Sismogénesis, proceso de ruptura y réplicas del mega terremoto del

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Sismogénesis, proceso de ruptura y réplicas del mega
terremoto
del Maule
2010
Mw:
8.8 - terremoto
en chile
capítulo 1
Sismogénesis, proceso
de ruptura y réplicas
del mega terremoto
del Maule 2010
Sergio Ruiz1,2
Raúl Madariaga2
1. Universidad de Chile
2. Ecole Normale Superieure, Francia
1. Introducción
El terremoto del Maule es el de mayor magnitud (Mw 8.8) ocurrido en Chile desde el terremoto de Valdivia de 1960 (Mw 9.5) y uno de los más grandes registrados en el mundo.
Chile tiene un alto promedio de grandes terremotos, aproximadamente uno cada diez años
(ver por ejemplo Lomnitz, 1970, 2004), sin embargo este es el primer terremoto de magnitud
superior a Mw 8.0 registrado instrumentalmente en campo cercano.
El violento sismo de 2010 ocurrió en una reconocida laguna (gap) sísmica, donde en la
década del 90 fueron instalados receptores de GPS que permitieron estimar con certeza la
madurez de esta laguna (Campos et al., 2002; Moreno et al., 2008; Ruegg et al., 2009). Este
sismo fue muy bien registrado por receptores GPS, GPS continuos (cGPS) y acelerógrafos, lo
que ha permitido tener un buen control, con datos de campo cercano, de la deformación estática asociada a la ruptura sísmica. Los diferentes resultados obtenidos a partir de datos GPS,
junto con la estimación de la distribución de deslizamiento usando datos tele-sísmicos, son
confrontados con los registros de aceleraciones obtenidos en la zona del Maule. Esto permite
tener una imagen de éste en un rango de períodos cercanos a los usados por la ingeniería sísmica. Sus características son comparadas con otros bien registrados pero de menor magnitud
como Valparaíso 1985 Mw 8.0 y Tocopilla 2007 Mw 7.8.
universidad de chile
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Mw: 8.8 - terremoto en chile
En este capítulo describimos brevemente la tipología de los terremotos chilenos, para posteriormente describir la situación de la zona Centro Sur antes del evento del Maule. Luego
nos enfocamos en los aspectos sismológicos para discutir las características del terremoto del
Maule y compararlas con otros movimiento telúricos chilenos. A continuación nos referimos a
las réplicas del terremoto del Maule, para terminar con una sección de comentarios.
2. Características sismotectónicas de los terremotos chilenos
La mayor parte de Chile se sitúa sobre la placa Sudamericana, la cual se encuentra en contacto con la placa de Nazca, ambas convergen a una velocidad de 66 mm/año (Angermann et
al., 1999). Este contacto controla la sismo-tectónica del país. Cuatro son los tipos de terremotos más importantes y de mayor interés para la ingeniería sísmica: Interplaca de mecanismo
inverso o tipo thrust, Intraplaca de profundidad intermedia, Intraplaca superficial de la placa
Sudamericana o corticales e Intraplaca superficiales en la placa de Nazca o superficiales detrás
de la fosa (outer rise), ver Figura 1. Cada uno de ellos presenta características particulares, aunque aquí nosotros nos referimos principalmente a los terremotos interplaca.
De los cuatro tipos de terremotos mencionados, los del tipo interplaca son los más frecuentes (Leyton et al., 2009a, 2010). Por sus características han sido los mejor descritos por
los cronistas desde el arribo de los primeros colonos a Chile; estos sismos generan tsunamis,
alzamientos o hundimientos costeros, como también altos niveles de daño en obras civiles. A
partir de estas características es posible reconstruir gran parte de la historia sísmica de Chile
(Montessus de Ballore, 1916; Lomnitz, 1970, 2004; Udías et al., 2012; entre otros).
A partir del terremoto de Tocopilla 2007, Mw 7.8, el que fue muy bien registrado por acelerógrafos, sismógrafos de banda ancha y GPS (Fuenzalida et al., 2012), queda de manifiesto que
estos terremotos pueden ocurrir en la parte superficial o más profunda del contacto de placas, Figura 1. Para el caso particular de Tocopilla 2007, Mw 7.8, su ruptura se produce en la parte más profunda de la zona sismogénica. (Delouis et al., 2009, Peyrat et al., 2010, entre otros).
