oeste respecto al sistema de referencia internacional (ITRF) inferior a la delas placas de Norteamrica y Sudamrica [Meschede, 1998]. Esto hace que loslmites norte y sur de la placa de Caribe, en su contacto con las placas de Norte-amrica y Sudamrica, se comporten como unas grandes zonas de deformacinen desgarre [Ross y Scotese, 1988; Giunta et al., 2006]. En el bloque de Chorts seform el sistema de fallas de desgarre siniestras paralelas a la zona de suturade Motagua (Chixoy - Polochic, Motagua, Jocotn - Chamelecn) en el contactocon el bloque de Maya, soldado este ltimo a la placa de Norteamrica [Mannet al., 2007] (Figura 1.10; abajo). Adems, se forman las estructuras extensivasdel bloque, y probablemente la depresin de Honduras. Desde el Pleistocenoaproximadamente la configuracin estructural ha permanecido sin alteraciones[Weinberg, 1992], habindose desarrollado ya el arco volcnico en su posicinactual [Carr et al., 2007a].


La tectnica regional y por lo tanto las estructuras presentes en la zona, secaracterizan por la interaccin de los diferentes bloques que conforman Cen-troamrica (Figura 1.11). Como ya hemos visto el norte de Centroamrica que-da definido bsicamente por el bloque de Chorts. Este bloque est separado delbloque de Maya (o Yucatn), soldado a la placa de Norteamrica, por una zona


Introduccin. 1

de cizalla siniestra que configura el lmite norte de la placa de Caribe. Al sur-este del bloque de Chorts tenemos el istmo del sur de Centroamrica, que uneel bloque de Chorts a Sudamrica. Este istmo a su vez est formado por dosbloques de menor tamao, el de Chorotega y el de Choc [Dengo, 1985] (tam-bin conocido como bloque de Panam o microplaca de Panam [Fisher et al.,1994]). Los bloques de Maya y Chorts son reconocidos como bloques continen-tales, mientras que los de Chorotega y Choc son de origen ms incierto aunquesuele apuntarse a mayor afinidad ocenica o transicional [Dengo, 1968]. La se-paracin del bloque de Chorts del sur de Centroamrica parece darse a travesde una zona de cizalla siniestra (falla de Santa Elena o de Gatn [Berrang et al.,1989; James, 2007]) que de algn modo es continuacin del escarpe de Hess, yque ha sido definida como una sutura por algunos autores [Carr y Stoiber, 1977;Berrang et al., 1989].

Las principales estructuras del norte de Centroamrica se asocian a la inter-accin de los bloques descritos y otros menores que probablemente conformanel bloque de Chorts en su deformacin interna. As, las estructuras ms des-tacables son los lmites del bloque de Chorts con las otras placas litosfricasimplicadas en la deformacin de la zona, la Norteamericana y la del Coco. Ellmite Norteamrica - Caribe es una zona de cizalla siniestra que viene funcio-nando, como hemos visto, desde el Paleoceno, de manera que a lo largo deltiempo diferentes estructuras asociadas a este lmite han tenido mayor o me-nor importancia. En la actualidad la falla de Motagua parece ser la estructuraprincipal de este sistema en el bloque de Chorts, sin embargo otras estructurasestn clramente marcadas en el relieve, como las fallas de Chixoy - Polochic oJocotn - Chamalecn (Figura 1.11), lo que indica que su actividad en tiempo re-ciente ha sido muy importante [Burkart et al., 1987; Gordon y Muehlberger, 1994],e incluso que aun puedan ser activas, como es probablemente el caso de la deChixoy - Polochic [White, 1985]. El lmite Caribe - Coco es una subduccin de lasegunda placa bajo la primera. La velocidad de aproximacin de ambas placasest entre 70 y 90 mm/ao en funcin del punto a lo largo de la fosa Mesoameri-cana [DeMets, 2001]. La zona de Benioff definida por la sismicidad es muy clara,teniendo un buzamiento alto en la subduccin bajo el bloque de Chorts, alcan-zando la sismicidad una profundidad mxima de unos 280 km (en el captulode sismotectnica Captulo 3, pgina 89 se profundiza en las caractersticasde la zona). A pesar del alto nivel de sismicidad de la zona, y la alta velocidadde convergencia, el efecto de la subduccin en cuanto a deformaciones sobre elbloque de Chorts parece no ser muy elevado.


