1. paper por publicar terremoto manabi y guayaquil

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Caracterización de fallas geológicas capaces de generar terremotos

corticales en el Golfo de Guayaquil, costa sur del Ecuador

Kervin CHUNGA (1), Roberto AGUIAR FALCONÍ (2), Silvio ZAMBRANO (3) , Ma.

Fernanda QUIÑONEZ (4)

(1) Facultad de Ingeniería en Ciencias de la Tierra, FICT, Escuela Superior Politécnica del Litoral,

ESPOL, Ecuador. [email protected]

(2) Centro de Investigaciones Científicas. Escuela Politécnica del Ejército, Quito, Ecuador.

(3) Facultad de Ciencias Matemáticas y Físicas, Universidad de Guayaquil, Ecuador.

(4) Dirección de Análisis de Riesgos. Secretaría de Gestión de Riesgos, Guayaquil, Ecuador

Resumen

Terremotos moderados a fuertes asociados a la tectónica de fallas corticales son poco

documentadas para la costa sur del Ecuador. El corto registro sísmico inicia con el terremoto de

Guayaquil, el 11 de junio de 1787 (Mw 6.5), otros terremotos destructivos son registrados el 30

de enero de 1943 (Mw 6.2) y el 18 de agosto de 1980 (Mw 6.1). Este registro sísmico

instrumental no proporciona suficiente información para evaluar el riesgo sísmico por fallas

capaces de generar sismos mayores a 6 grados de magnitudes. Un catálogo de fallas ha sido

preparado en este estudio, delineando 40 segmentos de fallas capaces en el piso marino del Golfo

de Guayaquil y segmentos continentales de Guayas, Santa Elena y El Oro. Este procedimiento

metodológico ha permitido estimar niveles de sismicidad en el orden de 6.2 a 7.2 grados de

magnitudes y aceleraciones en rocas PGA en el orden de los 0.24g a 0.41g, estos valores fueron

obtenidos desde ecuaciones de regresiones (Wesnousky, 2008; Fukushima & Tanaka,

1994).aplicadas a fallas geológicas capaces. La estructura sismogénica F-40 localizada en el

prisma de acreción (junto a la zona de subducción) es capaz de generar sismo en el orden de 8.2

grados de magnitud, y puede causar daño cosísmicos a la ciudad de Guayaquil localizada a 177

Km de distancia y también generar ondas anómalas de tsunamis para áreas densamente pobladas

y sectores industriales en desarrollo asentados en el borde costero del Golfo de Guayaquil. Toda

esta información geológica estructural proporciona nuevos datos para considerar en los estudios

de peligrosidad sísmica, en particular para generar espectros de control (Aguiar et al., 2016) para

componente vertical y horizontal desde una determinada falla capaz cercana a la ciudad de

Guayaquil, la más poblada del territorio Ecuatoriano.

Palabras claves: Fallas capaces, terremotos corticales, Magnitud estimada, Golfo de

Guayaquil.

Abstract

Moderate to strong earthquakes associated with active tectonic of capable crustal faults are few

documented for the Ecuador’s southern coastal region. The short seismic record begins with the

Guayaquil earthquake on June 11, 1787 (Mw 6.5), other destructive earthquakes are recorded on

January 30, 1943 (Mw 6.2) and August 18, 1980 (Mw 6.1). This historical earthquake records

not provide sufficient information to evaluate the seismic risk for faulting capable to generate

earthquakes with magnitude M≥6. Earthquakes of minor magnitude are not considered in this

study due to unlikely to cause ground coseismic effects. A catalog of geological fault has been

2

delineated in this study with 40 segments capable and active faults on the sea floor of the Gulf of

Guayaquil and inland segments of Guayas, Santa Elena and El Oro provinces. This

methodological approach has allowed estimating levels of seismicity in the order of 6.2 to 7.2

degrees of magnitude and rock peak ground accelerations in the order of 0.41g 0.24g, these

values were obtained from empirical regression equations (eg, Wesnousky, 2008; Fukushima &

Tanaka, 1994) applied to the length of capable geological faults. The F-40 seismogenic structure

located in the accretionary prism (near the subduction zone) is capable of generating earthquake

in the order of 8.2 magnitude, and can cause ground coseismic damage to the city of Guayaquil

which is located to 177 km away, furthermore local tsunami can dangerous to densely populated

areas and developing industries sectors on the coast of the Gulf of Guayaquil. All this structural

geological analysis provides new data to consider in studies of seismic hazard, particularly for

generating control spectra (Aguiar et al., 2016) for vertical and horizontal component from

capable fault close to the city of Guayaquil, the Ecuador's most populous country.

Keywords: Capable fault, crust earthquake, estimated Magnitudes, Guayaquil Gulf.

1. Introducción

Ecuaciones de regresiones aplicadas a los parámetros geométricos y cinemáticos de fallas

geológicas activas y capaces permiten estimar máximas magnitudes (Leonard, 2010;

Stirling et al., 2013; Well & Coppermisth, 1994; Wesnousky, 2008) y máximas

aceleraciones en rocas (Fukushima & Tanaka, 1990), PGA, Peak Ground Acceleration.

Relaciones empíricas entre parámetros de longitudes mayores de isosistas de grados de

intensidades macrosísmicas y magnitudes han sido empleada también para determinar la

fuente sísmica (Marín et al., 2008). Esta metodología proporciona estimaciones de

niveles de sismicidad, en particular para áreas donde la historia sísmica es escasa o con

poca información. Una de estas áreas tectónicas ubicada en el margen del cinturón de

fuego del Pacífico, es el Golfo de Guayaquil (sur de la Costa del Ecuador, frontera con la

costa norte de Perú), caracterizado por un activo margen de subducción donde la placa

oceánica de Nazca (con dirección N80°E y velocidad de desplazamiento de 58 a 78

mm/año) colisiona y subduce a los segmentos continentales de la placa Sudamericana y

del Bloque Norandino (Barazangi & Isacks 1976; De Mets et al., 1990; Trenkamp et al.,

2002). Para el territorio continental de la costa sur del Ecuador se puede establecer dos

principales fuentes sísmicas, (1) la zona tectónica de subducción, y (2) fallas geológicas

corticales (o superficiales) localizadas al interno de los segmentos continentales.

La principal estructura sismogénica zona de subducción, localizada entre 50 a 140 Km de

distancia respecto a los límites del Golfo de Guayaquil, es capaz de generar potenciales

terremotos en el orden de 8 a 8.5 grados de magnitud. Contreras (2013), indica que el

Golfo de Guayaquil es una zona de silencio sísmico (gap sísmico), y que a la fecha no ha

tenido ruptura acumulando energía suficiente para generar un gran terremoto.

