Tectónica Activa y Geodinámica en el norte de Centroamérica

√Ālvarez G√≥mez, Jose Antonio¬†
Opción A 2010

 


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1. Resumen
2. Abstract
3. √ćndice
4. Conclusiones 


RESUMEN

 

Introducción:

Las carencias en cuanto al conocimiento existente de la neotectónica y tectónica activa del norte de Centroamérica impiden la realización de modelos tectónicos realistas para evaluaciones de riesgo sísmico, y para estudiar las implicaciones en la peligrosidad sísmica con metodologías actuales como la transferencia de esfuerzos. Para tratar de compensar estas carencias la presente tesis doctoral se consagró a investigar el sistema tectónico regional y el estado de esfuerzos y deformaciones. Hemos planteado la investigación desde un punto de vista regional con los siguientes objetivos principales: 

Obtener un marco conceptual y de conocimiento de la tectónica activa regional del norte de Centroamérica sobre el que desarrollar e integrar investigaciones más concretas. 

Caracterizar los procesos tectónicos activos en las diferentes zonas del norte de Centroamérica y prospección de su empleo e implicaciones en la peligrosidad y riesgo sísmicos.

Para obtener estos objetivos he utilizado tres herramientas principales:

Morfotectónica o Geomorfología Tectónica: Análisis del relieve como reflejo de la actividad tectónica reciente y en el periodo neotectónico. 

Sismotectónica: Análisis de la sismicidad como reflejo de los procesos tectónicos activos. 

Modelo Numérico de Elementos Finitos: Obtención por aproximación matemática de los esfuerzos y deformaciones resultado de la tectónica actual, e inferencias en la tectónica activa a partir de resultados de diferentes modelos alternativos. 

En este resumen presento una breve introducción a la zona de estudio tras la cual resumo las principales conclusiones de cada una de las metodologías.

Introducción a la geología y tectónica de la zona:

Centroamérica puede definirse geográficamente como el área terrestre y de plataforma continental que se extiende desde el istmo de Tehuantepec, en México, hacia el sureste, hasta las tierras bajas de Atrato en Colombia. Desde el punto de vista geográfico-político se compone de Guatemala, El Salvador, Honduras, Nicaragua, Costa Rica y Panamá. En lo que se refiere a estructura geológica regional, Centroamérica presenta dos partes o provincias diferentes: una parte septentrional, que se extiende desde Guatemala hasta aproximadamente la frontera Nicaragua - Costa Rica, y una meridional desde aquí hasta Colombia. Ambas presentan historias y características geológicas diferentes que justifican su estudio por separado. En este trabajo estudio la parte norte de Centroamérica, que constituye el limite Noroeste de la placa de Caribe, en su contacto con las placas de Norteamérica y del Coco.

Geol√≥gicamente el norte de Centroam√©rica corresponde a la corteza continental perteneciente a la placa del Caribe situada en el extremo noroeste de √©sta y al noroeste de las cordilleras costarricenses de Guanacaste, Central y de Talamanca en el istmo centroamericano. Est√° constituida en gran parte por el bloque de Chort√≠s, que queda limitado al norte y noroeste por el l√≠mite entre las placas norteamericana y del caribe, al sur por el arco volc√°nico y la fosa centroamericanos, y al este-noreste se extiende por el Banco de Nicaragua (o alto Nicarag√ľense, ¬ęNicaraguan Rise¬Ľ) siendo limitado por el escarpe de Hess al sureste. Este bloque es el √ļnico vestigio de corteza continental de la actual placa del Caribe, correlacionable geol√≥gicamente con la Cordillera del oeste de Norteam√©rica en M√©xico. El bloque de Chort√≠s est√° constituido por un basamento metam√≥rfico de edad incierta, cubierto por ¬†materiales mesozoicos y cenozoicos.

La tect√≥nica regional y por lo tanto las estructuras presentes en la zona, se caracterizan por la interacci√≥n de los diferentes bloques que conforman Centroam√©rica. Como ya hemos visto el norte de Centroam√©rica queda definido b√°sicamente por el bloque de Chort√≠s. Este bloque est√° separado del bloque de Maya (o Yucat√°n), soldado a la placa de Norteam√©rica, por una zona de cizalla siniestra que configura el l√≠mite norte de la placa de Caribe. Al sureste del bloque de Chort√≠s tenemos el istmo del sur de Centroam√©rica, que une el bloque de Chort√≠s a Sudam√©rica. Este istmo a su vez est√° formado por dos bloques de menor tama√Īo, el de Chorotega y el de Choc√≥ (tambi√©n conocido como bloque de Panam√° o microplaca de Panam√°). Los bloques de Maya y Chort√≠s son reconocidos como bloques continentales, mientras que los de Chorotega y Choc√≥ son de origen m√°s incierto aunque suele apuntarse a mayor afinidad oce√°nica o transicional. La separaci√≥n del bloque de Chort√≠s del sur de Centroam√©rica parece darse a trav√©s de una zona de cizalla siniestra (falla de Santa Elena o de Gat√ļn) que de alg√ļn modo es continuaci√≥n del escarpe de Hess, y que ha sido definida como una sutura por algunos autores.

El extremo noroeste de la placa de Caribe, el bloque de Chortís, experimenta una amplia variedad de regímenes de fracturación durante el Neógeno debido a la importante influencia de sus límites: el desgarre del límite Norteamérica - Caribe, que ha sido muy activo durante todo el Cenozoico; el área de fracturación normal al sur de la falla de Motagua; y la zona de deformación preferente del arco volcánico, que presenta principalmente deformación de desgarre. A esto hay que sumarle la posible influencia de la subducción de la placa del Coco bajo la de Caribe, es decir, bajo el bloque de Chortís.

Análisis Morfotectónico

El an√°lisis del relieve a partir de mapas, fotograf√≠as a√©reas, im√°genes de sat√©lite, observaciones de campo o datos digitales es una herramienta b√°sica en el estudio desde un punto de vista tect√≥nico de la geomorfolog√≠a. De estos diferentes tipos de datos, los modelos digitales de elevaci√≥n (DEM en ingl√©s, "Digital Elevation Model") y los modelos digitales del terreno (DTM en ingl√©s, "Digital Terrain Model") son los que m√°s f√°cilmente se prestan a su uso en el estudio de la geomorfolog√≠a a escala regional. En este trabajo he utilizado los datos de relieve de la misi√≥n SRTM en su versi√≥n 2. Estos datos tienen una resoluci√≥n de 3 segundos de arco (unos 90 m por celda en el ecuador) . Para estudiar la estructuraci√≥n del terreno a diferentes escalas he suavizado los datos originales a tama√Īos de celda de 10 km, 5 km, 2 km, 1 km, 0.5 km y 0.3 km. De cada uno de estos modelos he obtenido mapas de pendientes y de orientaci√≥n de √©stas.

Usualmente se realizan mapas de morfolineamientos a partir de los modelos digitales y en ocasiones también partiendo de los mapas de orientaciones de caras y pendientes. Los resultados obtenidos suelen ser subjetivos, aunque estadísticamente representativos de la estructuración tectónica. 

Para el an√°lisis regional utilizo tres herramientas principales: perfiles altim√©tricos, rosas de direcciones de pendientes y an√°lisis hipsom√©tricos; acompa√Īado de una valoraci√≥n cualitativa de las principales estructuras y rasgos a macroescala para subdividir el √°rea en bloques. Algunas de las estructuras tect√≥nicas regionales son claramente visibles y han sido utilizadas para definir los l√≠mites entre bloques diferentes, tanto por su geomorfolog√≠a, como por su historia y papel en la tect√≥nica actual. Un l√≠mite evidente es la zona de falla de Motagua-Polochic-Isla de Swan, que constituye el contacto entre las placas de Norteam√©rica y de Caribe, y es el l√≠mite occidental del bloque de Chort√≠s . Para evitar en lo posible la componente subjetiva en los resultados he desarrollado una metodolog√≠a estad√≠stica para el tratamiento directo de los datos objetivos. Para el an√°lisis detallado de las zonas utilizo, junto con la informaci√≥n desarrollada para el an√°lisis regional, mapas de redes de drenaje y rosas de direcciones de √©stas, y an√°lisis morfom√©tricos estad√≠sticos del relieve.

 

En la zona de estudio encontramos dos ambientes tectónicos claramente diferenciados: el arco volcánico centroamericano, asociado principalmente a la subducción de la placa del Coco bajo el bloque de Chortís; y el bloque de Chortís propiamente dicho, cuya tectónica puede ser entendida como la de un punto triple difuso e inestable entre las placas de Norteamérica, Caribe y Cocos. 