Los terremotos que ocurren en la parte más profunda del contacto (lejos de la fosa) se
caracterizan por no generar grandes tsunamis. En general, sólo los grandes terremotos (Mw
> 8.5) como el del Maule propagan su ruptura a través de todo el contacto sismogénico
incluyendo el contacto interplaca más superficial, sin embargo pueden existir terremotos de
magnitud Mw ~ 8.0 que rompen sólo la parte cercana a la fosa generando grandes tsunamis,
como se ha observado en otras zonas de subducción (Polet y Kanamori, 2000; Kanamori
et al., 2010) (ver capítulo 2). A pesar que en Chile la distancia desde la fosa al continente es
menor que en otras zonas de subducción como Sumatra, Japón o Centro América, la posibilidad de que en el pasado hayan ocurrido eventos de magnitud M~8.0 tsunamigénicos no
se puede descartar.
La importancia de la zona del contacto entre placas donde ocurren los mayores desplazamientos cobra particular relevancia al estudiar los recientes terremotos del Maule 2010, Chile,
y Tohoku 2011, Japón, porque se ha observado un comportamiento diferente entre la energía
sísmica liberada en largos y cortos períodos dependiendo de la ubicación del deslizamiento.
Este aspecto se discute en mayor detalle más adelante.
Los terremotos intraplaca de profundidad intermedia han sido los más destructivos en Chile, presentando las más altas caídas de esfuerzo y las mayores aceleraciones máximas esperadas (Saragoni et al., 2004; Leyton et al., 2009b). En la zona centro Sur ocurrió el terremoto de
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facultad de ciencias físicas y matemáticas
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Sismogénesis, proceso de ruptura y réplicas del mega terremoto del Maule 2010
Figura 1. Esquema de la subducción Chilena. Donde se observa la convergencia de la placa de Nazca
con la placa Sudamericana y los principales terremotos que ellas generan: Interplaca, intraplaca de
profundidad intermedia, terremotos superficiales corticales y sismos detrás de la fosa. Los terremotos
interplaca pueden romper todo el contacto sismogénico o una parte del contacto.
Chillán 1939, Mw 8.0, del tipo intraplaca de profundidad intermedia (Campos y Kausel, 1990)
que por mucho tiempo fue catalogado como terremoto interplaca (Kelleher, 1970, Nischenko
1985) induciendo a error las estimaciones de las lagunas sísmicas. Sin embargo, después de los
trabajos de Campos y Kausel (1990) y Beck et al. (1998) quedó de manifiesto que el terremoto
que más víctimas ha causado en Chile (Astroza et al., 2002) es del tipo intraplaca, presentando
aspectos sismológicos (Leyton et al., 2009b) y de ingeniería sísmica (Saragoni et al., 2004) muy
diferentes a los terremotos interplaca.
Finalmente están los terremotos corticales que presentan bajos períodos de recurrencia
(Leyton et al., 2010) por lo que en numerosas ocasiones no son considerados en los estudios
de riesgo sísmico. En la zona Centro Sur sólo hay registros sísmicos del terremoto intraplaca
superficial de Curicó (2004) Mw 6.4 (Campos et al., 2005; Comte et al., 2008). Sin embargo,
la réplica superficial del terremoto de Maule del 11 de marzo de 2010 en Pichilemu, Mw 6.9,
en el sector costero ha puesto de manifiesto que la ocurrencia de estos eventos es posible
(ver capítulo 3). Los terremotos que ocurren fuera de la fosa son aún más escasos aunque se
pueden destacar los sismos del 16 de octubre del 1981 Ms = 7.2 (Astiz y Kanamori, 1986) y 9
de abril del 2001 (Clouard et al., 2007), entre otros.
