Sara Mata¹; José Choy¹; Christl Palme¹; Carlos Guada¹

¹ Universidad de los Andes, Mérida, Venezuela, choy@ula.ve

Forma de citar: Mata, S., Choy, J., Palme, C., y Guada, C. 2015. Estudios preliminar del proceso focal del sismo del 12 de septiembre de 2009, ocurridofrente a la costa centro occidental de Venezuela, utilizando ondas de cuerpo. Boletín de Geología, 37 (1): 99-104.

Se investiga el proceso de ruptura del sismo del 12 de septiembre de 2009 (latitud: 10,69º N; longitud: 67,87º O; magnitud: Mw 6,3), ocurrido en la región centro-occidental de Venezuela, frente a la costa de Morón. A partir de polaridades P y pP se construyó el mecanismo focal que muestra un tipo de fallamiento rumbo-deslizante, con un plano nodal de rumbo 272º (orientación este-oeste), buzamiento 86º y ángulo de deslizamiento -172º, y otro plano de rumbo 181º (norte-sur), buzamiento 82º y ángulo de deslizamiento -4º. Los efectos de directividad, claramente observados en las ondas de cuerpo, permitieron determinar que el plano de falla es el de orientación este-oeste y que la ruptura se propagó en sentido de este a oeste. Usando la diferencia temporal de las llegadas entre la fases pP y P se obtuvo un valor promedio para la profundidad focal de 12 km. Se modelaron las señales correspondientes a las fases P, pP, sP, pwP, swP, y múltiples de la pwP y de la swP de seis estaciones banda ancha y las correspondientes a las fases SH y sSH de cuatro estaciones banda ancha. Para ajustar las señales sintéticas con las registradas fue necesario tomar en cuenta la topografía de la interfase agua-corteza de la región epicentral. El momento sísmico promedio se estimó en 3,47E+18 Nm (6,29 Mw), la longitud de ruptura en 8,7 km y la caida de esfuerzos sísmicos en 52,5 bars.

Palabras clave: Morón, momento sísmico, mecanismo focal, directividad.

PRELIMINARY STUDY OF THE FOCAL PROCESS OF THE SEPTEMBER 12,
2009 EARTHQUAKE, LOCATED OFF THE COAST OF WESTERN CENTRAL
VENEZUELA, USING BODY WAVES

ABSTRACT

This study investigates the rupture process of the September 12, 2009 earthquake (latitude: 10,69º N; longitude: 67,87o W; magnitude Mw=6.3), which occurred in western central Venezuela, off the coast of Morón. Focal mechanisms solution from P and pP polarities shows a strike slip faulting, where one of the nodal planes has strike 272º (east-west orientation), dip 86º and slip angle -172º, and the other one has strike 181º (north-south orientation), dip 82º and slip angle -4º. Body waves show clear directivity effects, that are best explained assuming a rupture that propagated from east to west, implying that the first nodal plane is the fault plane. Using arrival times differences between pP and P phases, an average value of 12 km was obtained for the focal depth. Records of the P, pP, sP, pwP, swP, and multiples of the pwP and swP phases from six broad band stations and of the SH and sSH sismo del 12 de septiembre de 2009 phases from four broad band stations were modeled. To obtain a good fit between the observed and the synthetics records, it was necessary to take into account the topography of the water-crust interface of the epicentral region. The average seismic moment was estimated in 3.47E+18 Nm (6,29 Mw), the rupture length in 8.7 km and the stress drop in 52.5 bars.

El 12 de septiembre de 2009 ocurrió un sismo en la costa occidental de Venezuela, a las 3:36 pm (hora local), de magnitud Mw 6,3, a 51 km al este de Tucacas y a 46 km al noreste de Morón (FIGURA 1). El epicentro fue ubicado en las coordenadas latitud: 10,69º N y longitud: 67,87º O (FUNVISIS, 2011). La zona epicentral forma parte de la frontera entre las placas Caribe y Sur Americana, la cual es considerada como una frontera transpresiva. Muchos, si no la mayoría, de los mecanismos focales determinados para dicha zona corresponden a fallamiento rumbo deslizantes (Suárez and Nabelek, 1990; Malavé and Suárez, 1995; y Audemard et al., 2005).

En este trabajo nos enfocamos en el proceso de ruptura en la fuente del evento del 12 de septiembre, utilizando en su mayor parte información obtenida a partir de las ondas de cuerpo registradas por estaciones a distancias telesísmicas, incluyendo polaridades, tiempos de retardo entre las fases directas y reflejadas, directividad, y generando señales sintéticas para compararlas con las registradas por dichas estaciones. La información obtenida es por consiguiente complementaria a la de los registros de redes locales. Es importante notar que de estas últimas también se utilizaron polaridades de las ondas P.