El arco volc√°nico puede dividirse atendiendo al an√°lisis morfotect√≥nico en tres partes principales subdivididas a su vez en dos segmentos cada una. Esta subdivisi√≥n difiere de la cl√°sica de Stoiber y Carr (1973) y Carr (1976), no s√≥lo en el tipo de segmentos y sus limites (con frecuencia coinciden o se aproximan) si no tambi√©n, y sobre todo, en el origen tect√≥nico de esta segmentaci√≥n, estando en el caso de este trabajo muy influida por la tect√≥nica del bloque de Chort√≠s, al norte del arco volc√°nico, y no s√≥lo por la zona de subducci√≥n como defend√≠an los autores mencionados. La zona del arco volc√°nico en Guatemala se extiende desde la intersecci√≥n de la falla de Polochic con el arco hasta el borde occidental del Graben de Ipala. Esta zona se subdivide al sur del Graben de Guatemala, coincidiendo con la terminaci√≥n de la falla de Motagua y el adelgazamiento de la llanura pac√≠fica de proarco. La zona del arco en El Salvador se extiende desde el sur del Graben de Ipala hasta el Golfo de Fonseca, y puede ser subdvidida de manera aproximada en una zona de meseta hacia el oeste de la cuenca del r√≠o Lempa y una depresi√≥n hacia el este. En Nicaragua el arco se extiende desde el Golfo de Fonseca hasta las cordilleras costarricenses en una depresi√≥n continua. √Čste puede dividirse en dos partes atendiendo a un salto en la posici√≥n de la l√≠nea de volcanes, coincidente con el extremo oriental del lago Managua y una serie de fallas de direcci√≥n NE-SO. La segmentaci√≥n del arco en su parte occidental, desde la falla de Polochic hasta el Golfo de Fonseca, parece depender en gran medida de la tect√≥nica del bloque de Chort√≠s, mientras que en la zona de Nicaragua esta relaci√≥n no es tan clara. Como hemos visto los l√≠mites entre segmentos del arco volc√°nico coinciden de manera aproximada con estructuras importantes del bloque de Chort√≠s, siendo menos claros los l√≠mites de las subdivisiones de los segmentos de El Salvador y Nicaragua, en la peque√Īa cuenca del Lempa y en el extremo oriental del Lago Managua respectivamente.¬†

La subdivisi√≥n del bloque de Chort√≠s en subbloques, atendiendo a criterios morfotect√≥nicos es similar a la realizada por Burkart y Self (1985) y sugerida ya por Malfait y Dinkelman (1972), y casi equivalente a las m√°s recientes de Rogers (2003) o Marshall (2007). En esta divisi√≥n se diferencian tres partes principales, occidental, central y oriental. La occidental abarca desde la Falla de Motagua hasta la Depresi√≥n de Honduras, la central desde √©sta hasta la falla de Guayape, y finalmente la oriental desde la falla de Guayape hacia el este, estando soldada a la placa de Caribe, alarg√°ndose por el alto Nicarag√ľense bajo el mar hacia Jamaica en direcci√≥n NE.

Como se ha descrito, la parte oriental no presenta una gran influencia de la tectónica actual en su relieve, quedando conformadas sus sierras como relictos erosivos de los cinturones de deformación mesozoicos. Esta zona, de bajo relieve, forma parte del bloque de corteza continental que quedó soldado a la placa de Caribe en su evolución durante el Eoceno y que en la actualidad no presenta gran deformación interna. 

La geomorfología de la parte central del bloque parece influida principalmente por tres estructuras tectónicas de importancia, por un lado la depresión de las islas Caimán, al norte, genera una serie de estructuras extensionales de dirección OSO-ENE en el borde de la plataforma continental que pasan a ser más E-O e incluso ONO-ESE hacia el interior. Aquí estas estructuras se curvan hacia el este uniéndose a la falla de Guayape. Esta falla es otra de las influencias en el relieve, marcando el límite del bloque nítidamente y uniéndose hacia el SO al Golfo de Fonseca, la tercera gran estructura con influencia en el relieve. Hacia el Golfo de Fonseca, en el sur, encontramos en esta zona una serie de estructuras extensionales que se disponen de manera aproximadamente radial, paralelas a la depresión de Honduras en el oeste y a la falla de Guayape en el este. Si interpretamos estados de deformación a partir de estos rasgos extensionales tenemos que en el extremo norte las estructuras se corresponden a un estado de extensional de dirección NNO-SSE y al sur el eje de máxima deformación se dispone paralelo al arco volcánico, de manera que en la zona central es probable encontrar un estado extensional radial. En la zona central aparecen además una serie de estructuras E-O que quizás puedan relacionarse con esta misma familia en la parte occidental del bloque, donde parecen tener componente de desgarre, aunque de actividad baja. 

Es en la zona occidental donde mayores rasgos diferentes encontramos. Por un lado est√°n las estructuras subparalelas al l√≠mite de placas de Norteam√©rica con el bloque de Chort√≠s, estructuras de desgarre como las fallas de Jocot√°n o Chamelec√≥n, que forman peque√Īas cuencas extensionales de tipo ¬ępull apart¬Ľ entre ellas. Al sur de estas fallas podemos subdividir la zona en dos partes, una norte, con estructuras de direcci√≥n principalmente NE-SO, y otra sur, cuyas estructuras presentan direcciones NO-SE. Es en la parte sur de la zona donde se encuentra la estructuraci√≥n de tipo ¬ęhorst y graben¬Ľ tan caracter√≠stica de las tierras altas del bloque de Chort√≠s. El graben de Ipala es la mayor de las estructuras extensionales de esta zona, presentando un vulcanismo bastante activo. Al oeste del graben de Ipala encontramos el graben de la ciudad de Guatemala, sin embargo, la formaci√≥n de este graben menor parece estar asociada principalmente al movimiento de la falla de Motagua, y por lo tanto formar√≠a parte de la misma familia de peque√Īas cuencas asociadas al l√≠mite de placas. Entre la parte sur y la norte encontramos un corredor de fallas de direcci√≥n E-O, que podr√≠an desplazar como un desgarre siniestro la depresi√≥n de Honduras compartiment√°ndola. El estado de deformaciones en esta zona occidental del bloque es de tipo extensional con una direcci√≥n general E-O, sin embargo, podriamos interpretar las partes norte y sur como dos dominios donde la deformaci√≥n est√° influida por las grandes estructuras de desgarre que los limitan, de manera que el elipsoide de deformaci√≥n extensional E-O es rotado en direcci√≥n horaria en la parte norte y antihoraria en la sur. La mayor tasa de deformaci√≥n E-O en la parte sur justificar√≠a la presencia del desgarre siniestro entre ambos dominios.

Análisis sismotectónico 

Podemos definir sismotect√≥nica como el ¬ęestudio de los terremotos como componente tect√≥nico¬Ľ. De manera que en este cap√≠tulo analizo la sismicidad para obtener informaci√≥n sobre la tect√≥nica regional de diferentes maneras:

Análisis de la distribución espacial de los eventos desde un punto de vista cualitativo para definir las principales estructuras tectónicas activas.

An√°lisis de los datos de mecanismos focales para caracterizar la actividad de estas estructuras principales.

Utilización de mapas de liberación de momento sísmico en función del mecanismo de generación del terremoto para analizar la influencia de los diferentes procesos de deformación tectónica activos en la zona.

Generación de mapas de orientaciones de ejes P,T y B del tensor momento sísmico (TMS) para correlacionarlos con los tensores de deformación tectónica.

Junto al an√°lisis de la sismicidad presento adem√°s un nuevo sistema de clasificaci√≥n y representaci√≥n de mecanismos focales en funci√≥n del tipo de rotura que genera cada evento basado en las inmersiones de los ejes P, T y B del mecanismo focal y el diagrama de Kaverina et al. (1996). Para la obtenci√≥n de los par√°metros caracter√≠sticos de un mecanismo focal a partir del TMS de Harvard (2008) he desarrollado un c√≥digo programado en Matlab. Este diagrama de clasificaci√≥n mejora el com√ļnmente utilizado de Frohlich y Apperson (1992) minimizando los efectos distorsionadores de la proyecci√≥n gnom√≥nica de √©ste incorporando una clasificaci√≥n m√°s detallada de los eventos s√≠smicos.

A la hora de discutir la sismicidad desde un punto de vista tectónico en un área con la presencia de una zona de subducción debe hacerse una diferenciación inicial por profundidades. Aquellos sismos cuyas profundidades sean menores de 50 - 60 km estarán relacionados con la deformación cortical sensu stricto, con la interacción de placas litosféricas; mientras que los de mayores profundidades están relacionados con la deformación intralámina de la subducción y con interacciones de tipo físico - termodinámico con el manto astenosférico .

