4 sismos registrados en Coyoacán
Los días
28 de febrero y 1° de Marzo del 2017.
En verdad???
los sismos fueron de entre 2.4 a 2.7 como máximo
su profundidad fue entre 3 y 5 kilómetros
Ya investigaron??
pero veamos algo importante
Instituto de Geofísica Servicio Sismológico
Nacional
Reporte de Sismo.
Sismos
del día 3 de agosto de 2014, Valle de México (M 3.0 y 2.8)
Información General.
El día
3 de agosto de 2014 el Servicio Sismológico Nacional (SSN) reportó dos sismos
con magnitud 3.0 y 2.8 localizados en la Delegación Álvaro Obregón, en el
Distrito Federal. Los sismos, ocurridos a las 9:02 horas y a las 15:17 horas,
fueron sentidos en varias colonias de la delegación Álvaro Obregón y zonas
aledañas. Las coordenadas del primer epicentro son 19.407 latitud N y 99.221
longitud W y las del segundo sismo son 19.42 latitud N y 99.21 longitud W (Fig.
1).
Figura 1.
Epicentro de los sismos. En la Figura 2 se
observan los registros de algunas estaciones sismológicas de banda ancha para
el sismo más grande.
Figura 2.
Registros sísmicos en estaciones de banda
ancha del Servicio Sismológico Nacional del sismo de magnitud 3.0 del día 3 de
agosto de 2014.
Sismicidad en la Cuenca de México. La Cuenca
de México, donde se encuentra la Ciudad de México, está ubicada sobre uno de
los más importantes rasgos fisiográficos del país: la Faja Volcánica
Trans-Mexicana (FVTM), la cual abarca desde el Golfo de México hasta el océano
Pacífico en dirección E-W y es una de las más importantes prominencias topográficas
de México. En la FVTM se localizan edificios y remanencias volcánicas entre las
que se encuentran las cimas más altas y los volcanes más activos de México. La
Cuenca de México se localiza en la parte central de la FVTM (Figura 3) y está
completamente rodeada por montañas donde dominan los edificios volcánicos más
importantes como: El Popocatépetl (actualmente en actividad), el Iztaccihuatl,
el Ajusco y en el Estado de México el Nevado de Toluca. La Cuenca tiene una
forma alargada con orientación N- S midiendo aproximadamente 110 km en su eje
mayor mientras que en su eje menor, con orientación E-W, mide aproximadamente
80 km.
La
cuenca de México y sierras que la delimitan.
Por lo regular la actividad sísmica de la
Cuenca de México y su vecindad es poco numerosa y de baja magnitud. Sin
embargo, sí se llegan a registrar varios sismos al año como puede verse en la
Tabla 1. Con base en los eventos registrados se tienen indicios que la mayor
parte de la actividad sísmica local se concentra en los márgenes de la Cuenca
de México. Aunque se han llegado a registrar eventos importantes en las
cercanías de la misma, como el ocurrido en Acambay, Estado de México, en 1912
(M~7.0).
En cuanto al origen de los sismos en la
región, se piensa que son generados por el reactivamiento de antiguas fallas
(Figura 4). También se considera que estos eventos pueden ocurrir como
resultado de la acumulación de tensión regional o que el hundimiento del Valle
de México podría originar tensiones que, si bien no generan propiamente a los
sismos, sí pudieran dispararlos (Havskov, 1982). También existe la hipótesis de
que los grandes sismos generados en la costa pudieran dar lugar a condiciones
de desequilibrio y desencadenar sismos locales (Singh et al. 1998). La Cuenca
de México tiene una geología y tectónica compleja como se puede apreciar muy
claramente en la Figura 5, por lo cual no es de extrañarse la ocurrencia de
sismos de pequeñas magnitudes en la zona.
Figura 5.
Mapa de fallas de la Cuenca de México.
Las
fallas en rojo al poniente, estudiadas por García Palomo et al. (2008), se
localizan en los sitios donde ocurre sismicidad local como los eventos del día
3 de agosto de 2014. Los números y los puntos rojos indican epicentros de
eventos sísmicos de bajas magnitudes (Figura cortesía de L. Quintanar,
originalmente publicada para el reporte del sismo de mayo de 2013).
De los estudios existentes sobre sismicidad
en la parte sur de la Ciudad de México, podemos mencionar los realizados por
Figueroa (1971) quien localizó eventos en la Sierra de las Cruces y el Ajusco,
y el realizado por Prince (1974) quien reportó un total de 17 eventos al sur de
la Ciudad de México durante el mes de julio de 1974. Estos sismos se sintieron
en el sur y suroeste de la ciudad, los epicentros se localizaron dentro o cerca
de las zonas urbanas densamente pobladas y tuvieron profundidades máximas de 5
km. El mayor de los sismos de esta secuencia correspondió al ocurrido el 12 de
julio de 1974, produciendo en Ciudad Universitaria, al sur de la ciudad, las aceleraciones
más grandes registradas hasta la fecha por un sismo local (48 gales).