La profundidad focal h, se determinó a partir de la diferencia entre los tiempos de llegada de las fases pP y P en los registros sismográficos de 34 estaciones a distancias epicentrales entre 30 y 90 grados (Mata, 2011), utilizando una velocidad de 6,2 km/seg para la onda P, que corresponde a la primera capa rocosa del modelo de velocidades determinado por Schmitz et al, 2007. La profundidad promedio obtenida es de 12,2 km por debajo de la capa de agua (FIGURA 2).

El mecanismo focal se determinó a partir de 98 polaridades de la fase P directa y de 34 polaridades de la fase pP (Mata, 2011). Los planos nodales obtenidos (FIGURA 3) son: (a) rumbo=274º, buzamiento=86º, deslizamiento=-174º, (b) rumbo=183º, buzamiento=82º, deslizamiento=-6º. Los valores para el eje P son: acimut 137º, inclinación 9º; para el eje T: acimut 46º, inclinación 2º; y para el eje B: acimut: 290º e inclinación 81º. Este resultado es consistente con el reportado por FUNVISIS, 2011.

Se observaron variaciones significativas en la duración de los pulsos de las ondas de cuerpo en función del acimut, especialmente para las ondas SH. En la FIGURA 4 se muestran los registros de las llegadas directas de las ondas SH, en las componentes N-S de las estaciones SLBS (Baja California, México) y DBIC (Costa de Marfil, Africa). La duración del pulso es mayor en el registro de DBIC (τ ≈ 1,815 seg) que en el registro de SLBS (τ ≈ 0,892 seg). Se puede verificar que esta diferencia es debida en su mayor parte a la presencia de directividad. En la FIGURA 5 se muestra la duración de los pulsos en función del acimut para 26 estaciones. Dicha dependencia se resume en la ecuación (1), dada por:

en donde τ está dado en segundos y θ representa el acimut, en grados, medido desde el norte en sentido horario. La dependencia acimutal de la duración de los pulsos de las primeras llegadas de la SH sigue un patrón cosenoidal, lo cual evidencia los efectos de directividad. Por otra parte, τ adquiere su valor máximo para θ=90º, y su valor mínimo para θ=180º. Esto demuestra que el plano de falla tiene orientación este-oeste (plano nodal a) y que la ruptura se propagó en sentido de este a oeste.

Se modelaron los paquetes de ondas P registradas en seis estaciones banda ancha situadas entre 30º y 78º de distancia epicentral, con acimuts relativamente cercanos a los mínimos de amplitud de la SH. Se incluyeron las fases P, pP, sP, pwP, swP (FIGURA 2), y múltiples de la pwP y de la swP (no mostradas en la FIGURA 2). Adicionalmente, se modelaron las fases SH y sSH registradas en cuatro estaciones banda ancha ubicadas entre 42º y 64º de distancia epicentral, con acimuts cercanos a los planos nodales de la P. El procedimiento seguido para modelar las formas de ondas se describe en Lay and Wallace (1995, en Stein and Wyssesion, 2003) y en Mata (2011). En la FIGURA 6 se muestra la distribución de las estaciones utilizadas en el modelado. Este se llevó a cabo por ensayo y error. El foco se supuso ubicado en una estructura formada por una capa de agua sobre un semiespacio (FIGURA 2). Para la capa de agua se tomó Vp=1,5 km/s y ρ=1000 kg/m³. El espesor de la capa de agua se varió entre 0,8 km y 1,5 km, dependiendo del acimut de la estación sismográfica, para tomar en cuenta la batimetría (FIGURA 1). Para el semiespacio se tomó Vp=6,2 km/seg, Vs=3,56 km/seg y ρ=2750 kg/m³.

Para el cálculo del operador de atenuación se utilizó t*=0,75 para la onda P y t*=3,0 para la SH.

Como función fuente se utilizó un trapezoide simétrico. Por consiguiente, la duración del mismo se expresó de la manera siguiente (FIGURA 7):

en donde τs representa el tiempo de "subida" y τc representa el tiempo de ruptura, dado por:

Se tomó Vr=80% de la velocidad de la onda S. El valor de τs se fijó en 0,5 segundos, mientras que el de τc varió entre 2,0 y 4,5 segundos, de manera consistente con los efectos de directividad. Utilizando los valores de τc y la ecuación (3), se obtuvo un valor promedio para L de 8,66 km.

La profundidad focal utilizada para ajustar los sismogramas sintéticos con los observados varía entre 10 y 12 km. Esta variación puede ser debida a la topografía del fondo marino. En la zona donde se localiza el sismo, los espesores de la capa de agua varían entre 1 km y 2 km, de acuerdo con el mapa de batimetría del Instituto Geográfico de Venezuela Simón Bolívar (FIGURA 1).