La sismicidad superficial no relacionada con la subducción directamente está caracterizada por eventos de desgarre bastante puros que se alinean en dos zonas bien diferenciadas: el límite Norteamérica - Caribe y el Arco Volcánico Centroamericano. La primera de las alineaciones presenta eventos de desgarre siniestro con los planos nodales NE-SO como los responsables de los terremotos.                                                                                    
En el arco volc√°nico sin embargo, las direcciones de las fallas responsables de los eventos son compatibles con ambos planos nodales, habiendo sido relacionados algunos eventos con los de direcci√≥n ONO - ESE y otros, sobre todo en Nicaragua, con los NNE ‚Äď SSO; de hecho en Nicaragua parece que la √ļnica familia de planos activa es esta √ļltima, subperpendicular a la fosa de subducci√≥n. A pesar de que los eventos de desgarre puro son los m√°s frecuentes en estas zonas, tanto en el arco volc√°nico en Nicaragua, como en la zona de la transformante de la isla de Swan aparecen frecuentes eventos de desgarre con componente normal, lo que apoya la existencia de un estado de esfuerzos transtensivo tanto en el l√≠mite Norteam√©rica - Caribe como en el arco volc√°nico. La sismicidad de desgarre del arco volc√°nico tiende a ser menos frecuente hacia el NO, desapareciendo hacia la te√≥rica intersecci√≥n con la falla de Chixoy - Polochic. Esto es indicador de la menor deformaci√≥n que acomoda el arco volc√°nico hacia el oeste. Parte de la deformaci√≥n que implica el movimiento relativo de la placa de Caribe respecto a la de Norteam√©rica y al bloque de proarco es absorbida por las estructuras de tipo normal de la zona de gr√°benes del bloque de Chort√≠s, tal y como predicen los modelos cinem√°ticos de la zona.¬†

La energ√≠a liberada por los desgarres del l√≠mite Norteam√©rica- Caribe es aproximadamente 7 veces mayor que la liberada por el arco volc√°nico, esto se debe a que la tasa de deformaci√≥n del √ļltimo es mucho menor que la del l√≠mite de placas, aunque los datos de GPS no muestren una diferencia tan grande , y quiz√°s tambien a la existencia de deformaci√≥n as√≠smica (tipo creep) en el arco volc√°nico asociada al mayor flujo t√©rmico presente. Entre ambas bandas de deformaci√≥n por desgarre se encuentra la zona de gr√°benes de Honduras, cuya sismicidad est√° caracterizada por la exclusiva presencia de eventos de tipo normal muy puros con una direcci√≥n de extensi√≥n aproximadamente E-O. Esta direcci√≥n de los ejes T marca de manera aproximada la direcci√≥n de deriva de la placa de Caribe respecto a la de Norteam√©rica y no s√≥lo influye a los eventos de tipo normal del bloque de Chort√≠s, sino que ejerce una influencia notable sobre los eventos de desgarre, de manera que tanto los eventos del l√≠mite Norteam√©rica - Caribe como los del arco volc√°nico tienden a presentar ejes T de direcci√≥n aproximada E-O, sobre todo al alejarnos del punto triple difuso en torno al punto de intersecci√≥n hipot√©tica de las zonas de falla de Motagua - Polochic y del arco volc√°nico. Es hacia este punto triple donde las variaciones de direcci√≥n de los ejes P son mayores, llegando casi a situarse perpendiculares a la direcci√≥n de los ejes P en la fosa. Probablemente este cambio no obedece a una variaci√≥n en las direcciones de los esfuerzos principales, sino que se debe a la presencia de una zona de debilidad muy marcada, el arco volc√°nico, que nucl√©a y condiciona la deformaci√≥n.¬†

Continuando con la sismicidad somera, pero esta vez centrados en la zona de subducci√≥n, hemos visto c√≥mo a lo largo de la fosa Mesoamericana encontramos variaciones en su comportamiento. Tanto en el √°rea del Golfo de Tehuantepec, como frente a las costas Nicarag√ľenses, hacia la Pen√≠nsula de Nicoya, encontramos acumulaciones de eventos muy someros en la parte exterior de la subducci√≥n. El car√°cter de estos eventos es de tipo normal y deben estar relacionados con la flexi√≥n de la placa del Coco al comenzar la subducci√≥n, al igual que el resto de eventos de tipo normal que orlan la fosa hacia su parte externa. Estos eventos presentan mayoritariamente ejes T perpendiculares a la fosa, marcando incluso la curvatura de la misma en superficie, y ejes P subverticales, poniendo en evidencia el buzamiento de unos 45¬ļ hacia la fosa de los planos, predominante en este tipo de fracturaci√≥n. Otra banda de sismicidad se asocia con la fosa de subducci√≥n, en este caso son eventos de tipo inverso con direcciones de los planos paralelos a √©sta y buzamientos de subhorizontales en superficie a unos 35¬ļ a 50-60 km hacia la base de la zona sismogen√©tica, marcando el incremento de inclinaci√≥n de la placa subducente, bastante similar a lo largo de toda la fosa. La direcci√≥n de los ejes P en estos eventos se mantiene aproximadamente constante en toda la fosa, con valores de entre N195¬ļ y 225¬ļ, formando un √°ngulo de entre 10¬ļ y 20¬ļ con la direcci√≥n de convergencia de las placas del Coco y Caribe. Esta diferencia ha llevado a diversos autores a proponer la existencia de partici√≥n del deslizamiento entre la fosa y los desgarres del arco volc√°nico, aunque es quiz√°s demasiado peque√Īa para dar lugar a estas zonas de desgarre por s√≠ sola y en cualquier caso necesitar√≠a de la presencia de una zona de debilidad importante en la que nuclear la deformaci√≥n sin demasiada resistencia. A pesar de esta aparente homogeneidad en los eventos de falla inversa a lo largo de la fosa, existen dos subfamilias de eventos inversos cuyos ejes P difieren. Por un lado, hacia el Golfo de Tehuantepec y Chiapas los ejes P se disponen m√°s N-S, mientras que hacia El Salvador y Nicaragua se disponen con direcciones m√°s NE-SO. Estas diferencias deben estar relacionadas con variaciones en la direcci√≥n de convergencia entre la placa del Coco y las placas de Norteam√©rica y Caribe. El cambio de tendencia se sit√ļa aproximadamente frente a las costas de Guatemala, en el √°rea en que se podr√≠a situar un hipot√©tico punto triple.¬†

En la interacci√≥n entre las placas subducente y obducente el tipo de mecanismo de deformaci√≥n imperante es el de tipo inverso y es un reflejo del acoplamiento de ambas placas. Cuanto menor sea el acoplamiento, la cantidad de deformaci√≥n as√≠smica ser√° mayor y por lo tanto la cantidad de terremotos ser√° menor, el razonamiento inverso es igual de v√°lido, a mayor acoplamiento mayor cantidad de eventos. La subducci√≥n de la placa del Coco bajo la del Caribe se caracteriza por tener un nivel de acoplamiento bajo que queda reflejado en una liberaci√≥n de momento s√≠smico menor de la esperable para las velocidades de las placas implicadas y una deformaci√≥n de la placa superior tambi√©n menor . A pesar de contar con tan s√≥lo 30 a√Īos de cat√°logo de mecanismos focales se pueden extraer algunas conclusiones acerca de las caracter√≠sticas del acoplamiento a lo largo de la fosa Mesoamericana. Teniendo en consideraci√≥n la cantidad de momento s√≠smico liberado en forma de eventos de tipo inverso, podemos decir que la subducci√≥n en la zona de Guatemala estar√° m√°s acoplada que en el resto de la fosa. Tambi√©n hacia el extremo oriental de la fosa en Nicaragua parece haber mayor cantidad de liberaci√≥n de momento s√≠smico de tipo inverso, coincidiendo con un cambio en el patr√≥n de la corteza oce√°nica y en su edad. De manera inversa, la zona con menor liberaci√≥n de energ√≠a por falla inversa se sit√ļa frente a las costas de El Salvador y el Golfo de Fonseca, donde adem√°s la liberaci√≥n de energ√≠a en forma de fallas normales parece mayor. Si aceptamos que en esta zona el acoplamiento de las placas es muy bajo, entonces la resistencia del contacto ser√° baja, y por lo tanto la oposici√≥n a las fuerzas de tracci√≥n de la placa subducente. Esto provocar√° que los esfuerzos de flexura en esta zona act√ļen con mayor intensidad provocando una mayor liberaci√≥n de momento s√≠smico de tipo normal.¬†