En este estudio ha sido evaluado solamente las fallas corticales delineadas en el piso

marino del Golfo de Guayaquil (fallas cartografiadas desde trabajos de sísmica de

reflexión obtenidas por CEPE, 1986) y en el segmento continental de las provincias de

Guayas, Santa Elena y El Oro. El procedimiento metodológico, desde un punto de vista

3

de la geología estructural, es delinear las dimensiones de las longitudes de fallas

geológicas capaces de generar sismos con magnitudes M≥6. Fallas de menores

dimensiones que generen sismos 4≤M≤5.5 no son analizados en este estudio, debido a su

poca probabilidad de causar efectos geológicos secundarios o daños cosísmicos en el

terreno. Registros de sismos históricos asociados a fallas geológicas son poco

documentadas para el territorio continental de la costa sur del Ecuador, sin embargo esta

metodología proporcionaría información fundamental de estimaciones máximas de

magnitudes y PGA, las cuales pueden ser aplicadas a medir el nivel de peligrosidad

sísmica para áreas densamente pobladas o sectores industriales en desarrollo donde se

encuentre próximas estructura sismogénica en la costa sur del Ecuador.

Figura 1. Mapa sismotectónico del Golfo de Guayaquil y segmento continental de Santa Elena,

Guayas y El Oro. Sismos históricos e instrumentales obtenidos desde los catálogos NEIC,

CERESIS y RENSIG - EPN. Fallas corticales han sido delineadas desde CEPE (1986), Chunga

(2010), Chunga & Quiñonez (2013), Cobos & Montenegro (2010), Eguez et al. (2003), Witt et al.

(2006), Witt & Bourgois (2009).

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2. Tectónica activa y Sismicidad histórica

Terremotos históricos en la costa sur del Ecuador y documentados en los catálogos NEIC

de los Estados Unidos “National Earthquake Information Center”, Centro Regional

Sismológica de América del Sur (CERESIS), y de la red sismológica nacional del

Ecuador del Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional (EPN,

http://www.igepn.edu.ec/), proporcionan información de sismicidad desde 1653 hasta el

2015, reportando 28 sismos en el orden de magnitudes de 5.5≤M≤7.8. Muchos de estos

sismos tienen distancias hipocentrales menores a 20 Km de profundidad, y son atribuidos

a sistemas de fallas corticales y de subducción

Esta información sismológica disponible indica que el Golfo de Guayaquil tiene un corto

registro de sismos (Chunga & Quiñonez, 2013), en efecto el primer temblor histórico

documentado de moderada intensidad aconteció el 9 de julio de 1653 (Magnitud estimada

de 5.7 convertida desde la intensidad macrosísmica VI, fuente: CERESIS). Años después,

información histórica obtenida en biblioteca de la casa de la cultura de Cuenca y Quito,

mencionan que el 11 de junio de 1787 se documentó el primer terremoto macrosísmico

en la región costera del Ecuador con posible epicentro en la provincia del Guayas (MHQ,

1879). Daños a las viviendas y considerables efectos cosísmicos en el terreno fueron

observados en la ciudad de Guayaquil. No hay reportes de daños en poblaciones cercanas

en un radio de 50 Km de distancia, por lo que este terremoto es considerado con

epicentro en o cercano a la ciudad de Guayaquil e hipocentro somero

En el siglo XX, el 7 de enero de 1901, frente a la península de Santa Elena aconteció un

terremoto de Magnitud 7.8 (Fuente: CERESIS); no se encontró una evaluación regional

de los grados de intensidades macrosísmicas de aquella época y de la altura de tsunami

run-up alcanzada en las planicies costeras de Salinas y La Libertad, que permita

corroborar la localización del área epicentral y caracterizar la estructura sismogénica

desde su cinemática y dimensión estructural. Un evento sísmico posterior y posiblemente

asociado a la misma fuente sísmica aconteció el 2 de octubre de 1933 (Magnitud 6.9)

donde se documenta oscilaciones del nivel del mar con alturas de ondas de tsunamis en el

orden de los 2 a 2.5 m, penetrando como forma de inundación y no como oleaje

turbulento para el borde costero de Santa Elena (Arreaga & Ortiz, 2002; Espinoza, 1992;

Silgado, 1957). En la frontera Ecuador – Perú, el tsunamis del 12 de diciembre de 1953

(magnitud 7.8), reporta ondas de 20 cm de altura para la población La Libertad y rápida

inundación para la franja costera de Salinas (epicentro localizado a 156 Km de distancia)

(Chunga et al., 2005b); Silgado (1957) menciona que para la ciudad de Guayaquil se

estimó una intensidad macrosísmica de VI. El terremoto tsunamis del 7 de febrero de

1959 (Mw 7.2) no proporciona mayores datos relevantes de efectos cosísmicos en el

terreno. Sismos de moderada magnitud en el orden de los 6 y 6.2 se reportaron al interior

del Golfo de Guayaquil entre abril 1961 a marzo 1962 (ver Tabla 1), los efectos

cosísmicos en el terreno no han sido bien documentados, pero es probable que los

movimientos telúricos de aquella época se presentaran como atenuaciones o ampliaciones

de mayores duraciones en sedimentos cuaternarios de tipo arcillosos no consolidados.

http://www.igepn.edu.ec/

5

La red nacional de sismógrafos del Instituto Geofísico de la Escuela Politécnica Nacional

(RENSIG), desde su funcionamiento en 1988, ha registrado para el Golfo de Guayaquil

sismos con magnitudes menores a 5.6, estos datos permiten indicar que la recurrencia de

terremotos con magnitudes mayores a 6 corresponde a intervalos de recurrencias más

largos, siendo el último documentado el 21 de mayo de 2005 con Mw 6.3 y distancia

focal (H) de 39 Km (Fuente: NEIC, National Earthquake Information Center). Muchos de

estos sismos hipocentrales son producto de la dinámica entre choques y posterior

subducción a través del plano de Benioff de la placa oceánica de Nazca contra el

segmento continental conformado por el Bloque Norandino en el Norte y la placa

Sudamericana al Sur (ver Figuras 2 y 3).