Figura 5.
Geología y Tectónica de la Cuenca de México
(Santoyo et al., 2005).
Chavacán (2007) conformó un catálogo de sismos
locales con epicentros en la Cuenca de México, en él analiza 218 sismos con
magnitudes entre 0.8 y 4.4, siendo esta última magnitud la mayor calculada para
sismo en esta zona. Por su parte, Bello-Segura (2013) analizó los mecanismos de
sismos ocurridos en la Cuenca de México entre los años 2008 y 2012 y se
reportan mecanismos de tipo normal y algunos compuestos. La tendencia en el
rumbo de los mecanismos es variada dependiendo de la región, las profundidades
en promedio se encuentran a 8 km, lo cual indica la existencia de fallas de
poca profundidad, lo que es importante desde el punto de vista del riesgo
sísmico.
Más específicamente, en la delegación Alvaro
Obregón, gracias a la existencia de la Red Sísmica del Valle de México, se han
detectado sismos de baja magnitud que han sido sentidos por la población que
habita en las zonas epicentrales. Entre esta sismicidad destaca la registrada
en el período 2005-2009 que consta de 15 eventos de baja magnitud, cuatro de
ellos ocurriendo el 23 de noviembre de 2008 en un lapso de una hora y fueron
reportados y estudiados por Reyes-Pimentel, (2009). Recientemente, en mayo de
2013 ocurrió otro evento interesante en la delegación Álvaro Obregón, su
epicentro se localizó en las coordenadas 19.341 latitud N y 99.239 longitud W.
La magnitud de ese sismo fue de 1.5. En la Figura 5 se observa un acercamiento
de la zona epicentral de los sismos del 2008, del sismo de 2013 y de los sismos
del 3 de agosto de 2014.
Figura 5.
Epicentro de los eventos de 2008 y del evento
del 10 de mayo de 2013 con epicentro en la delegación Álvaro Obregón
(izquierda-arriba). Epicentros de los sismos del 3 de agosto de 2004
(derecha-arriba). Acercamiento de la zona epicentral del evento del 3 de agosto
de 2014 a las 9:02 hrs (izquierda-abajo).
Acercamiento de la zona epicentral del evento
del 3 de agosto de 2014 a las 13: hrs (derecha-abajo).
Fig 6 a.b.c.
si observamos, vemos que desde el año 1998 al año 2005 los pequeños sismos fueron en el EJE VOLCANICO CENTRAL.
A PARTIR DEL AÑO 2006, LOS PEQUEÑOS SISMOS YA SE DAN EN DIFERENTES DELEGACIONES DE LA CIUDAD DE MÉXICO, Y CON MENOS PROFUNDIDAD
Réplicas.
Cuando
ocurre un sismo de magnitud considerable las rocas que se encuentran cerca de
la zona de ruptura sufren un reacomodo, lo que genera una serie de temblores en
la zona que reciben el nombre de réplicas. El número de las réplicas puede
variar desde unos cuantos hasta cientos de eventos en los próximos días o
semanas de ocurrido el temblor principal. Sin embargo, los sismo que tienen su
epicentro en la zona geográfica que comprende la Cuenca de México, por su
tamaño mismo, rara vez presentan réplicas.
La
ocurrencia de sismos en la Cuenca de México no es frecuente. Hasta la fecha no
se cuenta con técnicas científicas en ninguna parte del mundo que puedan
determinar cuándo o dónde ocurrirá un sismo, tampoco se puede saber qué tan
grande será o qué efectos tendrá en la población. Estar informados acerca de
estos fenómenos naturales será de gran utilidad para mitigar el riesgo sísmico
en caso de un evento de magnitud considerable.
Link
Y que más saben??
Acoplamiento sismogénico en la zona de
subducción de Michoacán Colima-Jalisco, México
M. Rosario Martínez-López
Carlos Mendoza
1.
Introducción
La
sismicidad en las zonas de subducción es una de las principales fuentes de
amenaza sísmica en el mundo. Estas regiones generan los sismos de mayor
magnitud y por ello, generalmente los más destructivos al afectar centros
urbanos.
En
el suroeste de México, la zona de subducción abarca desde la costa de Jalisco
hasta la frontera con Guatemala a lo largo de la costa del Océano Pacífico.