1.3.E

structu

ray

tectnica

-95 -90 -85

10

15

20

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Bloque de

Oaxaca

Bloque

Maya

Bloque

de Chorts

Placa del Coco

Placa de Caribe

Placa de Norteamrica

F. S

alin

a C

ruz

F. Santa Elena

F. Jalpatagua

F. Chixoy - Polochic

F. Motagua

Transf. I

sla de S

wan

F. Jocotn - Chamelecn

Z.F. Malpaso

Z.F. El Salvador

F. G

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pe

F. La Cei

baF. A

gun

G. Ipala

G. Guatemala

G. de Sula

G. Comayagua

Depresin de Nicaragua

Golfo deFonseca

Golfo

de

Tehuan

tepec

Escarp

e de H

ess

Figura 1.11: Mapa mostrando la localizacin y traza de las principales zonas y estructuras mencionadas en el texto.

20Jos

A.

lvarezG

mez

Introduccin. 1

Adems de ests dos grandes estructuras principales que ponen en con-tacto placas litosfricas diferentes, encontramos asociados a la deformacin dela zona de estudio otras estructuras de menor extensin:

Regin de pliegues y cabalgamientos de Chiapas: Al norte de la falla de Mo-tagua, en la provincia Mexicana de Chiapas y en el noroeste de Guatemala,se encuentra una regin de pliegues y cabalgamientos de edad post-Miocenaque enlazan al este con la zona de cizalla de Motagua y al oeste con la reginde desgarres siniestros de Chiapas (Figura 1.11). Estos desgarres son de edadpost-Mioncena y forman fallas que llegan a tener longitudes de ms de 100 km,siendo las ms importantes las de Tecpatn - Ocosingo, Malpaso, y Telestaqun -San Cristobal. Estas estructuras parecen estar asociadas de manera que formanun relevo compresivo y distribuyen parte de la deformacin asociada al lmiteNorteamrica - Caribe [Guzmn-Speziale y Meneses-Rocha, 2000].

Regin de grbenes del bloque de Chorts occidental: Al sur de la falla deMotagua la deformacin se caracteriza por la presencia de una serie de grbe-nes y fallas normales de direccin aproximada N-S y NNO-SSE. Estos grbenesse extienden desde el arco volcnico en Guatemala (Graben de Guatemala) has-ta la depresin de Honduras, siendo esta una guirnalda de grbenes y fallasnormales desde el graben de sula (o Ula) al norte, hasta el Golfo de Fonseca enla costa pacfica [Muehlberger, 1976] (Figura 1.11). Uno de los mayores grbenes,si no el mayor, es el de Ipala, en el extremo occidental del bloque de Chorts,que presenta en su interior un vulcanismo cuaternario muy extendido, forman-do una regin volcnica propia en el trasarco [Carr et al., 2007a]. La presenciade estos grbenes evidencia la tectnica extensiva de direccin aproximada E-Opresente en esta zona concentrada entre los grbense de Guatemala e Ipala aloeste y la depresin de Honduras al este. Esta deformacin alcanza una tasa de8 - 10 mm/ao [Guzmn-Speziale, 2001; Lyon-Caen et al., 2006].

Arco Volcnico Centroamericano: Situado aproximadamente sobre la lneade profundidad 100 km de la zona de Benioff se encuentra el Arco Volcnicode Centroamrica. Este arco se extiende desde Costa Rica paralelo a la FosaMesoamericana hasta su interseccin por la falla de Polochic al noroeste. El ar-co volcnico puede dividirse en tres segmentos con caractersticas estructuralesdiferentes, como se describir en este trabajo, aunque clsicamente sus estructu-ras principales han sido limitadas a dos: Depresin Volcnica Centroamericanay Falla de Jalpatagua.