Fecha Lat. Long. Mg Prof. Catálogo

Fecha Lat. Long. Mg Prof. Catálogo

09.07.1653 -2.19 -79.89 5.7 ND CERESIS

24.06.1993 -2.93 -80.32 5.4 12.3 EPN

11.06.1787 -2.38 -80.11 6.5 20

11.08.1994 -2.20 -81.57 5 11.8 EPN

07.01.1901 -2.42 -81.46 7.8 25 CERESIS

26.03.1995 -2.05 -79.75 5.3 3.3 EPN

22.07.1924 -2.00 -80.00 6.5 ND CERESIS

14.06.1995 -3.50 -80.56 5.3 0.3 EPN

02.10.1933 -2.00 -81.00 6.9 15 CERESIS

27.06.1995 -3.11 -80.47 5.3 ND EPN

03.10.1933 -1.75 -80.75 6.3 ND CERESIS

13.08.1995 -2.89 -80.75 5 16 EPN

30.01.1943 -2.00 -80.50 6.2 30 CERESIS

05.08.1996 -2.06 -81.37 5.5 6.6 EPN

12.12.1953 -3.40 -80.60 7.8 30 CERESIS

05.08.1996 -2.00 -81.00 6.3 33 NEIC

12.03.1957 -1.59 -80.15 6.2 60 CERESIS

15.02.1997 -2.77 -80.83 5.4 10 EPN

26.08.1957 -2.00 -81.00 6 ND CERESIS

16.09.1998 -3.50 -79.68 5 18.9 EPN

07.02.1959 -3.70 -81.71 7.4 33 CERESIS

17.03.2002 -3.42 -79.96 5.3 17.7 EPN

12.08.1959 -3.00 -80.50 5.7 33 CERESIS

11.08.2004 -3.15 -81.07 5 35.9 EPN

21.06.1960 -2.00 -80.50 6.1 ND CERESIS

24.01.2005 -2.33 -80.65 5.6 28 NEIC

10.09.1960 -2.50 -82.00 5.7 33 CERESIS

24.01.2005 -2.45 -80.87 5.2 20.1 EPN

08.04.1961 -2.60 -81.00 6.2 25 CERESIS

09.04.2005 -3.55 -80.30 5 13.3 EPN

22.04.1961 -2.80 -80.80 5.8 30 CERESIS

13.05.2005 -3.39 -80.62 5.2 13.3 EPN

21.05.1961 -3.10 -80.90 6 27 CERESIS

21.05.2005 -3.29 -80.99 6.3 39 NEIC

02.06.1961 -3.00 -80.40 6.2 37 CERESIS

21.05.2005 -3.51 -81.33 5.5 9.3 EPN

10.12.1970 -3.97 -80.66 7.1 15 CERESIS

29.05.2005 -3.12 -81.03 5.2 5.6 EPN

12.03.1962 -2.90 -80.20 6.2 25 CERESIS

15.08.2007 -3.09 -80.65 5 18.3 EPN

18.08.1980 -1.98 -80.03 6.1 74 CERESIS

26.01.2008 -2.95 -80.69 5.4 18 EPN

06.05.1981 -1.96 -80.99 5.8 36 CERESIS

18.07.2008 -2.05 -80.59 5.1 15.7 EPN

26.08.1982 -2.69 -79.87 5.8 70 NEIC

19.07.2009 -1.74 -80.36 5.4 54 NEIC

06.11.1989 -2.76 -80.74 5 ND EPN

12.05.2011 -1.74 -81.62 5 10 NEIC

10.02.1990 -3.18 -80.86 5.6 ND EPN

17.11.2011 -1.70 -81.54 6 26 NEIC

16.02.1990 -3.19 -80.69 5 ND EPN

13.11.2012 -1.73 -81.57 5.1 47 NEIC

15.08.1990 -3.08 -80.63 5 19 EPN

25.11.2013 -3.16 -79.88 5 85 NEIC

10.02.1990 -3.17 -80.83 5.5 56 NEIC

14.12.2013 -2.83 -80.58 5 55 NEIC

13.10.1990 -3.24 -80.85 5.1 ND EPN

16.01.2015 -3.37 -79.97 5.1 79 NEIC

18.08.1992 -2.84 -80.47 5.1 0.4 EPN

19.03.2015 -3.30 -80.56 5 61 NEIC

27.04.1993 -2.60 -80.64 5.3 0.3 EPN

28.04.2015 -2.08 -79.62 5.4 89 NEIC

Tabla 1. Sismos moderados a altos, documentados en el catálogo CERESIS (Centro Regional de

Sismología para América del Sur) y registrados por el NEIC (National Earthquake Information

Center), en el orden de magnitudes mayores a 5.5; mientras que sismos moderados mayores a 5

6

son registrados desde la red local de sismogramas del EPN para el Golfo de Guayaquil y parte de

la península de Santa Elena y provincia del Guayas. Las casillas sombreadas en gris representan

los terremotos cercanos al Golfo de Guayaquil, que originaron Tsunamis con alturas de olas run-

up entre 0.2 y 1.8 metros. Para el terremoto de 1901 se estiman alturas de olas mayores a 2

metros.

Esta información podría permitir subestimaciones en los niveles de sismicidad, ya que

por la falta de suficientes datos de sismos instrumentales se podría considerar al Golfo de

Guayaquil y sus segmentos corticales como una zona de niveles de sismicidad moderada,

de aquí la importancia de aplicar un método que permita caracterizar las fallas activas o

capaces de generar terremotos, la cual permitiría obtener valiosa información sobre el

potencial sísmico de cada estructura sismogénica; es decir, estimar las máximas

magnitudes y las máximas aceleraciones en rocas (PGA, Peak Ground Acceleration) que

podrían generar en un determinado sitio de interés. La información sismológica

disponible de la RENSIG (llamado así también a la EPN del Instituto Geofísico del

Ecuador) comprende actualmente sismos con Ms≥4.

Figura 2. Distribución espacial de sismos y delimitación de dos secciones que corresponden a

modelos de subducción detallados en la Figura 4. Los sismos fueron obtenidos desde los

catálogos NEIC y del Instituto Geofísico de Quito.

La conversión de escalas mb, Ms a Mw ha sido aplicado desde las fórmulas propuestas

por Caguari (2006) para características tectónicas del norte de Perú similar al Golfo de

Guayaquil.

7

Figura 3. Modelos de subducción para secciones 1 y 2 que indican la proyección espacial de los

sismos corticales y aquellos profundos de subducción. Nótese la depresión del plano de Benioff,

posible asociado a la densidad del segmento continental de los Andes septentrionales.

8

Morfometría del Golfo de Guayaquil

Desde un punto de vista del análisis geológico estructural, las secciones sísmicas de

reflexión (elaboradas por EP-Petroecuador; antes CEPE, 1986) y re-evaluaciones de

registros litológicos de pozos exploratorios efectuados en alta mar (Cobos & Montenegro,

2010; Witt et al., 2006), indican para el Golfo de Guayaquil un ambiente distensivo con

dominio de fallas cizallas dextrales y sinistrales asociada a la abertura y formación de

cuencas de antearco. Cobos & Montenegro (2010) definen a la cuenca del Golfo de

Guayaquil de tipo “pull-apart” de régimen distensivo. Regionalmente, los principales

esfuerzos de deformación son direccionados por el empuje tectónico de la placa oceánica

que colisiona y se subduce en la zona tectónica, limitante con el Golfo de Guayaquil. Esta

dinámica de desplazamientos de bloques a través de planos de fallas geológicas, permiten

distinguir en los márgenes costeros, levantamientos tectónicos de unidades litológicas

desde el Paleoceno hasta el Holoceno.

La morfología marina del Golfo de Guayaquil es muy irregular varía desde la extensión

de la plataforma continental hasta las subdivisiones del talud continental. En efecto, los

datos multihaz-sonar de alta resolución, de reflectividad acústica y de acústica para

penetración de sedimentos (cerca 150-m-estratos) evidencian deformaciones

continentales asociadas a fallamientos activos de corrimientos de cerca 70 Km de

longitud (ver fallas Megasplay en la Figura 2) localizado en el prisma de acreción frente a

la fosa tectónica de subducción (Convemar, 2010); a su vez, peligros de mega-

deslizamientos submarinos han sido delineados desde datos batimétricos, permitiendo re-

construir su paleo-ambiente sedimentario asumiendo que estos fenómenos fueron

potencialmente activos en los últimos periodos glaciales, cuando el nivel de mar

alcanzaba los -120 metros debajo del nivel actual del mar (Chunga & Quiñonez, 2013).