3. Terremotos históricos en la zona Centro Sur de Chile
Terremotos interplaca tsunamigénicos
Antes del terremoto del 2010, la zona Centro Sur de Chile (-34° a -39°) fue afectada por
4 terremotos tsunamigénicos: 1657, 1730 1751 y 1835, Figura 2. De ellos, el de 1730 con un
tsunami que abarca desde Coquimbo a Concepción es el más grande de todos, luego lo
sigue el terremoto de 1751, presentando una extensión de daño y tsunami mayor al obseruniversidad de chile
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vado durante el reciente terremoto del Maule 2010 (Udías et al., 2012), probablemente la
magnitud de este terremoto fue superior a Mw 9.0, más alta que la estimada por Lomnitz
(1970, 2004) quien le asignó una magnitud de 8.5. En extensión de ruptura luego se encuentra el terremoto de 1657 al que, a pesar de los pocos antecedentes existentes en la época,
las descripciones históricas lo sitúan como un terremoto similar al del Maule 2010 (Udías et
al., 2012). Finalmente el terremoto de 1835 presentó alzamiento y hundimientos cosísmicos
similares a los observados durante el del Maule (Fitzroy, 1839; Darwin, 1835, 1837; Farías et
al., 2010). Sin embargo, dado que la extensión de sus daños no va más allá de la ciudad de
Talca (~35.4°S) ni más al Sur de la península de Arauco (~37.2°S), de acuerdo a las isosistas de
daño propuestas por Davinson (1936), Lomnitz (1970, 2004) le asignó una magnitud entre
M 8.0 y M 8¼.
Terremotos interplaca no-tsunamigénicos
Tres terremotos interplaca de magnitud M~8.0 ocurrieron en los últimos 100 años en la
zona centro sur: los terremotos de Concepción del 21 de mayo de 1960, Mw 8.2, Talca 1928,
Mw 7.7, y Arauco 1975, Mw 7.7, Figura 3.
El terremoto de Concepción del 21 de Mayo de 1960 presentó importantes alzamientos
costeros en la zona Sur de Arauco (Pakfler y Savage, 1970), y su epicentro se ubica al Sur de
la península de Arauco (Cifuentes, 1989; Enghdanl y Villaseñor, 2002), aunque el mayor daño
se concentró principalmente en la zona del golfo siendo la distribución de intensidades
sísmicas similares a la observada en otros terremotos magnitud M~8.0 que han ocurrido
en Chile (Astroza y Lazo, 2010). A pesar de la importancia de este evento para la ingeniería
sísmica chilena, su presencia en distintos estudios sismológicos y geodésicos ha pasado
inadvertida por la ocurrencia 33 horas después del terremoto de Valdivia (1960) de Mw 9.5.
1.600
1.700
1.800
1.900
2.000
-32º
-33º
-34º
-35º
-36º
-37
-38º
-39º
-80º
-78º
-76º
-74º
-72º
-70º
Figura 2. Terremotos que han generado tsunamis en la zona centro sur anteriores al terremoto del Maule.
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-70º
Figura 3. Terremotos interplaca de magnitud M ~ 8.0 que ocurrieron en la zona centro sur durante el siglo XX.
El terremoto de Talca 1928 Mw 7.7 fue estudiado por Beck et al. (1998) quienes interpretaron su mecanismo como interplaca de mecanismo inverso y el nivel de daño fue reestudiado por Astroza et al. (2002). El área de ruptura de este terremoto, su nivel de daño y
las marejadas que generó lo hacen comparable a los de Valparaíso 1985, Mw 8.0, Tocopilla
2007, Mw 7.8, y el mismo Concepción 1960, Mw 8.2, entre otros.
Finalmente en la zona se han registrado el poco estudiado terremoto interplaca de Arauco 1975 magnitud Mw 7.7; los terremotos de 1949 (Ms=7.3) y 1953 (Mw=7.5), además de los
previamente mencionados terremotos de Chillán de 1939, Mw 8.0 y Curicó 2004, Ms 6.4.
4. La laguna sísmica de la zona Centro Sur de Chile
El terremoto del Maule 2010 en la sismicidad histórica de Chile Central
Dentro del contexto descrito en la sección precedente, el terremoto del Maule 2010 ocurre en una zona donde el último de magnitud mayor a 8.5 fue el gran terremoto de 1751
(Udías et al., 2012). En esta zona, el anterior terremoto tsunamigénico ocurrió el año 1835
(Figura 2) en los extremos (~ 38°S y ~ 34.5°S) ocurrieron sismos de magnitud M~8.0, Concepción 1960, Arauco 1975 y Talca 1928 (Figura 3). Desde el principio de los años 1990 esta
zona fue reconocida por varios autores como una laguna sísmica, debido a la carencia de
grandes eventos interplaca durante más de 155 años. Por este motivo, desde la década del
90 se inició la instalación de instrumentos GPS (Campos et al., 2002; Ruegg et al., 2002);
gracias a estas medidas al año 2000 ya estaba claro que la zona estaba completamente acoplada y que la ocurrencia de un gran terremoto podría producirse en cualquier momento
(Moreno et al., 2008; Ruegg et al., 2002; 2009).