Por ensayo y error se encuentra que las señales de las estaciones orientadas hacia zonas de mayor espesor de agua, se les ajusta mejor las señales sintéticas construidas con la menor profundidad focal. Este es el caso de las señales de las estaciones en acimuts entre 0º y 90º, donde la estimación del espesor de la capa de agua es de 1,5 km, y la profundidad focal asociada es de 10 km. En contraste, para las estaciones orientadas hacia el sureste y noroeste, donde estimamos el espesor de agua en unos 0,80 km, la profundidad focal aumenta a 12 km. En la FIGURA 9 se explica este resultado; nótese que no se muestra el efecto de los sedimentos.

A través del ajuste en la amplitud de la señal sintética en la señal real, se pudo estimar el momento sísmico. El promedio de esta medida del sismo, en las diez estaciones que se modelaron, da un valor de M0=3,47E+18Nm. La Magnitud Momento (Mw) se calculó usando la expresión:

El valor obtenido para Mw es igual a 6,29≈6,3.

en donde W representa el ancho (vertical) de la ruptura y L la longitud de la misma. El valor de W se obtuvo usando la relación propuesta por Leonard (2010) entre longitud de ruptura y ancho de la misma, para fallas rumbo deslizantes. Para una longitud de 8,66 km, el ancho promedio es de 7 km. De este modo, el área de la ruptura es A=60,62 km².

Con esta información se pudo calcular la caída de esfuerzo, Δσ, de acuerdo a la ecuación (4), obteniéndose un valor promedio de Δσ=52,49 Bar.

Este valor se encuentra en el rango entre 10 Bar y 100 Bar que caracteriza a los sismos que ocurren en las zonas de borde de placas (Kanamori and Anderson, 1975).

Un resumen de las señales modeladas, junto con la información sismológica generada a partir de los sismogramas, en base a modelos físicos, se muestra en la FIGURA 10.

El mecanismo focal del sismo del 12 de septiembre de 2009, muestra un tipo de fallamiento rumbo deslizante, cuyo plano de ruptura corresponde al plano nodal a (rumbo=272º, buzamiento=86º y deslizamiento=-172º). Los efectos de directividad demuestran que la ruptura se propagó hacia el oeste, a partir del epicentro. La profundidad focal, obtenida a partir de fases de profundidad, arrojó un valor aproximado de 12 km debajo de la interfase corteza-agua. El modelado de las ondas P y SH requirió del uso de información tanto del espesor de la capa de agua como de la batimetría de la misma. La longitud de ruptura inferida fue de 8,66 km aproximadamente, el ancho vertical de la ruptura de unos 7 km, para un área de ruptura de unos 60,62 km². La caída de esfuerzos se estimó en 52,49 bars aproximadamente.

Audemard, F., Romero, G., Rendon, H., and Cano, V. 2005. Quaternary fault kinematics and stress tensors along the southern Caribbean from fault-slip data and focal mechanism solutions. Earth-Science Reviews, 69: 181-233.         [ Links ]

Kanamori, H., and Anderson, D. 1975. Theorical basis of some empirical relations in seismology. Bulletin of the Seismological Society of America, 65 (5): 1073- 1095.         [ Links ]

FUNVISIS. 2011. Consultado en el 2011 y 2013. http://www.FUNVISIS.gob.ve/mecanismos_focales.php?pag=4.         [ Links ]

Leonard, M. 2010. Earthquake fault scaling: selfconsistent relating of rupture length, width, average displacement, and moment release. Bulletin of the Seismological Society of America, 100(5A): 1971-1988.         [ Links ]

Malavé, G., and Suarez, G. 1995. Intermediate-depth seismicity in northern Colombia and western Venezuela and its relationship to Caribbean Plate subduction. Tectonics, 14: 617-628.         [ Links ]

Mata, S. 2011. Análisis sismológico del sismo del 12 de septiembre de 2009, en la costa centro-occidental venezolana. Tesis de Maestría. Postgrado en Física Fundamental, Universidad de Los Andes, Mérida, Venezuela.         [ Links ]

Schmitz, M., Avila, J., Bezada, M., Vieira, E., Yanez, M., Levander, A., Zelt, C., Jacome, M., Magnani, M., and The Bolivar active seismic working group. 2008. Crustal thickness variations in Venezuela from deep seismic observations. Tectonophysics, 459: 14-26.         [ Links ]

Stein, S., and Wysession, M. 2003. An Introduction to Seismology, earthquakes, and earth structure. Oxford: Blackwell Publishing. 512p.         [ Links ]

Suárez, G., and Nábêlek, J. 1990. The 1967 Caracas Earthquake: Fault Geometry, Direction of Rupture Propagation and Seismotectonic Implications. Journal of Geophysical Research, 95: 459-474.         [ Links ]