En áreas cercanas a la fosa tectónica, los taludes continentales son altamente inestables

formando potenciales deslizamientos submarinos que provocan una re-deposición

sedimentaria en zonas de depresiones. Contrastando hacia el Norte, en el talud intermedio

son evidenciados notables cañones submarinos (e.g. cañón Santa Elena) donde las altas

tasas de erosión permiten diferenciar la geometría de estructuras con fuertes incisiones en

el piso submarino. El cañón Guayaquil, localizado más hacia el Sur, evidencian también

considerables deslizamientos submarinos con escarpes circulares, además de potenciales

diapiros “marcas de fondo oceánico” donde sus flancos estructurales permiten potenciales

trampas de gas (Convemar, 2010).

Análisis de modelos digitales del terreno permitieron delimitar terrazas erosionadas que

pueden ser preliminarmente catalogadas como pisos de niveles de variaciones de mar

(eustatismo), asociados a la última glaciación. Estas informaciones paleogeográficas han

sido adquiridas desde campañas geológicas realizadas por el Instituto Oceanográfico de

la Armada del Ecuador (INOCAR) y descritas en el reporte técnico de la Convemar

(2010), permitiendo individualizar una potencial fuente sísmica de fallas de corrimiento

(de 151 km de longitud, ver catálogo de fallas capaces en Tabla 2) en la zona de prisma

de acreción en el Golfo de Guayaquil. Adicional a los peligros geológicos tales como

deslizamientos submarinos, escarpes circulares no hacen descartar también la formación

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de un potencial peligro de ondas anómalas de tsunamis de tipo local, que podrían afectar

próximas áreas urbanas y sectores industriales localizados en las franjas costeras de las

provincias de Santa Elena y Guayas. El terremoto de Salinas en 1901 probablemente tuvo

su origen en esta misma estructura sismogénica (localizada en el prisma de acreción) que

desde aplicaciones metodológicas de Leonard (2010) y Wesnousky (2008), pueden

generar terremotos con magnitudes de 8 a 8.2.

3. Terremotos de subducción de la costa sur de Ecuador

La zona de subducción del Ecuador tiene 576 kilómetros de longitud, pero si

consideramos la geodinámica de subducción desde la costa norte de Perú alcanzando la

parte sur andina del territorio continental del Ecuador, la zona de subducción tiene 756

kilómetros de longitud.

Figura 4. Mapa de intensidades macrosísmicas propuestas por Egred (1968, 1975), para el

terremoto de subducción de 14 de mayo de 1942 (Mw 7.9). Otros terremotos precedentes como

los del 3 de mayo de 1896 (Mw 7.1), 1 de junio de 1907 (Mw 7.4) y del 4 de agosto de 1998 (Mw

7.1) pueden tener su origen en la misma estructura sismogénica. Esta estructura de 165 kilómetros

de longitud podría generar terremotos en el orden de 8 a 8.3 grados de magnitud.

10

El slab o plano de Benioff en la región costa, entre los 40 a 50 Km de profundidad tiene

una inmersión estructural entre los 4 a 5° de inclinación, un cambio brusco de inmersión

es delineado en la región andina alcanzando su máxima inclinación por debajo de la

cuenca retroarco amazónica (ver Figura 4), con plano de inclinación entre los 17° a 28°

(Chunga et al., 2013).

La zona de subducción del Golfo de Guayaquil es considerada por Contreras (2013),

como una zona de silencio sísmico (seismic gap), y que a la fecha no ha tenido ruptura

acumulando energía suficiente para generar un gran terremoto. La segunda zona de

silencio sísmico en la línea de subducción sudamericana del Pacifico sur oriental se

localiza entre las fronteras de sur de Perú y norte de Chile.

Figura 5. Mapa de intensidades macrosísmicas (IMM, escala Mercalli) propuestas por Egred

(1975), para el terremoto de 18 de agosto de 1980 (Mw 6.1). La fuente sísmica puede ser asociada

a una falla cortical cercana a la ciudad de Guayaquil.

Para una mejor visualización de la distribución espacial de los sismos corticales y

profundos asociadas a la geodinámica de la zona de subducción de la placa de Nazca

respecto a la placa Sudamérica, ha sido elaborado dos modelos de subducción, la cual

comprende la costa sur de Ecuador y parte meridional de los Andes septentrionales, desde

11

las latitudes 4° sur hasta 2.7° sur y también desde las latitudes 2.7° sur a 1.6° sur, las

longitudes es similar para ambas secciones desde 78° oeste hasta 82° oeste. La zona de

subducción seleccionada para nuestro análisis tiene 373 kilómetros de longitud, y es

dividida en dos secciones abreviadas como “1” y “2” (ver Figura 3). Una investigación

similar ha sido efectuada por Chunga et al. (2013), Lonsdale (1978), y Gutscher et al.

(1999).

La distribución espacial de los sismos representando en las dos secciones indican sismos

corticales localizados en la corteza continental entre los 0.1≤H≤40 Km, al inicio en la

fosa oceánica y las áreas de la costa, los sismos poco profundo son asociados al proceso

de subducción de la placa de Nazca bajo la Sudamericana (plano de Benioff). En el

interior del continente, también existe presencia de sismos superficiales y estos se

distribuyen en las dos secciones, en las planicies de las cuencas costeras de ante-arcos, en

las altas cordilleras de los Andes y a lo largo de la zona subandina, todas ellas asociadas a

las deformaciones superficiales con la presencia de importantes sistemas de fallas

corticales activas y capaces de generar terremotos entre los 6 a 7.2 grados de magnitudes

(Chunga, 2010).

Figura 6. Edificios de hormigón armado en la ciudad de Guayaquil colapsados durante el

terremoto de subducción del 13 de mayo de 1942 (Mw 7.9). El epicentro fue localizado a 205 Km

de distancia. Extracto de fotos de Ruffilli (1948).