En torno a los 50 - 60 km se encuentra la transici√≥n entre la zona sismogen√©tica del contacto entre placas y el contacto placa subducente manto astenosf√©rico. Este l√≠mite lo suele marcar la temperatura de 350 - 400¬ļ C, a partir de los 450¬ļ C la deformaci√≥n interplaca pasa a ser d√ļctil, teniendo √ļnicamente lugar eventos intral√°mina al mantener √©sta una menor temperatura que el entorno mant√©lico. Por debajo de este l√≠mite hay una disminuci√≥n muy importante del n√ļmero de eventos de tipo inverso, predominando los eventos de tipo normal por deformaci√≥n intral√°mina. Estos √ļltimos comienzan a cobrar importancia a partir de los 40 km y se mantienen en una proporci√≥n importante hasta los 80 km. Esta sismicidad intral√°mina est√° provocada en parte por la deshidrataci√≥n de la corteza oce√°nica al subducir, reactivando algunos de estos eventos las fallas de tipo normal generadas en la flexi√≥n de la placa al subducir, que con la nueva inclinaci√≥n pasan a tener buzamientos subverticales. Por debajo de esta profundidad los eventos, normales o inversos a mayor profundidad, se caracterizan por presentar unos ejes T alargados a favor de la placa subducente, generando unos planos nodales en el TMS verticales o subhorizontales; el tensor de deformaci√≥n indicar√≠a una extensi√≥n predominante en la direcci√≥n de la placa subducente en estos eventos intermedios, coincidiendo con lo observado en otras zonas de subducci√≥n. Esta extensi√≥n uniaxial la marcan tanto la inmersi√≥n de los ejes T como la perpendicular a esta de los ejes P. La orientaci√≥n de los ejes P perpendiculares a la placa, subperpendiculares a profundidades por encima de 120 km, puede marcar una direcci√≥n de esfuerzos debidos a las fuerzas de anclaje del manto en oposici√≥n al movimiento de la placa subducente.

Entre 40 y 100 km de profundidad aparecen una serie de eventos de desgarre que presentan uno de los ejes principales paralelos a la direcci√≥n de la subducci√≥n. Hacia el golfo de Tehuantepec predominan eventos en los que el eje T se sit√ļa paralelo a la subducci√≥n, al igual que en El Salvador y Golfo de Fonseca. En la zona de Guatemala - Chiapas aparecen eventos con el eje T paralelo hacia el sur y eventos con el eje P paralelo hacia el norte. Atendiendo a las caracter√≠sticas de los planos, los eventos con el eje T paralelo a la subducci√≥n presentan planos subparalelos a la subducci√≥n diestros y perpendiculares siniestros, mientras que los que presentan el eje P paralelo tienen planos diestros perpendiculares a la placa litosf√©rica y siniestros paralelos. Al aparecer a profundidades intermedias estos eventos, hay que descartar una posible influencia en esta deformaci√≥n del proceso colisional superficial. Los esfuerzos responsables de estos eventos deben ser diferentes a los de la tracci√≥n de la placa, ya que estos generan los eventos con el eje T perpendiculares a la subducci√≥n como se ha descrito m√°s arriba. Esta subducci√≥n presenta peque√Īas variaciones a lo largo de la fosa en cuanto a la sismicidad generada y tambi√©n en su geometr√≠a, llegando a plegarse en la zona del Golfo de Tehuantepec y hacia el l√≠mite Nicaragua - Costa Rica. Este tipo de plegamientos litosf√©ricos han sido descritos en otras zonas de subducci√≥n como generadores de eventos intral√°mina de tipo desgarre y son comunes a todas las subducciones. Este plegamiento genera esfuerzos de flexi√≥n en la litosfera subducida, de manera que en las partes internas de los pliegues se generan esfuerzos compresivos y en las externas distensivos, al estar la placa buzando hacia el norte estos eventos en lugar de tener car√°cter normal o inverso, como se esperar√≠a en los pliegues litosf√©ricos continentales, tienen car√°cter de desgarre con componente normal o inverso o bien, con un menor buzamiento de la placa, como ocurre hacia la zona de Oaxaca, normales o inversas con componente de desgarre.

T√≠picamente se defiende la relaci√≥n existente entre la edad de la placa subducente y las caracter√≠sticas generales de la subducci√≥n. As√≠, placas litosf√©ricas viejas, con corteza fr√≠a y densa tender√°n a subducir con √°ngulos altos y dar√°n lugar a una tect√≥nica extensiva trasarco con ausencia de grandes terremotos interplaca; mientras que las placas j√≥venes, con litosferas menos densas y m√°s finas, tender√°n a flotar y por tanto a dar lugar a subducciones de bajo √°ngulo con un alto grado de acoplamiento, tect√≥nica muy compresiva y con grandes terremotos interplaca. Sin embargo, esta relaci√≥n no es la que aparece en la subducci√≥n centroamericana, ya que una corteza joven, <25 Ma, subduce con un alto √°ngulo bajo la placa de Caribe y con un grado de acoplamiento bajo. En M√©xico, como hemos visto, la subducci√≥n presenta un √°ngulo m√°s bajo en la zona de Oaxaca, pero este √°ngulo aumenta hacia el oeste, hacia Jalisco, donde la placa subducente es m√°s joven, de manera que tampoco en la subducci√≥n mexicana observamos la relaci√≥n mencionada. En los √ļltimos a√Īos sin embargo, las conclusiones de diversos estudios apuntan hacia una mayor importancia de los movimientos relativos de los bloques implicados en la subducci√≥n que de la edad de la placa subducente, o en cualquier caso a la inexistencia de una relaci√≥n simple global debido a la cantidad de factores implicados en el proceso de subducci√≥n¬†

De manera general parece que las zonas de subducción que presentan alto grado de acoplamiento son aquellas cuyas placas suprayacentes se encuentran en acercamiento a la fosa, mientras que las zonas de subducción con bajo acoplamiento son aquellas en las que existe una apertura trasarco y por tanto la placa suprayacente se aleja de la fosa. En el caso de la fosa Mesoamericana, la extensión trasarco aparece fundamentalmente en la zona occidental del bloque de Chortís, en el trasarco de la parte sureste de Guatemala y en El Salvador, hasta el Golfo de Fonseca. La dirección de extensión, en lugar de ser perpendicular a la fosa, lo que daría lugar a un típico graben paralelo a la fosa, es subparalela, de manera que genera grábenes de dirección N-S, debido al movimiento hacia el este del bloque de Chortís relativo al bloque de proarco y a la fosa. Esta extensión trasarco no aparece en la zona de Guatemala - Chiapas, donde en lugar de extensión aparece una zona de relieve muy elevado, y en la zona norte de Chiapas un cinturón de pliegues y cabalgamientos que presenta eventos de tipo inverso. Siguiendo hacie el NO, en la subducción en la zona de Oaxaca, la placa superior, la Norteamericana, cabalga sobre la placa del Coco produciendo una subducción de bajo ángulo y acoplamiento alto. La diferencia entre ambas partes de la subducción viene determinada por las diferencias de movimiento de las placas obducentes.

Tanto en El Salvador como en Nicaragua, parece existir un alejamiento de la placa suprayacente de la fosa, aunque este es muy leve debido a la alta oblicuidad del movimiento del bloque de Chortís respecto al bloque de proarco. En la zona de Guatemala este alejamiento deja de existir y parece que podría haber cierto acercamiento de la placa suprayacente, en este caso la placa Norteamericana, hacia la fosa. En la zona de subducción Mesoamericana tendriamos la zona de Guatemala con un mayor acoplamiento, y por tanto más generación de eventos de tipo inverso y capacidad de generar mayores terremotos, y la zona de El Salvador con menor acoplamiento. En Nicaragua parece existir un acoplamiento bajo, aunque hacia el sureste, hacia la península de Nicoya las características de la placa subducente varían y pueden influir en el cambio de sismicidad descrito. Es decir, en la zona de Guatemala tendríamos una subducción levemente compresiva, mientras que en El Salvador y en Nicaragua sería levemente extensiva. Esta variación del caracter a lo largo de una fosa ya ha sido descrito en otras subducciones en el mundo, encontrando una relación directa con las tasas de acercamiento o alejamiento de las placas implicadas en la subducción. Estas variaciones a lo largo de las fosas frecuentemente no son tenidas en consideración en los estudios globales, de manera que la fosa Mesoamericana suele ser considerada como un todo desde Jalisco hasta Costa Rica, con suerte se hacen subdivisiones básicas con dos zonas, México y Centroamérica, y en los mejores casos, la zona centroamericana es dividida, separando la subducción de Costa Rica del resto. Aun así, la diferencia de subducción entre las zonas de Guatemala - Chiapas y El Salvador - Nicaragua no suele ser tenida en cuenta, a pesar de las evidentes diferencias en sismicidad, geomorfología y tectónica .