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Acoplamiento sísmico de la zona Centro Sur previo al terremoto del Maule
2010 medido por GPS
El acoplamiento sísmico, Φ, fue definido por Hindman et al., (1997) y McCaffrey (2002)
como
Φ = 1 - Vinter/Vconv
(1)
donde Vinter es la velocidad con que la placa Nazca subducta con respecto a la placa
Sudamericana y Vconv es la velocidad de convergencia medida entre las placas. En este
caso se asume que el cratón de Sudamérica en Brasil se encuentra fijo. Si Φ = 0 las placas
deslizan libremente y no están acumulando la deformación necesaria para en el futuro generar un terremoto. Si Φ = 1 el acoplamiento es máximo y toda la deformación es acumulada elásticamente para generar un potencial terremoto.
En la zona Centro Sur de Chile el alto nivel de acoplamiento es detectado desde principios del año 2000 (Ruegg et al., 2002; Campos et al., 2002; Moreno et al., 2008; Ruegg et al.,
2009) y ratificado tras el terremoto del Maule (Moreno et al., 2010; Métois et al., 2012). Métois
et al., (2012) recopilan todos los valores de velocidad obtenidos por las distintas campañas
de GPS, ver Figura 4. Esta figura muestra como la velocidad observada en la superficie es
cercana a la velocidad de convergencia implicando que las placas están bloqueadas y que
toda la energía se acumula en deformación elástica.
-75º
-70º
-65º
-30º
-35º
-40º
Figura 4. Compilación de datos GPS de la deformación anterior al terremoto del Maule 2010. Con un
círculo rojo mostramos la zona del terremoto del Maule, se aprecia que la amplitud de los vectores es
similar a la velocidad de convergencia de la placa (68mm/año), indicando que la zona se encuentra
altamente acoplada. Modificada de Métois et al. (2012).
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5. Características sismológicas del terremoto del Maule
A las 06:34:14 UTC en los -36.29 y -73.24 (SSN) ocurre el terremoto del Maule 2010 de
mecanismo inverso y magnitud Mw 8.8, Tablas 1 y 2. El hipocentro al igual que el área de
ruptura propuesta por las primeras inversiones cinemáticas fue variando con el transcurso del tiempo, pero en general sus características esenciales se mantuvieron. En primera
instancia el USGS propuso la siguiente localización (-35.83, -72.66°) que luego corrigió a
(-36.12,-72.90°); mientras que la ubicación más confiable del Servicio Sismológico Nacional
de Chile SSN finalmente lo sitúa en los (-36.29,-73.24°). La ubicación del SSN incluye datos locales lo que mejora notablemente la posición respecto a la informada por el USGS, de este
modo el hipocentro más confiable queda desplazado hacia el oeste, cerca de la localización
propuesta por Vigny et al. (2011) quienes utilizaron datos cGPS para relocalizar este evento,
ver Tabla 1. Por otro lado, la distribución de deslizamiento está caracterizada por una fuerte
concentración en la zona Norte y una menor concentración en la zona Sur, velocidad de
ruptura “sub-shear” (inferior a la velocidad de las ondas S), inferior a 3 km/seg, y en general
todas las características sismológicas de un terremoto interplaca de mecanismo inverso.
El gran tamaño de este terremoto permitió que numerosos instrumentos a nivel local, regional y tele-sísmico lo registraran abriendo una oportunidad única para entender el comportamiento de un mega-terremoto. Tong et al., (2011), Pollitz et al., (2011) y Lutrell et al. (2011)
utilizan datos de inferometría de radar y GPS para proponer una distribución de deslizamiento
asociada a la deformación estática del terremoto del Maule. Lay et al. (2010) y Pulido et al.