Los sismos profundos son delineados a los largo del plano de Benioff que delimita la

placa de Nazca que subduce debajo de la placa sudamericana y segmento Norandino, los

sismos son registrados hasta los 290 Km de profundidad debajo de la zona subandina. La

zona de subducción en la costa sur del Ecuador puede generar terremotos entre los M 8 a

8.5, y la falla localizada en el prisma de acreción “estructura megasplay” entre 8 a 8.2; el

sismo más reciente con efecto local aconteció el 10.12.1970 con Mw 7.1. Una tasa de

12

desplazamiento de 58 a 78 mm/año es asignada para la placa de Nazca que subduce

debajo de la placa Sudamerica (De Mets et al., 1990; Trenkamp et al., 2002)

Sismos moderados a fuertes al interno del continente, en zona de intraplacas, son

localizados cerca de poblados y pueden causar daños estructurales de viviendas tanto

como aquellos muy fuertes terremotos de subducción localizados entre 80 a 160

kilómetros de distancia, las atenuaciones de suelos arcillosos y limosos incrementan el

grado de intensidad macrosísmica. Uno de los terremotos más distante y destructor para

la ciudad de Guayaquil, es el sismo de subducción del 13 de mayo de 1942 (magnitud

Mw 7.8) con epicentro frente a la costa de Manabí, localizado a 205 Km de distancia que

provocó daños estructurales en varias edificaciones de la ciudad (Argudo et al., 1993;

Chunga et al., 2005a). Ruffilli (1948) menciona que el fuerte sismo tuvo una duración

entre 60 a 80 segundos, precedido por livianos estremecimientos del terreno que

crecieron rápidamente en intensidad hasta llegar a una violencia destructora, sintiendo

que la intensidad decreció un momento para volver a aumentar enseguida después de

unos segundos, hay quienes aseguraron que la dirección varió en dos fases. La intensidad

macrosísmica estimada fue de IX grado de la escala Mercalli. En las notas de Ruffilli

(1948), describe que en aquella época existían más o menos 500 edificios de hormigón

armado y mampostería, de estos: (a) Dos se derrumbaron por completo (Figura 6), las

losas de los pisos se aplastaron una con otra, (b) una se derrumbó casi completamente, (c)

una quedó desplomado de 56 cm y fue desocupado, (d) cuatro quedaron en peligro

inminente por la gravedad de las lesiones de la estructura, (e) cincuenta tuvieron en la

estructura lesiones de carácter más o menos leve, y casi todos los otros edificios tuvieron

lesiones de mamposterías de las paredes, de entidad variable.

Un terremoto posterior y asociado a la tectónica de subducción entre la frontera norte de

Perú y sur de Ecuador (Golfo de Guayaquil), aconteció el 12 de diciembre de 1953

(Chunga et al., 2005b), con epicentro localizado a 155 Km SW de distancia de la ciudad

de Guayaquil, donde Silgado (1957) estima para la zona urbana una intensidad

macrosísmica de VI a VII.

4. Fallas Capaces y Terremotos corticales

Sismos corticales de magnitudes moderadas a fuertes han sido poco documentados para

la costa sur del Ecuador, en particular, la referencia bibliográfica obtenida en la casa de la

cultura de las ciudades de Cuenca y Quito (MHQ, 1879), se direcciona a la ciudad de

Guayaquil, donde se tiene un primer evento tectónico el 11 de junio de 1787,

probablemente asociado su fuente sísmica a una de las fallas Carrizal (F-18) o Estero

Salado (F-17), localizadas a 35 y 16 kilómetros de distancia de la zona urbana. La

intensidad macrosísmica estimada es de VIII a IX grados en la escala Mercalli, y su

magnitud estimada en el rango de 6 a 6.5 grados (Chunga, 2010; Chunga et al., 2013).

13

Figura 7. Mapa de máximas intensidades macrosísmicas aplicando la escala ESI-2007

(Environment Seismic Intensity, Michetti el at., 2007), elaborada desde análisis sismológicos y

geológicos estructurales para cada una de las fallas capaces delineadas para la costa del Ecuador

(Chunga et al., 2013).

14

Un segundo movimiento sísmico aconteció a las 1h25 del 30 de enero de 1943 (Mw 6.2),

acompañado por un fuerte ruido subterráneo como producido por un gran derrumbe de

una cantera, las características de los daños cosísmicos en el terreno dejan suponer que el

epicentro no haya sido muy lejano de la zona de la ciudad, la duración del sismo fue muy

corta entre los 10 a 15 segundos (ie., Ruffilli, 1948). La percepción del movimiento para

los habitantes de Guayaquil es que este sismo fue mucho más violento que el del 13 de

mayo de 1942, y que si los daños no fueron tan espectaculares ni el saldo tan trágico, se

debe sólo a su corta duración. El registro de daño en vivienda, describe un derrumbe en la

parte posterior de un edificio mixto.

El terremoto del 18 de agosto de 1980 con magnitud de Mw 6.1, tuvo su epicentro a 28

Km noroeste de la ciudad de Guayaquil (ver Figura 8), con una intensidad macrosísmica

entre VII a VIII grados de la escala Mercalli (Chunga et al., 2005a; Egred, 1975; Mera,

1999). Daños de múltiples viviendas y paralización de los servicios telefónicos y

eléctricos fueron reportados, el movimiento telúrico fue sentido con fuerza en la parte

sur, oeste y central de la ciudad. Argudo at al. (1993), describen los daños físicos a

edificaciones mixtas vetustas, 29 casas con colapsos en sus paredes, y destrucción parcial

o total de 7 de ellas, evaluaciones posteriores determinaron que 49 casas mixtas debían

ser demolidas por no cumplir con las mínimas condiciones de seguridad. Aguiar (1982)

menciona que muchos de los terremotos han sido subestimados durante el cálculo de

intensidad macrosísmica, en particulares aquellos que presentaban daños cosísmicos en el

terreno.

En estos relatos se describe daños a las viviendas y niveles de percepción humana sobre

los movimientos telúricos, sin embargo estos eventos sísmicos de seguro generaron daños

cosísmicos en el terreno que no fueron descritos con precisión en su momento, por

ejemplo las viviendas asentadas en suelos blandos arcillosos y limosos (al suroeste de la

ciudad) pudieron haber experimentado la aceleración de la tasa de subsidencia natural o

antropogénica, grietas en el terreno y licuefacción de suelos no han sido documentadas,

además Guayaquil tiene cerros de taludes inestables donde caídas de rocas o

deslizamientos pueden presentarse dependiendo del escenario geológico donde se

desarrolle urbanísticamente la ciudad. En efecto las características litológicas de los

suelos donde la ciudad es asentada varía de su posición geográfica, por ejemplo: (a) el

centro urbano y comercial es asentado sobre suelos arcillosos intercalado con niveles

arenosos y limosos, aluviales del Holoceno, no consolidado. (b) las zonas sur y suroeste

son áreas urbanas poco desarrolladas, directamente yaciendo sobre sedimentos estuarinos

limosos, donde la capa de material de relleno es de 1 a 2 metros de espesor. (c)

urbanizaciones extensas y otras en fases de construcción, en el norte de la ciudad, son

edificadas sobre estratos rocosos cretácicos de niveles volcánicos (roca hialoclastita) y

sedimentarios (areniscas, lutitas, limolitas y grauwacas competentes), pertenecientes a las

formaciones geológicas de Cayo y Guayaquil. (d) las áreas urbanas marginales como las

cooperativas Sergio Toral, Monte Sinai, Trinidad de Dios y Horizontes del Fortín, yacen

en su mayor parte sobre laderas de cerros inestables. (e) Zonas residenciales de la

Kennedy y Urdesa son construidas bordeando a lo largo de dos ramales de esteros

yaciendo sobre sedimentos blandos no consolidados. Ciertamente, estas características

15

litológicas podrían crear condiciones favorables para amplificar o atenuar las ondas

sísmicas en el suelo durante un sismo mayor a magnitud 6 grados (Aguiar et al., 2016;

Chunga et al., 2005a).