Depresin Volcnica Centroamericana: Fu reconocida en principio enNicaragua, con una falla principal en el margen sur de la depresin formandoun semigraben [McBirney y Williams, 1965], mientras que para van Wik de Vries[1993] no existe un falla principale sino un relevo de fallas menores. A pesar



del marcado relieve negativo de la depresin, la actividad ssmica actual mue-tra eventos de desgarre en lugar de eventos normales. Esto ha llevado a variosautores a defender la existencia de un movimiento en desgarre diestro a lo largodel arco en Nicaragua [Mann et al., 1990; Weinberg, 1992], aunque la ausencia defallas principales paralelas a la fosa ha hecho que se plante la existencia de al-gn tipo de tectnica de rotacin de bloques en domin [La Femina et al., 2002].Estudios recientes de GPS han confirmado la existencia del desplazamiento ha-cia el noroeste relativo a la placa de Caribe del bloque de proarco [Turner III etal., 2007].

La presencia tan evidente de la Depresin de Nicaragua, la similitud geo-lgica entre Nicaragua y El Salvador y la existencia del Golfo de Fonseca hanhecho que la mayor parte de autores consideren que la depresin de Nicara-gua se extiende de manera ms o menos discontinua, o con menor magnitudpor El Salvador, habiendo cambiado la direccin de la estructura de NO-SE aE-O [Gordon y Muehlberger, 1994], incluso en artculos recientes [James, 2007].Sin embargo, estudios recientes muestran cmo la deformacin en El Salvadortiene lugar a favor de estructuras de desgarre diestro de direccin aproxima-da E-O [Martnez-Daz et al., 2004; Corti et al., 2005] y que no existen evidenciasde la presencia de algn tipo de graben similar al de Nicaragua. En todo ca-so podran formarse cuencas de tipo pull-apart en los relevos diestros de laestructra principal [Corti et al., 2005; lvarez-Gmez et al., 2006; Agostini et al.,2006].

Falla de Jalpatagua: Continuando las estructuras subparalelas a la fosaexistentes en El Salvador y cerca de su frontera con Guatemala se produce uncambio de direccin del arco y de las estructuras asociadas tomando una direc-cin ms NO-SE. La Zona de Falla de El Salvador [Martnez-Daz et al., 2004] esrelevada de algn modo por la falla de Jalpatagua en Guatemala, que da lugara un escarpe muy claro en la topografa [Muehlberger y Ritchie, 1975]. Esta fallapresenta evidencias de movimiento diestro [Carr, 1976] y desaparece aproxima-damente al sur del graben de Guatemala [Gordon y Muehlberger, 1994].

Falla de Guayape: Esta falla es una estructura muy continua que atraviesaHonduras de Norte a Sur, desde la costa del Caribe hasta la del Pacfico en elGolfo de Fonseca, a lo largo de ms de 300 km [Gordon y Muehlberger, 1994]. Lafalla de Guayape presenta una direccin N30E con una impronta en el relievemuy importante, controlando de manera evidente la red de drenaje [Muehlber-ger, 1976]. A pesar de la importante presencia en el relieve de esta estructura, noha tenido actividad ssmica destacable en tiempo reciente. Para Gordon y Muehl-berger [1994] la Falla de Guayape presenta un sentido de movimiento diestroprovocado por la rotacin de parte del bloque de Chorts, que da lugar a unaserie de grbenes en el lado norte de la Falla de Guayape en forma de splays y depull-aparts en relevos diestros. Este sentido de movimiento se opone al que


Introduccin. 1

parece que la form al final del Cretcico y al menos hasta el Eoceno, cuandoprobablemente actu como una zona de cizalla siniestra [Mann et al., 2007].

