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Introducción
El extremo sureste del margen convergente centroamericano es una región de alta complejidad tectónica. Allí, la placa del Coco (también conocida como Placa Cocos) se subduce, junto con la cordillera oceánica del Coco, bajo la microplaca de Panamá. La placa del Coco, a su vez, limita con la placa Nazca a lo largo de la Zona de Fractura de Panamá (ZFP, Figura 1). La interacción de estos rasgos tectónicos produce una alta sismicidad. Durante los últimos dos siglos, la zona sismogénica interplacas bajo el golfo Dulce ha sido el escenario de al menos seis terremotos de magnitud mayor a 7: en 1803 (7.1), 1854 (7.4), ¿1879? (7.0), 1904 (7.1), 1941 (7.3) y 1983 (7.4) (Gutenberg y Richter, 1954; Montero, 1986; Adamek et al., 1987; Pacheco y Sykes, 1992; Bilek et al., 2003; Peraldo et al., 2006; Figura 2). Por su parte, hacia el sureste, la ZFP podría haber originado un terremoto de magnitud momento (Mw) 7.6 en 1934 (Camacho, 1991). Otros eventos destructivos han ocurrido cerca del límite entre Costa Rica y Panamá, más recientemente en 1979 (Ms 6.4), 2002 (Mw 6.5), 2003 (Mw 6.6) y 2019 (Mw 6.0 y 6.4) (Camacho, 2003; Linkimer, 2008; Arroyo et al., 2020; Figura 1). Pese a la alta sismicidad, la falta de estudios geofísicos detallados y la escasa cobertura de estaciones sismológicas antes del 2015 han dificultado una definición precisa de los límites de las placas en profundidad.
Figura 1 Marco tectónico de Costa Rica. Los elementos tectónicos rotulados son: Cinturón Deformado del Centro de Costa Rica (CDCCR), Cinturón Deformado del Norte de Panamá (CDNP), Fosa Mesoamericana (FMA) y Zona de Fractura de Panamá (ZFP). El recuadro denota el área mostrada en la Figura 2. Los rombos amarillos representan las estaciones de la RSN y los azul claro, las de la UPA y la red de Chiriquí. La estrella roja es el epicentro del sismo principal de la secuencia de Golfito del 2018 (Mw 6.1) y los cuadros azules las localidades de San José (SJ) y Golfito (G). Las líneas grises muestran los contornos del techo de losa de la placa del Coco de acuerdo con Lücke y Arroyo (2015). La región gris oscuro representa la cordillera de Talamanca con alturas mayores a 500 msnm y los números negativos en las áreas oceánicas la profundad batimétrica.
El 17 de agosto del 2018 se produjo un sismo de Mw 6.1 bajo el golfo Dulce en Costa Rica, muy cerca de la ciudad de Golfito (Figuras 1 y 2). A ese sismo principal le siguieron más de 200 réplicas, formando una secuencia sísmica que se prolongó hasta finales de noviembre del 2018. Seis réplicas tuvieron Mw superiores a 5. El sismo de agosto del 2018 ha sido el de mayor magnitud en esta parte del margen costarricense desde el 11 de marzo del 2009, cuando ocurrió un sismo de Mw 5.9 (Figura 2).
Figura 2 Secuencia sísmica de Golfito del 2018 (círculos anaranjados) y ubicación de los terremotos (magnitud > 7.0) desde inicios del siglo XIX (estrellas magenta). Las líneas rojas continuas representan las fallas corticales comprobadas y las líneas rojas discontinuas las fallas inferidas, de acuerdo con Denyer et al. (2003). La falla Sereno-Lucha es rotulada como FSL. Los tensores de momento identificados con letras corresponden con los de la Tabla 2. La sombra anaranjada es la zona de réplicas (no relocalizadas) en el catálogo de la RSN para el sismo del 2009. Las líneas grises muestran los contornos del techo de la placa del Coco de acuerdo con Lücke y Arroyo (2015). Los rombos amarillos representan las estaciones sismológicas de la RSN y los celestes las estaciones panameñas administradas por la UPA y la red de Chiriquí. El recuadro corresponde con el área mostrada en las Figuras 6 y 7.
La Red Sismológica Nacional (RSN) es un programa de investigación de la Universidad de Costa Rica (UCR) que tiene sus raíces en la colaboración que existe desde 1973 entre la UCR y el Instituto Costarricense de Electricidad (ICE). Gracias al aumento significativo en la cobertura con estaciones sismológicas de la RSN a partir del 2015 (Linkimer et al., 2018), la secuencia sísmica del 2018 es la primera originada en la zona interplacas del Sureste de Costa Rica que ha podido ser captada con una calidad excepcional hasta la fecha.