Figura 8. Daños de edificaciones mixtas durante el terremoto del 18 de agosto de 1980. Fotos

tomadas por la prensa local diario El Universo, extracto desde Argudo et al. (1993).

Otras ciudades como Naranjal, Machala, Salinas, Libertad, Santa Elena y poblados

menores como Posorja, Villamil Playas, Santa Rosa, Chanduy y Ancón, podrían ser

susceptibles a fenómenos geológicos cosísmicos dependiendo del escenario geológico y

condiciones litológicas donde se asientan. Peligros geológicos cosísmicos registrados en

sedimentos Holocénicos pueden proporcionar información relevante para delinear el área

paleo-epicentral y la recurrencia de la potencial falla capaz (e.g., Alvarado et al., 2015;

Audemard, 2016; Chunga & Toulkeridis, 2014; Michetti et al., 2007).

5. Estimación de máximas magnitudes y PGA desde el análisis de fallas capaces

Información de sismos instrumentales y su asociación con fallas geológicas corticales y

capaces de generar sismos con magnitudes mayores a 6 grados, son poco documentadas

en el Golfo de Guayaquil. Para una mejor compresión de la terminología geológica

estructural que aplicamos en nuestro análisis, se define falla “capaz” y fuente potencial de

futuros terremotos, aquella estructura que evidencia dislocaciones o desplazamientos

superficiales durante los últimos 30.000 años (Agencia Internacional de Energía Atómica,

siglas en Inglés IAEA, 2002), y/o si la sismicidad histórica o instrumental está asociada a

una falla determinada (ie. Chunga 2010). Por otra parte, una falla se considera

“potencialmente activa” y se considera una fuente potencial de futuros terremotos si se

16

evidencian dislocaciones superficiales por lo menos una vez en los últimos 50.000 años

(IAEA, 2002; Robert & Michetti, 2004; Michetti et al., 2007).

Figura 9. Estimación de máximas magnitudes probables obtenidas desde análisis de fallas

capaces empleando el método de ecuaciones propuestas por Wesnousky (2008). Las

abreviaciones desde F-01 a F-40 indican la numeración de las fallas geológicas delineadas en la

costa sur del Ecuador. Fallas corticales han sido delineadas desde CEPE (1986), Chunga (2010),

Chunga & Quiñonez (2013), Cobos & Montenegro (2010), Eguez et al. (2003), Witt et al. (2006),

Witt & Bourgois (2009).

Con esta definición, y para entender los niveles de sismicidad corticales de la costa sur

del Ecuador, se ha elaborado un catálogo de fallas que comprende 40 segmentos de fallas

capaces de deformar la superficie del terreno y generar potenciales sismos moderados a

altos, en el orden de magnitudes desde 6.2 a 7.2 grados. Los terremotos pueden ser

medidos por su magnitud, intensidad macrosísmica y aceleración (PGA, Peak Ground

Acceleration). Los máximos PGA estimados en nuestro análisis este en el orden de 0.24g

a 0.41g. La base de datos comprende fallas cartografiadas en el piso marino y parte del

17

segmento continental de las provincias de Santa Elena, El Oro y Guayas (ver catálogo de

fallas geológicas capaces, en Tabla 2). Esta información geológica estructural ha sido

obtenida desde CEPE (1986), posteriores estudios tales como, Calahorrano et al. (2008),

Cobos & Montenegro (2010), Dumont et al. (2005), Eguez et al. (2003), Witt et al.,

(2006) y Witt & Bourgois (2009), han proporcionado información relevante de la

geometría y cinemática de cada una de las fallas geológicas, así como evidencia de

desplazamiento vertical desde el Pleistoceno tardío al Holoceno. Secciones de sísmicas

disponibles por la compañía estatal EP-Petroecuador e interpretada por CEPE (1986),

demuestran que muchas de las fallas no alcanzan la superficie del terreno y son cubiertas

por sedimentos Plioceno a Holoceno, pero son clasificadas en este estudio como

“activas” y no capaces.

Los parámetros geométricos para cada una de las fallas seleccionadas, incluyen: (1) la

proyección espacial de la falla en el terreno, (2) geometría y cinemática de la falla, (3) la

inmersión estructural y ángulo estimado del desplazamiento de la falla “en análisis de

mecanismo focal es denominado rake”, y (4) el ancho de la estructura sismogénica. Es

importante indicar aquí, que si una falla es modelada con varios segmentos cortos en vez

de largos segmentos, la máxima magnitud será inferior, y una tasa de deslizamiento de la

falla requiere de muchos más pequeños terremotos para acomodar un acumulativo

momento sísmico (Well & Coppersmith, 1994).

El acercamiento más usual para estimar la máxima magnitud es a través de una

comparación de la longitud de la ruptura de la falla y su magnitud asociada; confirmando

lo anteriormente mencionado, se estima las máximas magnitudes para cada una de las

fallas corticales individualizadas en este estudio y el máximo desplazamiento vertical

basadas en relaciones empíricas de regresión de magnitud-terremoto-

ruptura/desplazamiento de falla geológica, propuesta por Well & Coppersmith (1994).

Magnitud estimada (Mw) = 5.08+1.16*LOG (Lf)

Desplazamiento de falla (en metros) = EXP(-1.38+1.02*LOG(Lf)

Donde Lf, es la longitud de la falla geológica capaz.

Leonard (2010) propone modificaciones y correcciones a la formula precedente para

estimar máximas magnitudes.

Mw = a*log (Lf)+b; siendo los coeficientes de, a=1.52 y b=4.33

Magnitud estimada (Me) = 1,52*LOG (Lf)+4,33

Wesnousky (2008), propone la relación de escala de terremotos para cada tipo de fallas

capaces, tales como:

Fallas cizallas; Mw = 5.56+0.87*Log(Lf)

Fallas normales; Mw = 6.12+0.47*Log(Lf)

Fallas inversas; Mw = 4.11 +1.88*Log (Lf)

18

Estas ecuaciones de regresiones indican que no todos los tipos de fallas de una misma

dimensión pueden generar sismos de un mismo valor de grado de magnitud (Stirling et

al., 2013; Wesnousky, 2008), esta teoría es aplicada para las fallas capaces delineadas en

el Golfo de Guayaquil, donde se define que aquellas fallas de tipo inversa son

consideradas potencialmente capaces de generar terremotos mayores que aquellas de

igual longitud pero de tipos cizallas y normales.

Figura 10. Estimación de máximos PGA (Peak Ground Acceleration) obtenidas desde análisis de

fallas capaces empleando el método de ecuaciones propuestas por Fukushima & Tanaka (1990).