Fallas de desgarre intraplaca: Al este de la Depresin de Honduras aparecenuna serie de fallas de desgarre siniestro con direccin paralela al lmite Norte-amrica - Caribe en el norte de Honduras [Manton, 1987]. De stas hay tres fallasde mayor relevancia: La Ceiba, Rio Viejo y Agun [Gordon y Muehlberger, 1994].Rogers y Mann [2007] estudiaron recientemente estas estructuras con datos sub-marinos y de tierra y las describieron como fallas de deslizamiento oblicuo enun entorno transtensivo, es decir, junto con el salto siniestro visible en la redde drenaje existe un salto normal que genera la morfologa de rift del bordenorte del bloque de Chorts.

Fallas N120E: Esta familia de fallas ha sido reconocida clsicamente en el blo-que de Chorts y fueron interpretadas por Manton [1987] como desgarres de tipodiestro que han dado lugar a cuencas de pull-apart. Anderson [1987] cartogra-fi la hoja de Lepaterique (al sureste de tegucigalpa) y aunque cartografi estafamilia de fallas no encontr evidencias de salto en direccin y estaban cubier-tas puntualmente por flujos de lava cuaternarios, de manera que podran no seractivas en la actualidad. Gordon y Muehlberger [1994] encontraron fallas de estadireccin en el graben de Comayagua con estras de cabeceo 67E, evidencian-do su caracter normal con componente diestra. Para Gordon y Muehlberger [1994]estas fallas actuaron como normales durante el Mioceno y han sido relevadaspor las N-S en el cuaternario.

1.4. Modelos geodinmicos del norte deCentroamrica

El extremo noroeste de la placa de Caribe, el bloque de Chorts, experimentauna amplia variedad de regmenes de fracturacin durante el Negeno debidoa la importante influencia de sus lmites [Gordon, 1990]: el desgarre del lmiteNorteamrica - Caribe, que ha sido muy activo durante todo el Cenozoico; elrea de fracturacin normal al sur de la falla de Motagua; y la zona de deforma-cin preferente del arco volcnico, que presenta principalmente deformacin dedesgarre. A esto hay que sumarle la posible influencia de la subduccin de laplaca del Coco bajo la de Caribe, es decir, bajo el bloque de Chorts.

Desde los aos 70 se vienen proponiendo y refinando diferentes modeloscinemticos que sean capaces de explicar las estructuras, relieve y sismicidaddel bloque de Chorts. Antes, en los aos 60, diferentes trabajos regionales so-bre la geologa de Centroamrica haban arrojado luz acerca de la composiciny caractersticas del bloque de Chorts [Weyl, 1961; McBirney y Williams, 1965;Sykes y Ewing, 1965; Mills et al., 1967; Dengo, 1968; Dengo y Bohnenberger, 1969;Molnar y Sykes, 1969; Bosse et al., 1978, el ltimo es una publicacin tarda de la


1.4. Modelos geodinmicos del norte de Centroamrica

Figura 1.12: Modelo tectnico para el extremo occidental del bloque de Chortsde Malfait y Dinkelman [1972]; (Fig. 7, pag. 261): Tectonic deformation of northernCentral America as a result of increased underthrusting along the Middle AmericaTrench 10 m.y. ago. Western Honduras and Southern Guatemala were pinned againstNorth America along the Motagua fault zone by the resulting compression. Continuedeastward movement of the Caribbean plate generated east-west tension which formedthe graben system shown. Sizes of arrows reflect relative movements in pre-late andpost-late Miocene time.

cartografa geolgica de El Salvador desarrollada a finales de los 60 por la lla-mada Misin Geolgica Alemana]. En algunos de estos trabajos, sobre todoen los asociados a la sismicidad, comienza a verse la influencia del paradigmade la tectnica de placas, debido a los trabajos de Sykes y colaboradores sobreel tema [Sykes y Ewing, 1965; Sykes, 1967; Isacks et al., 1968; Molnar y Sykes, 1969;Isacks y Molnar, 1971].