Esta zona de subducción incluye la región de Michoacán-Colima-Jalisco donde las
placas oceánicas de Cocos y de Rivera subducen bajo la placa continental de
Norteamérica (Nixon, 1982; DeMets y Stein, 1990; Pardo y Suárez, 1995).
El
sismo más grande registrado en México durante la época instrumental sismológica
ocurrió en esta región en la costa de Jalisco el 3 de junio de 1932 estimaron
una magnitud de ondas superficiales (Ms) de 8.2 para este sismo y sugieren que
tuvo una ruptura compleja con base al análisis de sismogramas registrados en
Europa a distancias mayores a 85º en instrumentos tipo Wiechert (Uppsala,
Gottingen y Copenhagen) y GalitzinWilip (Stuttgart). Singh et al. (1984)
modelaron estos registros utilizando cuatro sub-eventos distintos con una
duración total de aproximadamente 90 segundos.
El
evento del 3 de junio 1932 fue seguido por otro sismo de magnitud Ms 7.6 el 18
de junio al suroeste de Manzanillo, estimaron una longitud de ruptura de 220 km
para el evento del 3 de Junio y una longitud de 60 km para el evento del 18 de
junio basado en la distribución epicentral de réplicas. Los resultados de Singh
et al. (1985) sugieren rupturas independientes que corresponderían a
deslizamientos adyacentes en la zona de contacto entre las placas de Rivera y
de Norteamérica.
El
sismo del 19 de septiembre de 1985 también ocurrió en la zona de subducción de
Michoacán-Colima-Jalisco. Este evento corresponde al sismo que más daños
económicos ha causado en el país desde que se tienen registros instrumentales,
resultando en más de 10000 muertes.
El
sismo tuvo una magnitud de momento (Mw) de 8.0 y fue seguido por otro sismo
fuerte con magnitud Mw 7.6 el 21 de septiembre de 1985. Las áreas de réplicas
de estos dos grandes sismos fueron de 170 km x 50 km para el evento del 19 de
septiembre y de 66 km x 33 km para el sismo del 21 de septiembre (UNAM
Seismology Group, 1986).
Estas áreas no se empalman y son consistentes
con la ruptura de zonas adyacentes en el contacto interplaca de
Cocos-Norteamérica. Los resultados de un análisis de las formas de onda
registradas para estos dos eventos indican que efectivamente las rupturas
representan el deslizamiento cosísmico de asperezas independientes en la zona
de subducción (Mendoza y Hartzell, 1989; Mendoza, 1993).
Estos
sismos principales corresponden a fallamiento inverso en la zona de contacto
entre las placas Cocos-Rivera y la placa de Norteamérica. Ha habido varios
sismos inter-placa con magnitud mayor a 7 en la región
En un estudio de sismos de magnitud mayor a 6
ocurridos durante el período de 1977 a 1988, Tichelaar y Ruff (1993)
determinaron que la profundidad máxima de acoplamiento sismogénico a lo largo
de la placa de Cocos es de entre 20 y 30 km. Similarmente, en un análisis de la
sismicidad observada entre 1964 y 1990, Pardo y Suárez (1995) propusieron una
profundidad máxima de 25 km para la zona sismogénica de la placa de Cocos con
un ancho aproximado de 60 km.
Esta profundidad máxima es la mitad del valor
promedio de 40-55 km observado en otras zonas de subducción del mundo. Sin
embargo, Currie (2002) mencionan que si la intersección del Moho continental
con la placa oceánica provee el límite máximo de la zona sismogénica, entonces
el ancho sismogénico en la zona de subducción del margen Mexicano podría
extenderse de 100 a 145 km.
Este
valor sería más consistente con las dimensiones de las áreas de réplicas de
sismos mayores ocurridos en los últimos años en la costa de Michoacán, también
examinaron la placa de Rivera y estimaron una profundidad máxima de 40 km para
el acoplamiento sismogénico, sugiriendo un ancho de 75 km tomando un ángulo de
buzamiento de 32º para la placa de Rivera en la región de Colima-Jalisco.
Sin embargo,
existe información sismológica adicional para la región de
Michoacán-Colima-Jalisco que no se ha tomado en cuenta. Por ejemplo, se han
producido
catálogos
sísmicos de alta calidad en los últimos años, incluyendo las relocalizaciones
detalladas para sismos registrados a distancias telesísmicas y la determinación
de hipocentros para sismos locales registrados por la red temporal MARS
(Mapping the Rivera Subduction Zone) que operó en los estados de Jalisco,
Colima y Michoacán. Además, existe una gran cantidad de mecanismos focales para
sismos ocurridos en años recientes en la región.