(2011) proponen una distribución de deslizamiento basados en datos telesísmicos y Delouis
et al. (2010) combinan datos tele-sísmicos, inferometría de radar y GPS. Estos trabajos están
destinados a determinar la distribución de deslizamiento asociada a largos períodos. Lorito et
al. (2011) combinan datos GPS y de tsunami para proponer otra distribución de deslizamiento.
Finalmente Vigny et al. (2011), Moreno et al. (2012) y Ruiz et al., (2012) utilizan exclusivamente
datos GPS estáticos y continuos para realizar sus inversiones de deslizamiento.
Tabla 1. Hipocentros del terremoto del Maule. La 1° determinación corresponde a la ubicación
propuesta a las pocas horas del terremoto. La corregida corresponde a la relocalización
efectuada días después. El hipocentro propuesto por Vigny et al. (2011) está asociado al
hipocentro determinado con los datos de cGPS
LatitudLongitudProfundidad
Referencia
-36.25
-72.96
47.4SSN (1° determinación)
-36.29
-73.24
30.1SSN (corregida)
-35.83
-72.66
-36.12
-72.90
22.9USGS (corregida)
-36.41
-73.18
26.0Vigny et al. (2011)
35USGS (1° determinación)
Tabla 2. Mecanismo focal propuesto por gCMT
StrikeDip Rake Referencia
19 18116
gCMT
19
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La Figura 5 presenta el modelo propuesto por Moreno et al. (2012) quienes incluyen probablemente todos los datos de GPS que registraron el desplazamiento cosísmico del terremoto del Maule. En esta figura los vectores representan el desplazamiento horizontal en
cada sitio, los cuales muestran amplitudes mayores a 3 metros en la zona de la península de
Arauco y alrededor de los 35.5°S.
La mayoría de los GPS que registraron el terremoto del Maule, Figura 5, son GPS con una
tasa de muestreo de 30 segundos o más. Este tasa de muestreo permite analizar adecuadamente la deformación que aquí hemos llamado estática por corresponder a periodos muy
largos (>1000 seg). Sin embargo algunos de ellos presentan un muestreo más frecuente
con valores de desplazamiento calculados cada 1 seg, estos GPS serán llamados GPS continuos o cGPS. En particular, estos cGPS fueron estudiados por Vigny et al. (2011), comparando
la solución estática con la deformación dinámica del terremoto del Maule, para esto realizaron un modelo directo donde las series de tiempo fueron muy bien modeladas.
Series de tiempo de cGPS han sido comparadas con los resultados obtenidos por la doble
integración de acelerogramas, mostrando un adecuado ajuste (Wang et al., 2007). En la Figura 6a son mostrados el cGPS y el acelerograma doblemente integrado de El Roble (-32.98,
-71.02), único lugar donde estaba instalado un cGPS junto a un acelerógrafo, se observa que
integrando adecuadamente el acelerograma es posible recuperar la deformación estática.
-33º
-34º
-35º
Figura 5.
Distribución de
deslizamiento para
el terremoto del
Maule 2010. Vectores
corresponden al
desplazamiento
cosísmico asociado
a este terremoto.
Modificada de
Moreno et al., 2012.
-36º
-37
-38º
-39º
-75º
20
-74º
-72º
-70º
-71º
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Como la doble integración de acelerogramas no entrega un resultado único es necesario
instalar cGPS y acelerógrafos en el mismo sitio. La Figura 6b muestra una propuesta de doble integración del registro de la estación Las Américas obtenido en Santiago. De la Figura
6 se observa que el desplazamiento estático de los registros mostrados es del orden de
20 - 10 cm. Sin embargo, para ingeniería sísmica puede ser más importante que el desplazamiento estático los pulsos de menor periodo observados en los cGPS y acelerogramas,
Figura 6.
La laguna sísmica de la zona Centro Sur no se encontraba adecuadamente instrumentado con acelerógrafos, lo cual restringe el análisis en periodos cortos del proceso de ruptura
de este mega-terremoto. Por otro lado, la falta de tiempo absoluto en los acelerógrafos instalados en la zona (ver Capitulo de acelerogramas) limita el uso de estos datos para extraer
información sismológica del terremoto.