Modelo de elementos finitos de estado de esfuerzos y deformación litosférica del norte de Centroamérica 

El modelo num√©rico que presentamos se basa en los modelos tect√≥nicos discutidos, se trata de estudiar las interacciones mec√°nicas, la deformaci√≥n y el esfuerzo de tres bloques tect√≥nicos principales. Estos bloques representan la placa litosf√©rica norteamericana, el bloque de Chort√≠s (placa litosf√©rica del Caribe) y el bloque de proarco de la fosa mesoamericana. Los l√≠mites entre estos bloques son: la zona de falla de Motagua-Polochic-Isla de Swan entre el bloque de Chort√≠s y la placa de Norteam√©rica y la zona de debilidad del arco volc√°nico Centroamericano entre el bloque de Chort√≠s y el bloque de proarco. El modelo se compone de 20238 elementos triangulares de membrana (¬ęthin-shell¬Ľ) con comportamiento el√°stico que comprenden 10432 nodos. Las fuerzas aplicadas en los bordes han sido parametrizadas a partir los vectores de movimiento obtenidos por GPS y modelados de manera regional ¬†por DeMets (2001). Las fuerzas aplicadas han sido las de la interacci√≥n entre placas en la subducci√≥n y la proporcional a la deriva relativa de la placa de Caribe con respecto a Norteam√©rica, que ha sido la placa tomada como fija. He variado la magnitud de estas fuerzas y el grado de debilidad del arco volc√°nico para obtener un estado de esfuerzos y deformaciones compatible con las observaciones geol√≥gicas y geof√≠sicas; y partiendo de este equilibrio de fuerzas obtenido analizar las implicaciones sobre la tect√≥nica y la geodin√°mica. En total he realizado 18 modelos diferentes de los cuales he obtenido perfiles de deformaci√≥n vertical, mecanismos focales sint√©ticos, mapas de regimen tect√≥nico y mapas de ejes del tensor de deformaci√≥n siendo siempre uno de los tres ejes vertical.

La realización de este modelo de elementos finitos nos ha permitido llegar a algunas conclusiones de importancia para la interpretación de la tectónica regional: 

El estado de esfuerzos presente en la zona de grábenes del bloque de Chortís es resultado de la combinación de tres factores principales: La dirección de movimiento de la parte oriental del bloque de Chortís hacia el este-noreste, la geometría de la zona de falla de Motagua-Polochic-Isla de Swan y un grado de acoplamiento de la subducción medio o bajo. 

El estado de esfuerzos del arco volcánico depende directamente de la fuerza de tensión debida al movimiento del bloque de Chortís y de la presencia de una zona de debilidad que nuclée la deformación. Además un grado bajo de acoplamiento de la subducción, con o sin partición de la deformación, hace que los resultados se ajusten mejor a los datos de control, existiendo cierto equilibrio entre las fuerzas de subducción y de tensión. 

Es necesaria la zona de debilidad del arco volcánico para lograr unos resultados comparables a la realidad. Esta debilidad no debe ser mayor que un orden de magnitud en relación con los materiales del entorno. 

La presencia de una elevación topográfica en el arco volcánico guatemalteco puede deberse a las características geométricas de los límites de placas en esta zona. Las fuerzas compresivas de la subducción empujan el bloque de proarco en Guatemala contra la placa norteamericana de manera que este bloque queda pinzado y experimenta un levantamiento relativo. 

Desde un punto de vista tectónico, la zona de subducción mesoamericana debe presentar un grado de acoplamiento bajo, con una transmisión de esfuerzos baja a la placa suprayacente. Esto puede deberse a la geometría de la placa en subducción y/o al movimiento relativo entre ambas placas. El hecho de que exista este bajo grado de acoplamiento no debe confundirse con la necesidad de existencia de partición de la deformación para lograr en el arco volcánico la deformación observada. En los resultados hemos observado que el factor determinante es el bajo grado de acoplamiento para evitar la transmisión excesiva de fuerzas compresivas normales a la fosa, independientemente de la existencia de partición de la deformación. Si esta existe, el movimiento paralelo a la fosa del bloque de proarco debe ocurrir a favor de estructuras heredadas y generadas principalmente por el movimiento relativo del bloque de Chortís hacia el este. 

La presencia de las fuerzas tensionales debidas al movimiento del bloque de Chortís implica la existencia de deformación interna de este bloque en su extremo occidental. Hemos visto como esto es debido al pinzamiento y bloqueo que sufre el bloque de Chortís en la zona de Guatemala.

Como evidencian los datos s√≠smicos, el r√©gimen tect√≥nico en el arco volc√°nico es de desgarre, con componentes inversas algo m√°s importantes en la zona de Guatemala seg√ļn nuestro resultados. La orientaci√≥n del elipsoide de deformaci√≥n y su magnitud depende del equilibrio entre las fuerzas compresivas de la subducci√≥n y las tensionales del bloque de Chort√≠s.

La existencia de la depresión central de Honduras, como un corredor de deformación de fallas normales entre el Golfo de Fonseca y el graben de Sula, es una consecuencia de la geometría de las zonas de desgarre que limitan el bloque de Chortís y la existencia de los esfuerzos tensionales. El hecho de que exista esta zona de mayor deformación puede generar la compartimentación en subbloques del bloque de Chortís y el que el estado de esfuerzos en la zona de Nicaragua difiera sensiblemente del presente en la zona de El Salvador al configurarse en un bloque distinto.

Recapitulación de las conclusiones principales:

El estado de deformaciones y esfuerzos del norte de Centroam√©rica es debido principalmente al desplazamiento relativo de la placa de Caribe respecto a la de Norteam√©rica; no existiendo la partici√≥n de la deformac√≥n, o ‚Äústrain partitioning‚ÄĚ en la subducci√≥n necesariamente. El movimiento relativo del bloque de proarco se debe a que este es ‚Äúpinzado‚ÄĚ en la zona de Guatemala siendo soldado a Norteam√©rica y movi√©ndose solidariamente con esta. Este pinzamiento es debido al movimiento de la placa de Norteam√©rica hacia la fosa de subducci√≥n; dando lugar, adem√°s a un mayor acoplamiento.

El alejamiento del bloque de Chortís de la fosa de subducción da lugar al regimen transtensivo en el arco volcánico en El Salvador y Nicaragua, produciendo además el bajo grado de acoplamiento de la subducción. Las diferencias de acoplamiento a lo largo de la subducción se relacionan con el movimiento de las placas superiores (Caribe y Norteamérica), que podrían ser responsables de la morfología ondulada de la fosa de subducción y del plegamiento en profundidad de la lámina subducida.

La segmentación del arco volcánico se debe en gran medida a las estructuras tectónicas del bloque de Chortís, que a su vez, dividen este bloque. Las más importantes de estas estructuras son la depresión de Honduras y el graben de Ipala, que al absorber parte de la deformación del desplazamiento relativo de la placa de Caribe respecto a Norteamérica provocan en el arco volcánico un gradiente también en la velocidad de deformación disminuyendo hacia occidente, lo que se traduce en un gradiente de la tasa sísmica en el arco volcánico.

  



ABSTRACT

Geologically the north of Central America is a continental block partially welded to the Caribbean Plate. This block is called the Chortís block, being the north-western edge of the Caribbean plate. This block is in contact with two lithospheric plates, the Northe American plate and the Cocos plate. The boundary of the former is the Polochic - Motagua - Swan Island transform, while the boundary of the latter is the Middle America Trench, where the Cocos plate subducts under the Caribbean plate. The interaction between these plates is resolved in this area as a diffuse triple joint, where the strain is absorbed by means of extensional structures to the South of the North America - Caribbean limit, and by compressional structures to the north.
 
In this work I have used three different methodologies to tackle the study of the active tectonics and the geodynamics of this complex area: Morphotectonics, seismotectonics and finite element numerical modelling. The different spatial and temporal approach of these methodologies allowed me to study the Chortis block active tectonics at regional scale with different temporal windows. The geomorphology shows the effect of the tectonics of the last million of years while the seismicity shows the tectonic activity of the last decades.
 
The morphotectonics is devoted mainly to the quantitative study of the relief, with the analysis of the hypsometry, morphometry and slope gradient and orientation. Altimetry profiles longitudinal and transverse to the volcanic arc have been done too in order to analyze the influence of the subduction on its relief. The seismotectonic study is based in the spatial analysis of the seismic event distribution as well as in the detailled study of the focal mechanisms characteristics. A new classification method and diagram of focal mechanisms have been developed as funtion of the seismic moment tensor main axes plunges in an equal area spherical octant projection. The numerical model have been developed with finite element method. The modelled stress and strain distribution have been studied to obtain constraints on the tectonic forces acting on the Chortís block.
 