Las abreviaciones desde F-01 a F-40 indican la numeración de las fallas geológicas delineadas en

la costa sur del Ecuador. Isolíneas de aceleraciones en proporción de la aceleración de la

gravedad propuesta por la Norma Ecuatoriana de la Construcción (NEC-2011) han sido

confrontadas con la tectónica activa del Golfo de Guayaquil.

19

Otra medición de los terremotos son las máximas aceleraciones en roca (Peak Ground

Acceleration, PGA), aquí se ha aplicado la ecuación propuesta por Fukushima & Tanaka

(1990). Estos valores de aceleraciones máximas en rocas son confrontables con el mapa

de zonación sísmica del Ecuador (Código Ecuatoriano de la Construcción NEC, 2011)

(ver Figura 10).

PGA estimado = (10^(0,41*Me-LOG10(Hf+0,032*10^(0,41*Me))-0,0034*Hf+1,3))/980

Hf, es el hipocentro o profundidad en kilómetros de la falla geológica.

Con todos estos datos obtenidos, de estimaciones de magnitudes y PGA se ha

representado espacialmente modelos de superficies y contornos asociados a la tectónica

activa del Golfo de Guayaquil, programas o software’s de plataforma GIS y Surfer han

permitido interpolar y transformar valores de XYZ (X: latitud de coordenadas, Y:

longitud de coordenadas, Z: valor de magnitud o PGA), aplicando el método “gridding”

en mapas de isovalores, tal como es representado en las figuras 10 y 11 para

interpolaciones de datos PGA en roca y su confrontación tectónica con las fallas capaces.

Los niveles de confiabilidad para cada una de las fallas capaces han sido aplicadas desde

análisis sismológicos (registros de sismos instrumentales delineados a lo largo de la

estructura) y morfológicos (escarpes de fallas o delineación de relieves asociados a

levantamiento o hundimiento tectónico), clasificándolos en tres categorías: *I (cierto),

**II (deducible), y ***III (incierto o hipotético) (ver Tabla 2). Para un nivel de

confiabilidad estructural “cierto” se necesita que la fallas geológica presente evidencia de

sismicidad y desplazamientos laterales en el terreno durante el Cuaternario, para un nivel

“deducido” la falla debe tener desplazamiento o dislocación del terreno bien distinguido

en la morfometría del relieve, para un nivel hipotético es cuando los lineamientos

estructurales pueden ser asociado con una falla activa pero el sentido del desplazamiento

es desconocido, o también cuando son proyectados espacialmente sismos alineados con

profundidad menor a 20 Km.

6. Discusión y Conclusiones

Terremotos históricos documentados para el Golfo de Guayaquil y costa del Ecuador,

inician el 11 de junio de 1787 (magnitud estimada 6.5, intensidad macrosísmica de VIII),

con epicentro local o cercano a la ciudad de Guayaquil. Otros terremotos acontecidos el

30 de enero de 1943 (Mw 6.2) y el 18 agosto 1980 (6.1) son asociados a la actividad de

fallas geológicas corticales. En adición, terremoto con epicentro lejano como el

acontecido el 13 de mayo de 1942 (Mw 7.9) provocaron daños a infraestructuras

localizadas a 205 Km desde distancia de la ciudad de Guayaquil. Estos antecedentes

históricos demuestran que la ciudad más poblada del Ecuador pueden ser propensa a

daños físicos y naturales (efectos cosísmicos en el terreno) por sismos moderados a

fuertes con epicentros locales y por terremotos muy fuertes y lejanos donde magnitudes

mayores a 7.9 grados pueden causar colapsos de viviendas y edificaciones.

En su totalidad se han registrado 28 sismos con magnitudes en el orden de 5.5≤M≤7.8. La

información de sismos moderados y fuertes cuyo origen sea asociado a fallas corticales,

es corta para la costa sur del Ecuador, la escasa información ha proporcionado detalles de

20

daños a infraestructuras pero no hay datos que permitan evaluar la intensidad

macrosísmica desde datos geológicos o daños cosísmicos en el terreno, tales como

licuefacción de suelos, subsidencia natural o antropogénica, deslizamientos y caídas de

rocas, fallamientos superficiales y formación de sumideros o sinkhole.

Figura 11. Mapa de máxima aceleraciones en roca (PGA) desde la aplicación de modelos de

atenuación propuesto por Fukushima & Tanaka (1990). Vista local del Bloque 3. Modelo

realizado en este estudio desde análisis de fallas geológicas.

Un primer aporte ha sido seleccionar las 40 fallas corticales capaces de generar sismos y

aplicar ecuaciones propuestas por Wesnousky (2008) que han permitido estimar las

máximas magnitudes y PGA en el Golfo de Guayaquil y parte del segmento costero

continental sur del Ecuador. Estas fallas capaces podrían generar terremotos en el orden

de magnitudes comprendido desde 6.2 hasta 7.2; a excepción de la falla inversa F-40

localizada en el área del prisma de acreción (frente a la zona de subducción), con longitud

de 151 Km y referida su ubicación a 177 Km de distancia SW de la ciudad de Guayaquil,

la cual puede generar un potencial terremoto en el orden de 8.2 grados de magnitud y

PGA de 0.50 g. Esta estructura sismogénica F-40 debe ser empleada para modelaciones

21

matemáticas de ondas de tsunamis las cuales podrían alcanzar o impactar la costa en

intervalo de tiempo de 30 a 35 minutos (Ioualalen, 2014), siendo Salinas el punto saliente

del territorio continental y del Golfo de Guayaquil. No se descarta que los sismos del 7 de

enero de 1901 (Mw7.6 o Mw 7.8) y del 2 de octubre de 1933, que además generaron

ondas de tsunamis, tuvieran su epicentro en la estructura F-40 (Chunga & Toulkeridis,

2014).

Los bordes costeros tienen áreas densamente pobladas y sectores industriales e

hidrocarburíferas en desarrollo. Para Guayaquil, sismos en el rango de magnitudes de 7 a

7.2 grados y valores de PGA desde los 0.34g a 0.41g, pueden generarse en un radio entre

los 23 a 80 Km referido la distancia a la ciudad de Guayaquil. Las fallas corticales

delineadas y analizadas son las F-01, F-08, F-09, F-10, F-11, F-21, F-25 y F-31, los

valores de magnitudes más alto corresponde a falla de cizallas de tipo dextral, localizadas

al norte de la isla Puna.

La falla de tipo normal F-05 es la más cercana a Guayaquil (3 Km de distancia E de la

ciudad), con tendencia estructural al sur y estimación de máxima magnitud de 6.7 y valor

de PGA de 0.30g. Esta falla es evidenciada en el terreno a lo largo de la vía a la costa,

canteras de extracción de material pétreo han dejado al descubierto la zona de falla con

tendencia paralela a la dirección de los estratos (210/25) de calizas y lutitas

pertenecientes a las formaciones geológicas San Eduardo y Guayaquil, respectivamente.