Ruiz et al. (2012) realizan una inversión utilizando los datos cGPS, derivados y filtrados
entre 20 y 200 seg, luego realizan un modelado directo para proponer las zonas desde
0.1
(A)
cGPS El Roble EW
SM El Roble EW
Desplazamiento (metros)
0
-0.1
-0.2
Desplazamiento estático
-0.3
-0.4
-0.5
Pulso 2
-0.6
Pulso 1
-0.7
0
50
100
150
0.02
(B)
200
250
300
Tiempo (seg)
Las Américas, Santiago EW
Desplazamiento (metros)
0
-0.02
-0.04
-0.06
-0.08
Desplazamiento estático
Pulso 1
-0.1
Pulso 2
-0.12
0
50
Figura 6.
(a) cGPS EW y
acelerograma EW
obtenido en la
estación El Roble.
(b) Acelerograma
doblemente integrado
de la estación de
Las Américas EW. En
ambas estaciones
es posible observar
el arribo de 2 pulsos
alrededor de los 120 y
140 segundos. Al final
de los registros de más
de 160 seg, se observa
cómo convergen a
un desplazamiento
que nosotros
denominamos
estático.
100
150
200
250
300
Tiempo (seg)
21
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-32º
-33º
-34º
-35º
-36º
-37
-38º
-39º
-74º
-72º
-70º
-68º
Figura 7. Distribución de deslizamiento del terremoto del Maule 2010. La estrella señala el epicentro y la
flecha negra la dirección preferente de la propagación de la ruptura. Los puntos negros corresponden a
las zonas desde donde son emitidos los pulsos observados en los acelerogramas ubicados al norte de los
-35°. El sector achurado corresponde a la zona de mayor intensidad determinada por Astroza et al., (2012).
Modificada de Ruiz et al. (2012).
donde se emiten los pulsos observados en los acelerogramas (ver capítulo 6). La Figura 7
muestra la distribución de desplazamiento, donde los máximos ocurren en la zona Norte de
la ruptura. La propagación es preferentemente de Sur a Norte. Esta Figura también muestra
dos asperezas (puntos negros) que corresponden a la ubicación de la zona donde se generan los pulsos observados en los acelerogramas y cGPS al norte de los 35°S, Figura 8. Estas
asperezas fueron localizadas usando registros cGPS y acelerogramas integrados 2 veces.
La zona de máxima intensidad MSK reportadas para este terremoto (Capítulo 5) en general
concuerda con la zona de máximo desplazamiento.
Para la caracterización de las zonas donde es generada la energía de periodos cortos
(~1Hz) se ha utilizado la técnica de retro-propagación o Back Projection (Ishii, 2005). Diferentes trabajos han caracterizado la ruptura del terremoto del Maule (Lay et al., 2010; Kiser and
Ishii, 2011; Wang y Mori, 2011; Kiser y Ishii, 2012; Koper et al., 2012) encontrando que la ruptura
es bilateral y muy irregular. Todos estos trabajos encuentran que la zona de liberación de
periodos cortos se ubica en la zona más profunda del contacto; proponiendo una conducta
dual en la liberación de energía entre periodos largos y periodos cortos. Aunque la técnica
de Back Projection es una potente herramienta para analizar la alta frecuencia, tiene algunas dificultades. La más importante es que la distribución de las fuentes determinadas por
retro-propagación depende de la ubicación del hipocentro y son poco sensibles a la pro22
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pagación en sentido contrario a la red de estaciones. En consecuencia la retro-propagación
tiene poca resolución en la parte sur de la ruptura del terremoto del Maule.
La mayoría de los trabajos de retro-propagación han usado el primer hipocentro del
USGS por lo que sus resultados están desplazados hacia el este en más de 30 km. Por esta
razón la hipótesis que la alta frecuencia se origina en la zona más profunda de la ruptura,
igual a lo observado para Tohoku 2011 (Koper et al., 2011; Meng et al., 2011; Kiser y Ishii, 2012;
entre otros), es cuestionable. Nosotros asociamos esta liberación de alta frecuencia a la parada de la ruptura que en el caso del Maule ocurre al Norte de la ruptura y en Tohoku ocurre
en la zona más profunda (Ruiz y Madariaga, 2012), sin embargo ambas hipótesis requieren
investigaciones adicionales.