The main conclusions regarding the active tectonics and geodynamics of the studied area are:
 
The stress and strain in the north of Central America are mainly result of the relative displacement between the Caribbean plate and the North American plate. The strain partitioning in the subduction is not necesary to obtain the observed stress and strain states. The relative motion of the forearc sliver is a consequence of its pinning in the area of Guatemala, being virtually welded to the North American plate and sharing its motion towards the west. This pinning is caused by the North American plate motion towards the Middle America Trench, promoting also the coupling of the subduction interface offshore Guatemala.
 
The motion of the Chortís block away from the trench leads to the transtensive tectonic regime in the volcanic arc in El Salvador and Nicaragua, producing too the low coupling of the subduction interface in these areas. The differences in the coupling along the subduction interface of the Middle America Trench are related to the motion of the upper plates (North American and Caribbean), that could be also responsible of the undulated morphology of the trench and maybe of the folding of the subducted slab.
 
The segmentation of the volcanic arc is greatly influenced by the tectonic structures of the inner Chortís block, which also divide it. The most relevant structures in the emerged Chortis block are the Honduras depression and the Ipala graben. These structures absorb great part of the strain of the relative displacement between the plates as part of the diffuse triple joint. The ammount of strain in the arc is then gradually decreased from Nicaragua to Guatemala, which implies a gradient too in the seismic rate in the volcanic arc.
 


√ćNDICE

1 Introducción                                                               
    1.1. Estratigrafía y vulcanismo                                          
    1.2. Evolución geodinámica regional                                      
    1.3. Estructura y tectónica                                                 
    1.4. Modelos geodinámicos del norte de Centroamérica                     
2 Análisis morfotectónico                                                      
    2.1. Análisis general                                                    
        Subdivisión en bloques del área de estudio                           
            Perfiles altimétricos                                             
        Rosas de direcciones de pendientes                                  
        Hipsometría                                                            
    2.2. Análisis en detalle de las zonas geomorfológicas                 
        Zonas del arco volcánico                                           
            Arco volcánico en Guatemala                                   
            Arco volcánico en El Salvador                              
            Arco volcánico en Nicaragua                                 
        Zonas del bloque de Chortís                                       
            Zona Occidental del bloque de Chortís                       
            Zona Central del bloque de Chortís                               
            Zona Oriental del bloque de Chortís                             
    2.3. Discusión y conclusiones del análisis morfotectónico                
3 Análisis sismotectónico                                                     
    3.1. Introducción                                                         
    3.2. Sistema de clasificación y representación de mecanismos focales      
        Diagrama de clasificación de mecanismos focales                         
    3.3. Análisis de la distribución epicentral                               
    3.4. Geometría de la zona de Wadati-Benioff                               
    3.5. Mecanismos focales                                                     
        Mecanismos focales entre 0 y 20 km de profundidad                     
        Mecanismos focales entre 20 y 50 km de profundidad                    
        Mecanismos focales entre 50 y 120 km de profundidad                    
        Mecanismos focales por debajo de los 120 km de profundidad           
    3.6. Liberación de momento sísmico                                       
        Liberación de momento sísmico entre 0 y 20 km de profundidad           
        Liberación de momento sísmico entre 20 y 50 km de profundidad          
        Liberación de momento sísmico entre 50 y 120 km de profundidad         
        Liberación de momento sísmico por debajo de los 120 km de profundidad  
    3.7. Orientación de los ejes principales del Tensor Momento Sísmico         
        Ejes T                                                             
        Ejes P                                                            
        Ejes B                                                            
        Variaciones de los ejes con la profundidad         
    3.8. Discusión y conclusiones del análisis sismotectónico                
        Modelo de elementos finitos del estado de esfuerzos y deformación
            litosférica del norte de Centroamérica                           
    4.1. Introducción al modelado por el método de los elementos finitos    
    4.2. Configuración del modelo y restricciones iniciales                 
        Fuerzas asociadas a la subducción de la placa del Coco bajo la del
        Caribe                                                                 
        Fuerzas asociadas al desplazamiento de la placa de Caribe 
        La zona de Falla de Motagua-Polochic-Isla de Swan como una
            dislocación con deslizamiento libre                                
        El arco volcánico centroamericano como una zona de debilidad
            litosférica                                                       
    4.3. Ejecución de los experimentos y presentación de resultados             
    4.4. Discusión de los resultados e implicaciones en la tectónica regional   
        Mecanismos focales sintéticos                                          
            Mecanismo focal del bloque de Chortís                              
            Mecanismo focal del arco volcánico en El Salvador                   
            Mecanismo focal del arco volcánico en Nicaragua                    
         Perfiles de deformación vertical                                      
            Síntesis y análisis de los perfiles                                
        Mapas de factor de forma de esfuerzos y cruces de deformación         
            Influencia de la variación del equilibrio de fuerzas
                (Modelos A,B,C y D)                                           
            Influencia de la variación del grado de debilidad del arco
                volcánico (Modelos M)                                        
            Influencia de la variación del grado de acoplamiento de la
                zona de subducción (Modelos T)                                 
            Comparación de los resultados                                       
        Conclusiones e implicaciones en la tectónica regional del modelado
            numérico                                                            
5 Conclusiones finales                                                         
    5.1. Arco Volcánico Centroamericano                                        
    5.2. Bloque de Chortís                                                      
    5.3. Subducción de la placa del Coco bajo el norte de Centroamérica       
A Código de obtención de parámetros de mecanismos focales a partir
    de Tensores de Momento Sísmico                                            
Bibliografía                                                                  
 
 
 

CONCLUSIONES

Una vez discutidas las implicaciones, y obtenidas conclusiones parciales, en cada uno de los capítulos correspondientes a diferentes metodologías; en este capítulo hago una sístesis de las conclusiones más destacables y sus implicaciones en la tectónica de la zona. Así, las discusiones en torno a diferentes interpretaciones o incertidumbres han sido obviadas, y lo que aquí aparece es la destilación final de todo el proceso de discusión y análisis científico; estando plasmadas casi exclusivamente las conclusiones propias obtenidas en esta tesis.
 
El norte de Centroamérica puede dividirse en dos zonas cuyas condiciones tectónicas son diferentes: por un lado el Arco Volcánico Centroamericano y por otro el Bloque de Chortís sensu stricto. La primera muestra una deformación dependiente tanto de la deriva de la placa de Caribe, a la que la parte oriental del Bloque de Chortís está soldado, como de la zona de subducción; mientras que el Bloque de Chortís se deforma principalmente como efecto de la deriva de placa de Caribe con respecto a la de Norteamérica y la geometría de los límites del bloque al noroeste y suroeste. De este modo, las deformaciones observadas se enmarcan dentro de un sistema de punto triple difuso entre las placas de Norteamérica, Caribe y del Coco. Ejerciendo influencia sobre esta zona, además de la deriva de la placa de Caribe tenemos la subducción de la placa del Coco, cuyas características he analizado desde el punto de vista de la sismicidad y que también a continuación se resumen.
 
5.1. Arco Volc√°nico Centroamericano
 
El arco volcánico puede dividirse de manera básica en tres segmentos, atendiendo a su geomorfología y características de su sismicidad. Estos segmentos son: Guatemala, El Salvador y Nicaragua, siendo sus límites cláramente identificables.
 
El segmento guatemalteco del arco se extiende desde su intersecci√≥n al NO con la falla de Polochic hasta el borde occidental del graben de Ipala, el segmento salvadore√Īo desde este graben hasta el Golfo de Fonseca y el nicarag√ľense desde aqu√≠ hasta las sierras costarricenses. Estos segmentos pueden subdividirse a su vez en dos partes cada uno, pero atendiendo b√°sicamente a las caracter√≠sticas del relieve, lo que puede ser debido a que los procesos que los diferencian no son tan evidentes s√≠smicamente como para poder ser interpretados a partir de un cat√°logo s√≠smico tan limitado en el tiempo. Sin embargo, estas divisiones propuestas en el Cap√≠tulo 2 si pueden relacionarse con estructuras de tipo tect√≥nico, y coinciden en general con las propuestas por Carr en diferentes trabajos [Stoiber y Carr, 1973; Carr, 1976; Carr y Stoiber, 1977; Carr et al., 2007a], con excepci√≥n de la subdivisi√≥n en El Salvador, la menos evidente quiz√°s de todas.
 