2. Hipocentros y Mecanismos
Se
examinaron los hipocentros relocalizados por Pardo (1993) y utilizados después
por Pardo y Suárez (1995) para estudiar la geometría de las placas de Cocos y
Rivera. Estos eventos se relocalizaron con el método de Joint Hypocenter
Determination de Dewey (1971) y tienen errores hipocentrales menores a 10 km
Fig de
Figura 1. Sismos interplaca mayores
o igual a magnitud 7 (estrellas) ocurridos de 1900 a 2014 en la zona de
subducción de Michoacán-Colima-Jalisco. Los óvalos indican las áreas de
réplicas tomadas de Ramírez-Herrera et al. (2010) y de Kelleher et
al. (1973) para sismos ocurridos de 1932 a 2003. Además, se muestran los
mecanismos focales para eventos ocurridos a partir de 1973 tomados de Santoyo et
al. (2006) y de CMT (2013).
(Tabla 3) y las soluciones del
Servicio Sismológico Nacional (SSN, 2013) para sismos de magnitud mayor a Mw
4.3 ocurridos dentro del período 2000 – 2001
(Tabla 2).
Distribución de la sismicidad
entre 1964-2008 relocalizada por Pardo (1993, círculos azules) y obtenida del
ISC (2009, círculos rojos). Los mecanismos obtenidos de CMT (2013) entre
1979-2008 se etiquetan con la letra C. Los mecanismos de Pardo y Suárez (1995)
están etiquetados con la letra P. Los mecanismos del Servicio Sismológico
Nacional (SSN, 2013) en el período de 2000-2001 están etiquetados con la letra
S. El tamaño del mecanismo focal representa la magnitud del sismo en base a la
escala que se muestra a la derecha. GEG = Graben el Gordo.
Análisis y Resultados
Estos perfiles se extienden
lateralmente a lo largo de los segmentos de Jalisco y de Michoacán previamente
definidos por Pardo y Suárez (1995). El segmento de Michoacán corresponde a la
subducción de la porción noroeste de la placa de Cocos desde el Graben el Gordo
hasta la intersección con la Zona de Fractura de Orozco. El segmento de Jalisco
corresponde a la subducción de la placa de Rivera y se extiende desde el Graben
el Gordo hacia el noroeste hasta una longitud de -106º El límite entre las
placas de Rivera y de Cocos a lo largo de la trinchera se ha discutido por
diferentes autores sin haber una clara definición hasta el momento Ellos
mencionan que el límite a profundidad podría estar al este del Centro y Norte
del rift de Colima, lo cual concuerda con la variación de la geometría
de la placa propuesta por Pardo y Suárez
Los perfiles que corresponden al
segmento de Jalisco en la placa de Rivera. Se observa fallamiento inverso en la
zona de subducción hasta 90 km de distancia de la trinchera, a una profundidad
máxima de aproximadamente 25 km el fallamiento inverso más profundo se
encuentra a una profundidad aproximada de 40 km
Implicaciones para la Ruptura Sísmica
De acuerdo a Hanks y Kanamori
(1979), el momento sísmico liberado durante un sismo está definido por el
producto de la rigidez, el área de ruptura y el deslizamiento promedio. El
momento sísmico entonces aumenta con el área de ruptura, y el tamaño de los
sismos en un segmento dado está controlado por el ancho y longitud de ruptura. Nuestros resultados entonces tienen
implicaciones importantes para la estimación de la magnitud máxima esperada
para sismos mayores en la zona de
subducción de Michoacán-Colima-Jalisco.
La historia sísmica reciente en
el segmento de Michoacán indica que el deslizamiento sísmico principal ha
ocurrido en secciones (ver Figura 1), relacionado probablemente a la existencia
de asperezas en el contacto interplaca. Sin embargo, existen zonas de
subducción a nivel mundial donde se han observado secuencias de rupturas
adyacentes durante una época, alternadas con la ocurrencia de un solo megasismo
en otra época durante diferentes ciclos sísmicos.
En estos casos, los
megasismos incorporan las zonas de
ruptura de los sismos anteriores, resultando en un comportamiento variable de
ruptura caracterizado por una repetición de deslizamiento en zonas específicas
a lo largo del contacto interplaca.
Ejemplos:
Incluyen las zonas de subducción de
Colombia-Ecuador (Kelleher, 1972; Kanamori y McNally, 1982),
En Japón (Imamura, 1928;
Sumatra-Andaman en Indonesia (Bilham et al.,
2005;
El megasismo del 26 de diciembre
del 2004 de Sumatra-Andaman.