El proceso de ruptura del terremoto del Maule comienza muy cerca del enjambre sísmico
observado entre diciembre 2009 y enero 2010 (Madariaga et al., 2010). Luego el terremoto
se propaga en dirección bilateral norte-sur, su velocidad de ruptura es inferior a la velocidad
de las ondas de Rayleigh probablemente con una velocidad de propagación mayor en la
parte Norte (Wang y Mori, 2011; Kiser y Ishii, 2012; Koper et al., 2012). El mayor deslizamiento
se concentra en la zona Norte de la ruptura, Figura 7, desde donde son emitidos los 2 principales pulsos observados en los acelerogramas integrados 2 veces.
La Figura 9 compila la distribución de deslizamiento en la zona norte de la mayoría de
los trabajos sobre este terremoto, mostrando que todos se agrupan en la zona de máxima
intensidad observada por Astroza et al., (2012) (ver capítulo 5); con la excepción de los
trabajos de retro-propagación que proponen que el máximo de la distribución de deslizamiento asociada a la alta frecuencia está situada más al Noreste de la zona de máxima
intensidad.
Finalmente, los grandes desplazamientos observados en la zona Norte podrían controlar
la mayor parte de la energía liberada a alta frecuencia. Esta zona corresponde a la zona
de mayor intensidad sísmica y genera movimientos en alta frecuencia similares a los observados en otros terremotos chilenos de magnitud M~8.0 (Ruiz et al., 2012). La Figura 10
compara registros del terremoto de Valparaíso de 1985 Mw 8.0 con los registros obtenidos
en los mismos sitios para el terremoto del Maule 2010, los cuales presentan sorprendentes
similitudes (ver capítulo 6). Por este motivo en este capítulo se concluye que a pesar de que
el terremoto del Maule genera un gran desplazamiento en periodos largos que controla
los alzamientos y hundimientos registrados en los GPS y observados a lo largo de la costa,
como también el tsunami generado (ver capítulos 2 y 3); en periodos cortos, al menos la
zona Norte, tuvo un comportamiento similar a un terremoto de magnitud M~8.0 caracterizado por la presencia de 2 asperezas que controlan la emisión de los dos pulsos de energía
observados en los acelerogramas.
6. Réplicas del terremoto del Maule
Al igual que durante el gran terremoto de Valdivia de 1960 Mw 9.5 (Cifuentes, 1989) para
el terremoto del Maule 2010 Mw 8.8 no se observaron réplicas de gran magnitud (M>8.0)
(ver por ejemplo Lange et al., 2012, Rietbrock et al., 2012), las réplicas mayores ocurrieron a
las pocas horas del sismo principal y son de magnitudes alrededor de Mw 7.0, Figura 11. Réplicas de mayor magnitud podrían haber ocurrido inmediatamente después del terremoto,
pero es difícil determinarlas pues las señales de ambos eventos estarían superpuestas en los
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34º
-35º
-36º
-74º
-72º
-70º
Figura 8. Desplazamientos obtenidos de la doble integración de acelerogramas. Los números 1 y 2
denotan la ubicación de los pulsos observados en los distintos registros, los cuales se utilizaron para
ubicar las 2 asperezas propuestas. Modificada de Ruiz et al. (2012).
-32º
-33º
-34º
-35º
Deslizamiento
Asperezas
-36º
Ruiz et al. (2012)
Intensidades
Astroza et al. (2012)
máximas
Retro-propagación
Wang y Mori (2011)
Kiser y Ishii (2011)
Koper et al. (2012)
Distribución de deslizamiento
Moreno et al. (2012)
-37
Luttrell et al. (2011)
Lorito et al. (2011)
-38º
Pollitz et al. (2011)
Vigny et al. (2011)
Koper et al. (2012)
-39º
-74º
-72º
-70º
-68º
Figura 9. Distribución de deslizamiento propuesto por Ruiz et al. (2012), junto con los deslizamientos
máximos de la zona Norte de la ruptura propuestos por otros autores. La zona donde los trabajos
proponen los máximos deslizamientos está de acuerdo con las máximas intensidades observadas por
Astroza et al. (2012).