El arco en Guatemala se divide en dos partes al sur del graben de Guatemala, coincidiendo de manera aproximada con la desaparición de la falla de Jalpatagua en el arco volcánico y la de Motagua al norte [Muehlberger y Ritchie, 1975; Langer y Bollinger, 1979; Burkart, 1983; Cameron et al., 2002]. En El Salvador la división es más confusa, pero parece haber una segmentación del arco con variaciones en la posición de los edificios volcánicos y en la traza de la Zona de Falla de El Salvador [Martínez-Díaz et al., 2004] a la altura del graben del Lempa [Corti et al., 2005], además de diferencias hipsométricas. El arco en Nicaragua se subdivide en dos a la altura del Lago Managua, donde existe un salto evidente en la alineación volcánica y se corresponde con la zona de las fallas de Cofradía, Tiscapa y el aeropuerto [Brown et al., 1973; Langer et al., 1974; Cowan et al., 2002; La Femina et al., 2002]. Como se desprende de esta segmentación, parece que el arco volcánico desde su extremo noroccidental hasta al Golfo de Fonseca está muy influido por la tectónica del Bloque de Chortís, mientras que en la zona de Nicaragua esta influencia no es tan clara y la subdivisión del arco podría estar más relacionada con procesos de la subducción.
 
Independientemente de la influencia mayor o menor de la subducción o el bloque de Chortís, el arco volcánico presenta una sismicidad con desgarres bastante puros en toda su extensión, aunque la frecuencia de los eventos disminuye hacia el NO, siendo esta actividad baja en la zona mas occidental del arco en Guatemala y desapareciendo en la intersección de la falla de Polochic con el arco. En esta zona occidental del arco la cantidad de deformación absorbida es bastante menor que en El Salvador y Nicaragua, presentando en éstas zonas orientales además los eventos cierta componente normal.
 
Los rasgos s√≠smicos y geomorfol√≥gicos se ajustan bien al modelo de esfuerzos que he obtenido por m√©todos num√©ricos, que predice un estado de efuerzos transtensivo en los arcos salvadore√Īo y nicarag√ľense, mientras que en Guatemala lo predice transpresivo. Adem√°s, la menor deformaci√≥n acomodada en la parte occidental del arco se explica por la presencia de las estructuras extensionales del bloque de Chort√≠s, que absorben gran parte del movimiento relativo de las placas de Caribe y Norteam√©rica.
 
Desde el punto de vista reológico el arco volcánico supone una importante zona de debilidad que nuclea la deformación debida al movimiento relativo entre el bloque de proarco y el bloque de Chortís. Esto influye tanto en la ocurrencia de mayor cantidad de eventos sísmicos en el arco que en el entorno, como en la orientación del eje de deformación. Al tener lugar la deformación a favor de una debilidad preexistente el tensor de deformación no mantiene la misma orientación que el de esfuerzos, y por eso aparece rotado en el arco volcánico, aunque no habría que descartar la existencia de un tensor de esfuerzos levemente diferente debido a la influencia de la deriva relativa de la placa de Caribe [Guzmán-Speziale et al., 2005].
 
5.2. Bloque de Chortís
 
La divisi√≥n del Bloque de Chort√≠s en sub-bloques es similar a las propuestas por otros autores [Manton, 1987; Gordon y Muehlberger, 1994; Rogers, 2003; Marshall, 2007], diferenciando tres zonas limitadas por estructuras tect√≥nicas relevantes. La zona occidental se extiende desde la falla de Motagua hasta la depresi√≥n de Honduras; la central desde la depresi√≥n de Honduras a la falla de Guayape y la oriental desde √©sta hasta el escarpe de Hess y por el NE hasta Jamaica a lo largo del alto nicarag√ľense.
 
La parte oriental no presenta una influencia destacable de la tectónica reciente en su relieve, siendo sus sierras relictos erosivos de cinturones de deformación mesozoicos.
 
La parte central est√° afectada al norte por la depresi√≥n de las islas Caim√°n y al sur por el Golfo de Fonseca; al norte se genera una extensi√≥n perpendicular al l√≠mite Norteam√©rica - Caribe que da lugar a una serie de fallas normales que compartimentan las sierras de la costa caribe√Īa de Honduras con direcci√≥n OSO-ENE, y al sur, por influencia del Golfo de Fonseca, se generan una serie de estructuras extensionales que se disponen radialmente respecto al golfo con direcciones de N-S a NE-SO. Estas estructuras quedan confinadas por la falla de Guayape al este y la depresi√≥n de Honduras al oeste. A pesar de presentar una fuerte impronta en el relieve, lo que queda marcado por sus caracter√≠ticas hipsom√©tricas (Cap√≠tulo 2), la tect√≥nica reciente que lo configura parece no presentar en la actualidad un grado de actividad alto, siendo en esta zona central la sismicidad bastante baja y habiendo √ļnicamente eventos destacables asociados a las estructuras extensionales del norte.
 
La zona occidental es la m√°s activa s√≠smicamente y la que presenta unos rasgos morfotect√≥nicos m√°s destacados. En las inmediaciones de la falla de Motagua se desarrollan un conjunto de fallas de desgarre siniestro que forman parte, o han formado parte, del l√≠mite Norteam√©rica - Caribe. Estas estructuras (ejemplos son las fallas de Jocot√°n y Chamelec√≥n) dan lugar a la formaci√≥n de peque√Īas cuencas ¬ępull-apart¬Ľ entre ellas, de las que el graben de Guatemala podr√≠a ser parte. Al sur de estas fallas el bloque puede subdividirse en dos regiones cuyas caracter√≠sticas morfoestructurales difieren, de manera similar a lo que ocurr√≠a en la zona central. Al norte las estructuras presentan direcciones predominantes NNE-SSO y al sur direcciones NNO-SSE, estando en esta √ļltima muy marcado el relieve de tipo ¬ęhorst y graben¬Ľ. El graben de Ipala se
enmarca dentro de esta √ļltima regi√≥n, siendo la estructura extensional m√°s activa y estando poblado por un vulcanismo activo abundante. Dividiendo ambas regiones de la zona occidental existe un corredor de estructuras de direcci√≥n E-O que podr√≠a estar dando lugar al desplazamiento siniestro de las dos ramas principales de la depresi√≥n de Honduras, y que quiz√°s podr√≠a extenderse por la zona central.
 
Tanto los datos geomorfológicos como los sísmicos, así como el modelado numérico, muestran en esta parte occidental del bloque la mayor cantidad de deformación activa. Esta deformación está generada por el movimiento hacia el este relativo de la placa de Caribe con respecto a Norteamérica, dando lugar a unos esfuerzos extensionales de dirección E-O. Las zonas de desgarre que limitan hacia el norte y el sur esta parte del bloque ejercen una influencia muy clara sobre la tectónica activa, como lo demuestran tanto los ejes de deformación obtenidos de la sismicidad (Capítulo 3), como la geomorfología analizada (Capitulo 2).
 
La región norte de la parte occidental del bloque esta influida por el desgarre del límite Norteamérica-Caribe, de manera que el elipsoide de deformación rota aquí en sentido horario, mientras que en la región sur, influido por la deformación del arco volcánico, lo hace en sentido antihorario. Una mayor tasa de deformación extensional E-O en la región sur, como parece desprenderse de la geomorfología, podría generar el movimiento siniestro relativo entre ambas regiones y el desplazamiento de la depresión de Honduras (Figura 2.25). Esta depresión, formada por una guirnalda de grábenes y estructuras extensionales desde el graben de Sula al norte al Golfo de Fonseca en la costa pacífica, se forma debido a la geometría levemente curvada de los límites de desgarre, que en combinación con la dirección de movimiento hacia el este de la parte oriental del bloque da lugar a una banda de deformación extensiva que probablemente desacopla la zona occidental del resto compartimentando el bloque [Burkart,
1983; C√°ceres et al., 2005].
 
El estado de esfuerzos presente en la zona occidental del bloque de Chort√≠s es el resultado de la uni√≥n de diferentes factores: el movimiento de la parte oriental del bloque soldado a la placa de Caribe; la geometr√≠a en forma de cu√Īa formada por la convergencia de las zonas de desgarre hacia el oeste, la baja influencia de los esfuerzos compresivos de la subducci√≥n debido al bajo acoplamiento y la existencia de una zona de debilidad en el arco volc√°nico que permite el desplazamiento hacia el este del bloque con cierta facilidad.
 
5.3. Subducción de la placa del Coco bajo el norte de Centroamérica
 
A poca profundidad, hacia la parte externa de la fosa, se producen frente a las costas centroamericanas una serie de eventos de tipo normal que est√°n relacionados con la flexi√≥n de la placa del Coco al comenzar a subducir bajo la de Caribe. Estos eventos tienen lugar a favor de estructuras heredadas formadas durante la formaci√≥n de la corteza oce√°nica en las dorsales. La direcci√≥n de estas estructuras es paralela a la direcci√≥n de la dorsal original. Al subducir estas estructuras pasan a ser menos activas a unos 5 - 10 km de profundidad, donde los esfuerzos compresivos del contacto entre las placas dificultan el deslizamiento a favor de estos planos. Una vez pasado los 50 - 60 km, profundidad de la zona de transici√≥n de la subducci√≥n, es decir, donde termina la interacci√≥n fr√°gil entre las placas, estas estructuras normales vuelven a cobrar mayor importancia siendo las responsables principales de la sismicidad en la placa subducida. Grandes eventos de estas caracter√≠sticas han tenido lugar recientemente en la zona, como el terremoto de 13 de Enero de 2001 frente a las costas salvadore√Īas, con magnitud Mw 7.7 y un hipocentro a 54 km de profundidad [Vall√©e et al., 2003].
 