El primer modelo geodinmico moderno (en cuanto a conceptos de tect-nica de placas global) para la deformacin del bloque de Chorts lo presentaronMalfait y Dinkelman [1972] en su trabajo sobre la historia y evolucin de la placade Caribe (Figura 1.12). En este modelo Malfait y Dinkelman [1972] proponen elpinzamiento del bloque de Chorts en la zona de Guatemala y Honduras debidoal incremento de la tasa de subduccin del Tortoniense (10 Ma). Al pinzarse laparte occidental del bloque y proseguir la oriental su movimiento hacia el estecon la placa de Caribe se genera extensin E-O en el trasarco dando lugar a losgrbenes de direccin N-S.

Pocos aos ms tarde, tras la ocurrencia de dos de los terremotos que cam-biaran la forma de interpretar la tectnica de Centroamrica, el de Managua en1972 y el de Guatemala en 1976, Plafker [1976] public su anlisis tectnico del


Introduccin. 1

Figura 1.13: Modelo tectnico para el extremo occidental del bloque de Chortsde Plafker [1976]; (Fig. 7, pag. 1206): Schematic diagrams showing three alterna-tive models for the present tectonics of part of Middle America. Inferred plate motiondirections and relative velocities are indicated by the open arrows; relative fault displa-cements are indicated by conventional symbols; black dots indicate major volcanoes; theshaded pattern outlines major zones of extension faults. The location of the 1972 Mana-gua, Nicaragua (a), 1973 Costa Rica (b) and 1965 San Salvador (c) earthquakes (2, 32,37) are shown in (C). See text for explanation. Los nmeros entre parntesis (2, 32,37) se corresponden con citas del propio artculo.



Figura 1.14: Modelo tectnico para el extremo occidental del bloque de Chortsde Plafker [1976] (cont.); (Fig. 8, pag. 1207): Block diagram showing the relation ofthe Motagua fault zone and the inferred zone of decoupling within the Caribbean plateto major tectonic and volcanic elements in Guatemala and contiguous countries.

terremoto de 1976 en la falla de Motagua (Figuras 1.13 y 1.14). En ste Plafker[1976] propone tres modelos diferentes para explicar la deformacin del bloquede Chorts, contemplando su modelo predilecto (Figura 1.13C) todas las carac-tersticas de los modelos que en la actualidad se siguen discutiendo. En stesuma al modelo de Malfait y Dinkelman [1972] la presencia de una zona de de-bilidad en el arco volcnico que desacopla el bloque de proarco en contacto conla placa del Coco del resto del bloque de Chorts. Adems, en su modelo, predi-ce la variacin de la cantidad de deformacin hacia el oeste, de manera que elmovimiento hacia el este del bloque va disminuyendo desde las tierras altas deNicaragua hasta el arco en Guatemala. Como consecuencia del desacople entreel bloque de proarco y el bloque de Chorts a lo largo del arco volcnico se ge-nera una zona de desgarre diestra, como muestra con un bloque diagrama 3Den su trabajo (Figura 1.14).

En la misma poca Stoiber y sobre todo Carr, siguiendo los pasos de McBir-ney [1969], analizan la relacin de la segmentacin del arco volcnico centroa-mericano con la tectnica [Stoiber y Carr, 1973; Carr, 1976; Carr y Stoiber, 1977]


Introduccin. 1

Figura 1.15: Modelo estructural para el arco volcnico de Centroamrica de Carry Stoiber [1977]; (Fig. 4, pag. 154): Structural setting of moderate-size shallow earth-quakes in Guatemala, El Salvador, and Nicaragua. Dashed lines show proposed longi-tudinal and transverse fault zones; circles mark locations of well-described destructiveearthquakes; other symbols as in Figure 1. [Stippled bars mark positions of transver-se structures; solid triangles indicate volcanoes with historic eruptions; open trianglesindicate volcanoes with solfaratic activity.]