En este trabajo se estudia la secuencia de Golfito con base en la relocalización de los sismos, el análisis de la distribución temporal y espacial de la sismicidad, la determinación del tensor de momento e intensidades del evento principal y el cálculo del mecanismo focal de los sismos de mayor tamaño. Mediante este estudio, se ha podido determinar con mayor detalle las dimensiones y la geometría de la zona sismogénica interplacas del golfo Dulce durante el interciclo sísmico, i.e. entre grandes terremotos. Esto permite a su vez una primera comparación con las características de los otros segmentos interplaca del margen costarricense, que han sido más ampliamente estudiados en el pasado. Además, se ha documentado también por primera vez con buena calidad, la ruptura sísmica de una falla en la placa del Coco bajo la zona sismogénica interplacas en esta parte del margen centroamericano. El estudio detallado de la sismicidad interplacas interciclo reviste especial importancia en esta zona de Costa Rica, porque arroja luz sobre esta fuente sísmica particular, que genera terremotos frecuentemente y donde el siguiente terremoto podría estar próximo a ocurrir.
Contexto tectónico
El Sureste de Costa Rica se ubica en el extremo este de la fosa Mesoamericana (Figura 1), donde la placa del Coco se subduce bajo la microplaca de Panamá a una velocidad de convergencia de 80 mm/año (DeMets et al., 2010). En este margen predomina la erosión por subducción desde el Mioceno Medio (Vannucchi et al., 2001) y en él converge la cordillera oceánica del Coco probablemente desde el Pleistoceno Inferior (Vannucchi et al., 2013) o el Plioceno Superior (Morell, 2015), aunque estudios previos han presentado propuestas que varían entre 5 y 0.5 Ma (e.g. Lonsdale y Klitgord, 1978; Kolarsky et al., 1995; Collins et al., 1995). La cordillera del Coco es una traza del punto caliente de las Galápagos con una edad de 15 Ma frente a la fosa (Werner et al., 1999), que se yergue de 2 a 2.5 km sobre el suelo marino y que presenta una corteza engrosada de ~20 km de espesor (Walther, 2003; Sallarès et al., 2003).
Aún es motivo de debate si la cordillera del Coco colisiona contra el istmo (LaFemina et al., 2009), genera subducción plana o subplana (Kolarsky et al., 1995), o bien se subduce con un alto ángulo (Dzierma et al., 2011; Lücke y Arroyo, 2015). La segunda configuración ha sido ampliamente citada para explicar el acortamiento del antearco, el levantamiento regional y la reducción y cese del volcanismo durante el Pleistoceno, que han sido descritos para esta región. En la tercera configuración, con base en el modelado simultáneo de datos gravimétricos y sismológicos, Lücke y Arroyo (2015) proponen que bajo el Sureste de Costa Rica la placa del Coco se subduce con un ángulo inicial de ~25° bajo la península de Osa que incrementa a ~45° bajo el golfo Dulce y a ~60° bajo la cordillera de Talamanca (Figuras 1 y 2). Algunas reconstrucciones (Lonsdale, 2005; Morell, 2015) invocan eventos tectónicos adicionales para explicar la evolución del Sureste de Costa Rica.
Por su parte, la microplaca de Panamá está delimitada al este y al norte por cinturones de fallamiento inverso (Mann y Kolarsky, 1995), al oeste por una zona difusa de fallamiento denominada Cinturón Deformado del Centro de Costa Rica (Marshall et al., 2000; Montero, 2001; Figura 1), y al sur por las placas del Coco y Nazca. Estas últimas, a su vez, limitan más hacia el sur en la ZFP, que corresponde con una serie de fallas transformantes de tipo dextral. Hacia el este de la ZFP, se ha propuesto que el límite entre las placas Nazca y Panamá es una subducción oblicua en el oeste de Panamá y de tipo transcurrente sinestral en la parte central de ese país (Kolarsky y Mann, 1995; Westbrook et al., 1995). De acuerdo con Kobayashi et al. (2014), la microplaca de Panamá se mueve hacia el noreste como un bloque tectónico único, en respuesta a la colisión de la cordillera del Coco y a un redireccionamiento por colisión con el bloque norte de los Andes.
Datos y metodología
La mayor parte de los sismogramas usados en este trabajo provinieron de las estaciones sísmicas de la RSN (UCR e ICE), pero también se incorporaron estaciones del Observatorio Sismológico y Vulcanológico de Costa Rica (OVSICORI) y de redes internacionales, como el Instituto Nicaragüense de Estudios Territoriales (INETER), la Universidad de Panamá (UPA) y el Observatorio Sismológico del Occidente de Panamá (OSOP), compartidas directamente o bien a través del consorcio IRIS (Incorporated Research Institutions for Seismology). Además, se usaron los datos de tres estaciones de la red temporal del proyecto GREAT, de la Universidad de Rutgers (EEUU) en colaboración con la UCR. La red sísmica actual de la RSN se compone de 158 estaciones administradas por la UCR (114 estaciones) y el ICE (44), que transmiten en tiempo real a la sede de la RSN en la UCR, en San José. De ellas, 37 estaciones son de banda ancha y 121 de periodo corto.