A lo largo de la fosa las direcciones de los ejes P obtenidas de los mecanismos focales de tipo inverso var√≠an en su direcci√≥n de compresi√≥n principal de N195¬ļ E - N225¬ļ E; formando un √°ngulo de entre 10¬ļ y 20¬ļ con la direcci√≥n del movimiento de la placa del Coco respecto a Caribe. Este hecho puede indicar la existencia de partici√≥n de la deformaci√≥n, acomod√°ndose la deformaci√≥n paralela al surco debida a ese peque√Īo √°ngulo a favor de las estructuras de desgarre del arco volc√°nico y gracias a su baja resistencia [Jarrard, 1986]. Sin embargo la existencia de esta partici√≥n no es necesaria para la formaci√≥n de estos desgarres, ya que se forman principalmente debido a la deriva relativa de la placa de Caribe con respecto al bloque de proarco, que queda anclado y pinzado a la placa de Norteam√©rica en su extremo occidental. Estas observaciones quedan explicadas tambi√©n por el equilibrio de fuerzas necesario para dar lugar a la deformaci√≥n existente, como se ha mostrado en el modelo num√©rico (Ca-
pítulo 4). Este modelo también arroja resultados coherentes con otros estudios previos basados en metodologías diferentes que predicen o describen un grado de acoplamiento bajo entre la placa subducente y la suprayacente [Pacheco et al., 1993; Guzmán-Speziale y Gómez-González, 2006; Lyon-Caen et al., 2006]. Este bajo grado de acoplamiento se debe principalmente a la dirección de movimiento de la placa suprayacente, alejándose de la fosa, aunque el caso de la subducción mesoamericana sea especial, dado que el movimiento en lugar de ser perpendicular a la fosa es oblicuo, generando en la zona trasarco una extensión con generación de grábenes perpendiculares al arco en lugar de paralelos, como es el caso normal y más extendido en los sistemas de subducción con extensión trasarco. Esta extensión trasarco es la que forma los grábenes N-S en el bloque de Chortís, en la zona occidental principalmente.
 
A pesar de la aparente homogeneidad de las características de los eventos de tipo inverso en la parte más superficial de la subducción, existen dos subfamilias situadas en diferentes áreas, por un lado unos eventos con ejes P de dirección más N-S frente a las costas del Golfo de Tehuantepec y Chiapas, y otros eventos con ejes P de direcciones más NE-SO hacia El Salvador y Nicaragua. El cambio entre ambas familias tiene lugar frente a las costas de Guatemala, lo que indica que esta diferencia se debe a las direcciones de movimiento diferentes de las placas suprayacentes, por un lado la de Nortamérica y por otro la de Caribe. Además de esta diferencia en las direcciones de los ejes P, en cuanto a la cantidad de energía liberada también hay ciertas diferencias, liberándose mayor energía en eventos de tipo inverso en la subducción en Guatemala y hacia el extremo oriental de la fosa en Nicaragua, así mismo, frente a las costas de El Salvador y en el Golfo de Fonseca la actividad de tipo inverso es menor, siendo mayor la de tipo normal. Ambas observaciones pueden explicarse si el grado de acoplamiento es variable a lo largo de la subducción, de manera que tanto en Guatemala como hacia Costa Rica el grado de acoplamiento sería mayor y en la zona de El Salvador menor.
 
Si entendemos que el acoplamiento es proporcional a la velocidad relativa entre las placas implicadas en la subducci√≥n y a las caracter√≠ticas de rugosidad de la corteza subducida [Uyeda y Kanamori, 1979; Pacheco et al., 1993; Conrad y Lithgow-Bertelloni, 2004; Cruciani et al., 2005; Heuret y Lallemand, 2005; Lallemand et al., 2005; Doglioni et al., 2007], entonces podemos interpretar que en el caso de Guatemala el acoplamiento es mayor debido al movimiento hacia la fosa de la placa de Norteam√©rica que pinza y comprime el arco en esta zona, por otro lado, el mayor acoplamiento en el extremo oriental nicarag√ľense puede ser debido a la influencia de la variaci√≥n de la textura, con un aumento de la rugosidad del fondo oce√°nico, en la subducci√≥n de la cordillera del Coco. Al existir menos acoplamiento en la zona de El Salvador - Golfo de Fonseca los esfuerzos de la tracci√≥n de la placa al subducir son transmitidos con mayor facilidad hacia la zona superior de la subducci√≥n, lo que hace que se genere una mayor liberaci√≥n de momento s√≠smico de tipo normal [Conrad y Lithgow-Bertelloni, 2004]. Esta variaci√≥n de acoplamiento a lo largo de la subducci√≥n fue relacionada directamente con las variaciones de acercamiento - alejamiento de las placas por Scholz y Campos [1995].
 
Como ya ha sido mencionado, entre 50 y 60 km se encuentra la zona de transici√≥n entre la deformaci√≥n fr√°gil y la d√ļctil asociada al contacto entre las placas, es decir, la base de la zona sismogen√©tica. A partir de los 40 km los terremotos de tipo normal intral√°mina (en la placa subducente) empiezan a cobrar importancia y son predominantes hasta los 80 km aproximadamente. Estos eventos es probable que reactiven las fallas normales que ya han actuado al comenzar la subducci√≥n por el doblado de la placa, pero que al variar el buzamiento de √©sta los planos pasan a ser subverticales. Por debajo de los 80 km comienzan a aparecer eventos de tipo inverso, pero que obedecen al mismo tipo de deformaci√≥n que los normales, es decir, la fuerza principal es el tir√≥n de la placa al subducir. Al buzar unos 70¬ļ la placa, y por lo tanto ser similar la inmersi√≥n del eje de menor compresi√≥n del tensor de esfuerzos (en este caso ser√≠a negativo y por lo tanto extensional), los ejes T de los mecanismos focales tienden tambi√©n a verticalizarse, dando lugar a eventos con uno de sus planos nodales subvertical y pasando de ser normales a ser inversos. Por otro lado, la direcci√≥n de los ejes P a profundidades mayores de 100 km, subperpendiculares a la placa subducente, pueden marcar una direcci√≥n de esfuerzos debidos a las fuerzas de anclaje del manto en oposici√≥n al movimiento de la placa [Scholz y Campos, 1995; Christova et al., 2004; Heuret y Lallemand, 2005].
 
A partir de los 40 km, pero sobre todo por debajo de la zona de transición, aparecen eventos de desgarre con uno de los ejes principales paralelos a la subducción; Hacia el Golfo de Tehuantepec, El Salvador y Golfo de Fonseca, predominan los eventos en los que este eje es el T, mientras que en Guatemala y Chiapas el T paralelo aparece hacia el sur y el P paralelo hacia el norte. La presencia de estos eventos de desgarre, junto con la geometría en profundidad de la placa subducente deducida a partir de la distribución hipocentral de los sismos, muestran cómo la placa del Coco al subducir se pliega longitudinalmente, heredando en cierto modo la geometría de la fosa. Estos plegamientos litosféricos de inmersión subvertical producen esfuerzos intralámina paralelos a la dirección de la fosa que generan los eventos de desgarre, mostrando ejes T paralelos cuando la fuerza prevalente es la extensiva, es decir en la cara convexa del pliegue, y ejes P paralelos en la cara cóncava, donde la fuerza es compresiva. Este tipo de plegamiento con sismicidad anómala asociada ha sido descrito en otras zonas de subducción [Cardwell y Isacks, 1978; Coudert et al., 1981; Burbach y Frohlich, 1986], e incluso en esta misma zona para el Golfo de Tehuantepec [Ponce et al., 1992; Bravo et al., 2004] y en el límite Nicaragua - Costa Rica [Guendel y Protti, 1998]. La subducción mesoamericana presenta tres pliegues principales con direcciones subparalelas. El mayor plegamiento es el descrito por Ponce et al. [1992] y Bravo et al. [2004] en el Golfo de Tehuantepec, convexo hacia el norte, que da paso a un pliegue cóncavo hacia el norte en la zona de Guatemala y de nuevo otro convexo hacia el norte en El Salvador - Golfo de Fonseca.