basndose en las caractersticas geoqumicas de los volcanes, su distribucinespacial y las estructuras cartografiadas en el arco (Figura 1.15). En su modeloproponen una segmentacin del arco producida por estructuras transversalesa este de caracter siniestro que reflejan estructuras similares en la placa sub-ducente, es decir, defienden la existencia de fallas de rasgado (tear faults) en laplaca del Coco al subducir espaciadas entre 100 y 200 km. El principal proble-ma de esta hiptesis es la dificultad de comprobar la existencia de este tipo deestructuras en la placa del Coco al subducir, siendo ms frecuente la existen-cia de plegamientos en la litosfera al subducir que roturas [Burbach y Frohlich,1986]. En trabajos ms recientes Carr et al. [2007a,b] ha seguido desarrollando elconcepto de variacin geoqumica a lo largo del arco y su segmentacin.

Ya en los 80 Burkart [1983] trat de cuantificar la cantidad de deformacinasociada a los grbenes de Honduras en relacin con el movimiento de la fallade Motagua y de Polochic (Figura 1.16). En su modelo los grbenes N-S absor-ben gran parte de la deformacin asociada al movimiento relativo entre la placade Caribe y la de Norteamrica durante el Negeno, hasta aproximadamenteel 50 % de la deformacin presente en la dorsal de Caimn segn sus clculos.Adems proponen la existencia de una microplaca entre las fallas de Polochic yMotagua, en la terminacin del lmite Norteamrica - Caribe en el contacto delbloque de Chorts con el Maya. Esta microplaca de Chuacus apenas experi-mentara deformacin y se comportara como un bloque rgido. Este modelo essimilar al modelo de la Figura 1.13B, en el que no se contempla la existencia dela zona de debilidad del arco volcnico.

Un ao despus Mann y Burke [1984a] propusiseron que los rifts presentes alo largo del bloque de Chorts, con direccin aproximada N-S, se forman debidoa la curvatura del lmite Norteamrica - Caribe en el movimiento de la placa deCaribe alrededor del bloque de Maya (Yucatn). Este concepto de movimien-



Figura 1.16: Modelo tectnico para el extremo occidental del bloque de Chor-ts de Burkart [1983]; (Fig. 7, pag.265): A. Cocos, North American and Caribbeanplates prior to offset across Polochic. B. Diagrammatic representation of present pla-te configuration in northern Central America. The proposed 300 km of Neogene offsetacross Cayman trough can be accounted for across Polochic (130 km), Motagua andJocotn faults. Terrane south of Motagua extended by perhaps 170 km which was takenup across Motagua and Jocotn faults. The complexity and numbers of faults in thissystem are not indicated in diagrammatic representation. Much of this extension hastaken place across the Honduras depression. The Chuacus microplate, wedged tightlybetween major plates, shows no extension.


Introduccin. 1

Figura 1.17: Modelo tectnico para el extremo occidental del bloque de Chor-ts de Burkart y Self [1985]; (Fig. 1, pag.22): Rotation of upper crustal blocks innorthern Central America and attendant effects. Inset shows three plates and their mo-tions (open arrows). Subduction is in direction of teeth on Middle America Trench.Main diagram shows flat-bottomed, Quaternary, pumice-filled basins (black) that sug-gest continuation of Jocotn and Motagua strike-slip fault system into western Gua-temala. Morphotectonic response to counterclockwise rotation includes development ofextensional basins (shown by hachured faults) south of plate-boundary faults. G = Gua-temala graben; P = Ipala graben; I, II, III, and IV are morphotectonic zones defined intext.