La zona de falla o millonita tiene entre 0.3 a 0.4m de espesor. Por su ubicación

geográfica esta falla puede ser parte del límite norte de la cuenca del Progreso, mientras

que las fallas F-19 y F20 (falla La Cruz con tendencia E-W) delimitan la parte meridional

de la misma depresión sedimentaria

Para el terremoto del 11 de junio de 1787 (intensidad macrosísmica de VIII), Chunga

(2010) menciona que la fuente sísmica responsable del evento podría ser la falla Carrizal

(F-18) o la falla Estero Salado (F-17), ambas estructuras presentan bien definidos rasgos

morfológicos y sismológicos, alcanzan valores de aceleraciones en el orden de los 0.33g,

este valor es estimado desde la distancia hipocentral de las fallas entre los 10 y 16 Km de

profundidad, donde las estimaciones de máximas magnitudes comprenden los 6.9 grados.

Para la subcuenca de la Esperanza, localizada en el piso marino del Golfo de Guayaquil

han sido delineadas las fallas F-24 (estimada Mw 6.9, PGA 0.41g), F25 (estimada Mw 7,

PGA 0.41g), F-26 (estimada Mw 6.9, PGA 0.40g), F-27 (estimada Mw 6.8, PGA 0.39g),

F-28 (estimada Mw 6.8, PGA 0.39g), F-29 (estimada Mw 6.8, PGA 0.39g), F-30

(estimada Mw 6.9, PGA 0.41g), F-31 (estimada Mw 7, PGA 0.38g, llamada también falla

Zambapala), F-32 (estimada Mw 6.4, PGA 0.34g, llamada también falla Santa Clara), F-

33 (estimada Mw 6.5, PGA 0.33g), F-34 (estimada Mw 6.7, PGA 0.38g), F-35 (estimada

Mw 6.9, PGA 0.41g), F-36 (estimada Mw 6.7, PGA 0.38g), F-37 (estimada Mw 6.7,

PGA 0.37g), y F-38 (estimada Mw 6.7, PGA 0.38g). Todas ellas son consideradas fallas

capaces con estimaciones de máximos valores de aceleraciones en roca de 0.33g y 0.41g.

Las máximas magnitudes estimadas que podrían generarse en este segmento de la

plataforma continental comprenden valores de 6.4 y 7. Las máximas dislocaciones

verticales desde los desplazamiento de planos de fallas comprende entre 0.8 y 1.6 m.

22

Falla capaz tipo

Longitud

de falla (Km)

Prof.

falla (Km)

Distancia falla - sitio

Guayaquil

(Km)

Dirección

de

inmersión (Dip-

direction)

Buzam.

aparente Rake

Ancho de

falla

(Km)

Posición estructural de

falla referente

a Guayaquil

Máximo desplaz. (m)

desde relaciones

empiricas propuestas por Well &

Coppermisth, 1994

Magnitud estimada desde

Wesnousky

(2008). Para cada falla de tipo

normal, inversa y

cizalla

PGA Fukushima &

Tanaka

(1990)

Niveles de

confiabilidad

desde análisis sismológicos y

morfológicos

F-01 Inversa 34.25 15 76 N50 45 +90 10 Foot wall 1.2 7.0 0.35 cierta

F-02 Cizalla dextral 24.58 12 74 N340 85 ±1 9 left-lateral 1.0 6.7 0.35 cierta

F-03 Inversa 28.18 15 51 N35 45 +90 9 Foot wall 1.1 6.8 0.33 cierta

F-04 Normal 28.16 10 15 N195 45 -90 9 Hanging wall 1.1 6.8 0.39 cierta


F-06 Inversa 12.36 15 25 N325 45 +90 7 Foot wall 0.8 6.2 0.24 deducida

F-07 Cizalla dextral 25.39 12 11 N330 85 ±1 9 righ-lateral 1.1 6.8 0.35 deducida


F-09 Cizalla dextral 57.88 12 40 N320 85 ±1 11 righ-lateral 1.5 7.1 0.39 cierta



F-12 Normal 39.50 15 86 N180 45 -90 10 Foot wall 1.3 6.9 0.33 deducida





F-17 Normal 40.16 10 16 N150 45 -90 10 Foot wall 1.3 6.9 0.40 cierta


F-19 Normal 49.67 15 64 N55 45 -90 11 Hanging wall 1.4 6.9 0.34 deducida



F-22 Cizalla sinistral 27.93 12 79 N330 85 ±180 9 left-lateral 1.1 6.8 0.36 deducida

Continuación……

23

Falla capaz tipo

Longitud

de falla (Km)

Prof.

falla (Km)

Distancia falla - sitio

Guayaquil

(Km)

Dirección

de

inmersión (Dip-

direction)

Buzam.

aparente Rake

Ancho de

falla

(Km)

Posición estructural de

falla referente

a Guayaquil

Máximo desplaz. (m)

desde relaciones

empiricas propuestas por Well &

Coppermisth, 1994

Magnitud estimada desde

Wesnousky

(2008). Para cada falla de tipo

normal, inversa y

cizalla

PGA Fukushima &

Tanaka

(1990)

Niveles de

confiabilidad

desde análisis sismológicos y

morfológicos










F-32 Inversa 16.64 10 116 N305 45 +90 8 Hanging wall 0.9 6.4 0.34 deducida








F-40 Inversa 151.00 12 177 N190 45 +90 15 Hanging wall 2.3 8.2 0.50 cierta

Tabla 1. Catálogo de fallas capaces de generar sismos mayores a 6 grados de magnitudes. Estimaciones de máximas magnitudes para fallas desde

aplicaciones de ecuaciones de regresiones propuestas por Wesnousky (2008), otras fórmulas propuestas por Well & Coppermisth (1994) y Leonard (2010),

también han sido confrontadas seleccionando aquellas aproximaciones a la tectónica activa de la costa sur del Ecuador.

24

.

Figura 12. Plano de falla capaz F-05 con tendencia paralela al contacto litológico de la Fm San Eduardo

y Guayaquil. Coordenadas UTM, WGS 1984 datum 17 sur, 607.404mE, 9.759.426mN.

Figura 13. Espesor de falla capaz F-05 con tendencia paralela a los estratos de formaciones cretácica

(Fm Guayaquil) y eocénica (Fm San Eduardo). Coordenadas UTM: 604.744mE, 9.760.146mN.

25

La estimación de un terremoto cortical (desde falla superficial) igual mayor a 8 queda descartada

para el interior del Golfo de Guayaquil (a excepción de la estructura F-40, localizado en el

prisma de acreción junto a la zona tectónica de subducción) )incluyendo la provincia del Guayas,

el cálculo erróneo para estimar esta magnitud exagerada deriva de una sobredimensionada falla

geológica, sin considerar parámetros importantes como los (a) comportamientos de cinemática y

de esfuerzos con tendencias variables, además de los (b) lineamientos morfo-estructurales que

son aquellos que definen en el terreno los potenciales segmentos de estructuras sismogénicas (ie.

Chunga 2010). Estos dos parámetros (a y b) si han sido considerados en el presente estudio.

7. Referencias Bibliográficas

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1. paper por publicar terremoto manabi y guayaquil

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