Este comportamiento de ruptura
variable sugiere la posibilidad de que todo el
segmento de Michoacán se deslice en una sola ruptura sísmica. En la región de Oaxaca
en México, por ejemplo, se tienen reportes históricos de un sismo de una
magnitud estimada de Mw 8.6 que ocurrió el 28 de marzo de 1787 con una longitud
de ruptura de 450 km, aunque en los últimos 100 años se han generado sismos de
magnitudes de entre 7.3 a 8.2. para la zona de subducción de México a partir de
modelos de ruptura determinados para siete sismos mayores o igual a MW 6.9
ocurridos de 1979 a 2003 y ubicados principalmente en la región de
Guerrero-Colima-Michoacán.
Sin embargo, las relaciones de
Ramírez-Gaytán et al. (2014) subestiman la magnitud del evento del 19 de
septiembre 1985 si se asumen dimensiones consistentes con el modelo de ruptura
determinado por Mendoza y Hartzell (1989). Estas relaciones también subestiman
la magnitud obtenida por Singh et al. (1984) para el sismo de Jalisco
del 3 de junio 1932 si se utilizan las dimensiones del área de réplicas para
estimar la magnitud.
En este trabajo preferimos utilizar las leyes de escalamiento de
Murotani et al. (2008), las cuales están basadas en eventos de
subducción en Japón, porque producen
valores más apropiados para estos dos eventos.
Por lo
que podrían subestimar la magnitud para eventos mayores a Mw 8.
Si consideramos un área (en km2)
que corresponde a una longitud de 300 km y un ancho de 95 km para el segmento
de Michoacán, Cabe mencionar que el deslizamiento máximo para el sismo podría
ser mucho mayor a 2 m, tomando en cuenta que la distribución de deslizamiento a
lo largo de una falla es generalmente heterogéneo e involucra la fractura de
asperezas independientes en el plano del contacto interplaca.
En lo que respecta a la placa de
Rivera en la región de Colima-Jalisco, es difícil saber la longitud máxima que
podría tener un sismo mayor pero si el área de réplicas de los sismos de 1932
define el límite norte del evento, entonces este se podría extender por una
distancia de aproximadamente 420 km. Aplicando la ecuación 1 considerando un
ancho máximo de 75 km para la ruptura podemos estimar un momento sísmico de 3.1
x 1021 nt-m, indicando una magnitud de 8.3
Mw comparable a la magnitud máxima estimada para el segmento de Michoacán.
Esta magnitud es mayor a la
magnitud máxima de Mw 8.15 estimada por Singh et al. (1985) en base a la
edad de la placa de Rivera y la velocidad de convergencia. Estimaciones de
magnitud máxima basadas en las edades de las placas se han cuestionado
recientemente porque no coinciden con los tamaños de los megasismos ocurridos
en los últimos años en Indonesia 2004 y Japón 2011. No se puede descartar la
posibilidad de que una sola ruptura en un megasismo incluya los dos segmentos
de Michoacán y de Jalisco. Sin embargo, esto es quizás poco probable ya que
ambos segmentos pertenecen a placas tectónicas distintas con diferentes
geometrías de la zona de contacto interplaca. Sería más probable que una
ruptura en el segmento de Michoacán se extienda al sur más allá de la zona de
fracturas de Orozco. En ese
caso, el tamaño del sismo esperado sería mayor a la magnitud de Mw 8.25
estimada en este trabajo para el segmento de Michoacán.
La historia sísmica en la zona de
subducción de Michoacán-Colima-Jalisco indica que los segmentos de Michoacán y
Jalisco se han roto principalmente en eventos de magnitud entre 7.2 y 8.1
durante el último siglo. El proceso de ruptura durante estos sismos mayores
puede ser complejo donde se pueden romper más de una aspereza. Entre cada
aspereza pueden quedar espacios en el contacto interplaca donde se podría
generar otro sismo a futuro, asumiendo que esas zonas no se han deslizado. Por
ejemplo, el sismo del 25 de octubre de 1981 ocurrió entre dos asperezas que se
rompieron 4 años después durante el evento del 19 de septiembre de 1985 Es difícil saber con anticipación el lugar y
el tamaño de los sismos que se podrían generar. Sin embargo, nuestros resultados
identifican áreas donde podría haber un deslizamiento cosísmico futuro,
asumiendo que los sismos continúan rompiendo secciones parciales de ambos
segmentos.
Sería importante entonces examinar a detalle la distribución de las
rupturas históricas para tratar de entender el proceso de generación de sismos
mayores en la zona de subducción Michoacán-Colima-Jalisco.
continuara cap.2
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