Figura 1.18: Modelo del bloque de Chorts de Gordon y Muehlberger [1994]; (Fig.7, pag. 869): Schematic view of evolving plate boundary zone. The Chortis block isdeforming and is broken into smaller blocks which are rotating [Burkart and Self, 1985].Numbers refer to regions discussed in text. Our region 1 incorporates the sub blocks 1-4of Burkart and Self [1985]. We have modified their model by showing that the Guayapefault is dextral. It serves as the boundary between the rotating region and the main partof the Caribbean plate.

to rotativo es tomado por Burkart y Self [1985] (Figura 1.17), quienes refinan elmodelo de Burkart [1983], en el que la rotacin de bloques y la segmentacinconsecuente del arco volcnico, este como zona de debilidad, dominan la de-formacin del bloque de Chorts. Este modelo es muy semejante al de Plafker[1976] (Figura 1.13C), aadiendo a este como novedades el movimiento rotati-vo de subbloques y los lmites de estos en los grbenes de Guatemala, Ipala yla depresin de Honduras. Para Gordon [1990] y Gordon y Muehlberger [1994], lafalla de Guayape presenta un movimiento reciente de tipo diestro (Figura 1.18),lo que explican mediante una rotacin antihoraria de la parte central del bloquede Chorts, ajustando de esta manera el modelo de Burkart y Self [1985], quepresentaba la falla de Guayape como siniestra (Figura 1.17).

En los ltimos aos se ha tratado de cuantificar las deformaciones que tie-nen lugar en el bloque de Chorts para mejorar o constatar estos modelos. As,ha habido cuantificaciones de las deformaciones a partir del anlisis de meca-nismos focales [Guzmn-Speziale, 2001; Guzmn-Speziale et al., 2005; Cceres et al.,2005; Guzmn-Speziale y Gmez-Gonzlez, 2006] y a partir de datos de movimien-to de GPS [DeMets, 2001; Lyon-Caen et al., 2006; DeMets et al., 2007; Turner III etal., 2007] (Figuras 1.19 y 1.20). En general estos datos se ajustan bastante bien a


Introduccin. 1

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0 0

20 20

20 mm/yr

-90

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-80

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10 10

20 20

DeMets

Turner

Lyon-Caen

Marquez-Azua

Trenkamp

20 mm/yr

Figura 1.19: Vectores de movimiento referidos al sistema ITRF2000 obtenidospor GPS y publicados recientemente por Trenkamp et al. [2002]; Mrquez-Aza yDeMets [2003]; Lyon-Caen et al. [2006]; Turner III et al. [2007]; DeMets et al. [2007].

los modelos de Plafker [1976], Burkart y Self [1985] y Gordon y Muehlberger [1994],aunque la rotacin de los bloques y el movimiento diestro en la falla de Gua-yape no se haya aun confirmado con los datos de sismicidad y GPS existentes(Figura 1.20).



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DeMets

Turner

Lyon-Caen

Marquez-Azua

Trenkamp

20 mm/yr

Figura 1.20: Vectores de movimiento equivalentes a los de la Figura 1.19 refe-ridos al bloque de Maya fijo (estacin de Mrida de Mrquez-Aza y DeMets[2003]). [Trenkamp et al., 2002; Mrquez-Aza y DeMets, 2003; Lyon-Caen et al.,2006; Turner III et al., 2007; DeMets et al., 2007].


Captulo 2

Anlisis morfotectnico

El anlisis del relieve a partir de mapas, fotografas aereas, imgenes de sa-tlite, observaciones de campo o datos digitales es una herramienta bsica en elestudio desde un punto de vista tectnico de la geomorfologa. De estos diferen-tes tipos de datos, los modelos digitales de elevacin (DEM en ingls, "DigitalElevation Model"1) y los modelos digitales del terreno (DTM en ingls, "DigitalTerrain Model"2) son los que ms fcilmente se prestan a su uso en el estudiode la geomorfologa a escala regional. El gran avance en las tcnicas de compu-tacin y el aumento exponencial de los datos disponibles de manera gratuita atraves de internet han hecho de los modelos digitales la fuente de datos topo-grficos bsica para cualquier estudio relacionado con el relieve. Los modelosdigitales de elevacin permiten la visualizacin de la topografa y un anlisisde los datos de sta de manera mucho ms detallada y eficaz que con los mapasde curvas de nivel convencionales [Mayer, 2000]; sobre todo al trabajar a escalascontinentales.