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(B) maule 2010
(A) valparaíso 1985
-32º
-32º
-33º
-33º
-34º
-34º
-35º
-35º
-36º
-36º
-37
-37
-38º
-38º
-74º
-72º
-70º
-68º
-74º
-72º
-70º
-68º
Figura 10. Comparación de los registros de aceleración en los mismos sitios en que se registró el
terremoto de Valparaíso 1985 y Maule 2010.
registros. Hasta el momento la mayor réplica interplaca ocurrió cerca de Constitución el 25
de Marzo del 2012 con una magnitud Mw 7.1.
La réplica más importante ocurrió el 11 de marzo 2010, se produjo una secuencia de
eventos de magnitud Mw 6.9 y epicentro cercano a Pichilemu (~ -34°S). Estos sismos son
eventos superficiales asociados a una falla normal de dirección Nor-Oeste, sin expresión superficial; la profundidad de los hipocentros es ~ 8 km. Estos sismos estarían asociado a una
falla calificada como no-activa y que presentó reactivación producto de la transferencia de
esfuerzos producida por el terremoto del Maule (Ryder et al., 2012; Farias et al., 2012).
Réplicas de distinto mecanismo para grandes terremotos interplaca son habituales, por
ejemplo el terremoto de Tohoku 2011, también presenta varias réplicas superficiales (Toda
et al., 2011) y para el terremoto de Tocopilla 2007 Mw 7.8, Chile su réplica mayor fue del tipo
intraplaca de profundidad intermedia Mw 6.8 (Peyrat et al., 2010; Ruiz y Madariaga, 2011).
7. Comentarios
El terremoto del Maule 2010 es un gran terremoto de 500 kilómetros de largo de magnitud Mw 8.8, que se produjo en una reconocida laguna sísmica, monitoreado por más de 10
años por GPS. Su ruptura es bilateral aunque preferentemente de Sur a Norte. La distribución de deslizamiento se concentra en la zona Norte de su ruptura, donde se obtuvieron las
mayores intensidades sísmicas.
El terremoto del Maule ocurre en una zona donde el último gran terremoto había ocurrido el año 1751, sismos de menor magnitud ocurrieron en esta zona a lo largo de 250 años,
como por ejemplo los terremotos de 1835, Talca 1928, Concepción 1960 y Arauco 1975. Anuniversidad de chile
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tes del terremoto se observó un fuerte acoplamiento sísmico. Estas características: grandes
terremotos observados hace más de 100 años y alto acoplamiento, actualmente se repiten
en otras zonas de Chile, como lo es la zona Norte de Chile y la zona Central, entre otras. En
particular la zona Central presenta una historia sísmica conocida (Lomnitz, 1970, 2004; Udías
2012), el último gran terremoto Mw > 9.0 ocurrió el año 1730 y donde posteriormente han
ocurrido los terremotos de Valparaíso de 1822 y 1906 y los terremotos de magnitud alrededor de Mw 8.0 de Valparaiso 1985, Illapel 1943 y La Ligua 1971, presentando actualmente
esta zona un alto acoplamiento sísmico, Figura 3 (Moreno et al., 2010; Métois et al. 2012).
A pesar de que la ruptura total del terremoto es de 500 kilómetros, su distribución de
deslizamiento es heterogénea concentrándose en la zona Norte. La ruptura de este sector
en periodos cortos presenta características similares a otros terremotos chilenos de magnitud Mw ~ 8.0 (Ruiz et al., 2011; Ruiz et al., 2012), esto contribuyó a que la intensidad de
daño sea similar a la observada en otros sismos interplaca de mecanismo inverso de menor
magnitud.
Aunque la falla activada durante el terremoto de Pichilemu no reportó mayor daño en
estructuras, sugiere un cambio en la forma clásica de estudiar el peligro sísmico para el caso
de fallas costeras inactivas en zonas de subducción.
-33º
-34º
-35º
-36º
-37
-38º
-39º
-75º
-74º
-72º
-70º
Figura 11. Réplicas obtenidas del USGS desde el terremoto del 2010 y el 2011, con magnitudes
entre Mw 4 y 8.8.
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Sismogénesis, proceso de ruptura y réplicas del mega terremoto del

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