En este trabajo he utilizado los datos de relieve de la misin SRTM ("ShuttleRadar Topography Mission"[NGA (National Geospatial-Intelligence Agency) y NASA(National Aeronautics and Space Administration), 2006]) en su versin 23. Estosdatos tienen una resolucin de 3 segundos de arco (unos 90 m por celda en elecuador) con errores en la vertical mximos de 16 m. Para estudiar la estruc-turacin del terreno a diferentes escalas he suavizado los datos originales a ta-maos de celda de 10 km, 5 km, 2 km, 1 km, 0.5 km y 0.3 km. De cada uno deestos modelos he obtenido mapas de pendientes y de orientacin de stas uti-lizando Surfer R [Golden Software, 2002]. Las pendientes son obtenidas a partirde la primera derivada parcial de la superficie definida en el modelo digital sin

1Un modelo digital del terreno, segn la definicin de Wood [1996] es una representacin enuna malla regular de datos de la variacin continua del relieve en el espacio. Es una discretiza-cin en intervalos regulares de un medio continuo con caractersticas fractales.

2La definicin de modelo digital del terreno incluye entro otros aquellos modelos de tipoTIN ("Triangulated Irregular Network"), que no forman necesariamente una malla regular de cel-das como en el caso de los DEM.

3Datos obtenidos gracias al CGIAR-CSI [ 2006]

33

restricciones direccionales.

P =dz

dxy=

(

z

x

)2

+

(

z

y

)2

, (2.1)

que segn la matriz espacial

ZNW ZN ZNEZW Z0 ZEZSW ZS ZSE

, (2.2)

donde Z0 es el punto en el que calculamos la pendiente P , y ZK es el dato vecinoms cercano en la direccin K, entonces

P

(

ZE ZW2x

)2

+

(

ZN ZS2y

)2

, (2.3)

lo que expresado en grados es

P arctan(

(

ZE ZW2x

)2

+

(

ZN ZS2y

)2)

. (2.4)

Esta definicin es ampliamente utilizada en la literatura [Evans, 1980; Zevenber-gen y Thorne, 1987; Skidmore, 1989; Moore et al., 1993; Wood, 1996]. La orientacinde esta pendiente (se utiliza el trmino Aspect en ingls) as mismo viene dadapor el ngulo polar a partir de las dos derivadas parciales ortogonales (en x ey):

A = arctan

((

zy

)

(

zx

)

)

, (2.5)

que expresado en coordenadas espaciales es

A = arctan 2

[

z

y,z

x

]

. (2.6)

Utilizar los modelos de 5 y 2 km de celda para definir las caractersticasmorfoestructurales a escala regional. En las Figuras 2.1 y 2.2 se muestran losmodelos digitales, orientaciones de caras y pendientes a ambas escalas. Usual-mente se realizan mapas de morfolineamientos a partir de los modelos digita-les [por ejemplo Paredes y Elorza, 1999; Johansson, 1999; Prez Lpez, 2003; Jordanet al., 2005; Garca Mayordomo, 2005] y en ocasiones tambin partiendo de losmapas de orientaciones de caras y pendientes [Jordan et al., 2005]. Los resulta-dos obtenidos suelen ser subjetivos, aunque estadsticamente representativosde la estructuracin tectnica. Como ejemplo presento dos mapas de morfo-lineamientos regionales trazados a partir de los modelos digitales, mapas deorientaciones de caras y pendientes, con pasos de celda de 5 y 2 km (Figura 2.3).


Anlisis morfotectnico. 2

-95 -90 -85 -80

10 10

15 15

20 20

0 1000 2000 3000

-95 -90 -85 -80

10 10

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20 20

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tectónica activa y geodinámica en el norte de centroamérica

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