La detección y la localización automática de la secuencia de Golfito se llevó a cabo a través del sistema SeisComP3 (Gempa, 2019). Posteriormente, la lectura manual de fases sísmicas, la localización inicial y el cálculo de la Mw se realizaron con los programas Mulplt y Hyp (Lienert y Havskov, 1995), distribuidos en el paquete de software SeisAn (Ottemöller et al., 2019). Para las lecturas se siguió un esquema de pesos dependiendo de la claridad de los arribos. Para la localización de sismos se utilizó un modelo de velocidades de la onda primaria (P) de siete capas basado en Matumoto et al. (1977) y una razón de velocidades (Vp/Vs) de 1.75.
La RSN detectó y localizó, como parte de sus operaciones rutinarias, 216 sismos entre agosto y noviembre del 2018, relacionados con la secuencia de Golfito. Estos eventos fueron registrados usando parámetros ajustados para la detección de sismos a nivel nacional, por lo que muchos microsismos no fueron reportados y su análisis ha quedado fuera de este estudio. De los 216 sismos inicialmente reconocidos como parte de la secuencia de Golfito, el evento principal y las réplicas con mayor número de lecturas de la onda P fueron seleccionados y relocalizados con el programa de localización de diferencia doble HypoDD (Waldhauser, 2001). Este grupo incluye 144 sismos, 80% de los cuales fueron registrados por al menos 8 estaciones y presentan en su localización inicial un gap de cobertura de estaciones igual o menor a 180°. Además, se añadieron eventos con un gap entre 180° y 200° pero registrados por al menos una estación dentro de los primeros 10 km de distancia al epicentro, considerando que estos eventos aún tienen una buena calidad de registro. Así, se incluyó en el conjunto de datos la mayor cantidad posible de eventos de la secuencia sin detrimento en la calidad de la relocalización.
En comparación con los métodos de localización individual de un evento, el algoritmo de localización simultánea de HypoDD ofrece la ventaja de ubicar mejor cada evento con respecto de los otros, en el caso de que todos ocurran a lo largo de una misma estructura (Waldhauser y Ellsworth, 2000). Eso hace que esta técnica sea ideal para visualizar la geometría de una fuente sísmica. El programa HypoDD utiliza tiempos de arribo absolutos y diferenciales. Los tiempos de arribo absolutos fueron tomados directamente de los sismogramas. Los tiempos diferenciales se determinaron sustrayendo el tiempo de arribo entre pares de eventos que tuvieran una distancia menor a 10 km entre sí y que fueron registrados en estaciones comunes dentro de un radio de 200 km con respecto del conjunto de sismos de interés. En el catálogo de tiempos diferenciales así construido, cada evento está ligado con un mínimo de cinco eventos cercanos por al menos cinco pares de observaciones, lo que resultó en una separación promedio de 6 km entre eventos fuertemente ligados.
Para el análisis de la fuente sísmica del evento principal, se determinó el tensor de momento con el módulo de análisis scmtv de SeisComP3 (Gempa, 2019), comparando sismogramas sintéticos y observados en 20 estaciones de banda ancha de la RSN y del OVSICORI, el INETER y la UPA disponibles a través de IRIS. Adicionalmente, para el evento principal, así como para 15 eventos de Mw entre 4.1 y 5.9, se calculó el mecanismo focal mediante la determinación de la polaridad del primer arribo de la onda P usando el programa Focmec (Snoke, 1984).
Las intensidades en la escala Mercalli Modificada (IMM) fueron determinadas principalmente a partir de las respuestas de los ciudadanos en el módulo “¿Lo sentiste?” disponible en la página web y en la aplicación para teléfonos móviles de la RSN (Linkimer et al., 2018). Con este módulo, la intensidad se calcula a partir de un cuestionario de 12 preguntas, basado en el que usa el Servicio Geológico de los Estados Unidos (Atkinson y Wald, 2007; Wald et al., 2011), traducido al español y simplificado. En cada pregunta el usuario escoge entre una serie de opciones predeterminadas y con base en las respuestas se calcula la intensidad decimal comunitaria (Dengler y Dewey, 1998). La ubicación geográfica de cada usuario y el valor de intensidad son entonces usados para generar un mapa de intensidad promediado, en el cual se calculan los valores de intensidad en celdas cuadradas de 5 km de lado. Adicionalmente, se determinaron intensidades con base en los registros instrumentales de las estaciones sismológicas de la RSN por medio del software ShakeMap (Wald et al., 2003), que utiliza modelos de predicción del movimiento de suelo (Zhao et al., 2006) y de intensidad (Wald et al., 1999). Con base en la sobreposición de los datos instrumentales y los determinados con las observaciones de los usuarios, se construyó un mapa final de isosistas.
Finalmente, el sismograma del sismo principal (Mw 5.9) de marzo del 2009 fue extraído del catálogo sísmico de la RSN y revisado manualmente para determinar los arribos de las fases sísmicas usando el programa Mulplt. Luego, el sismo fue relocalizado con el programa Hyp, siguiendo el mismo procedimiento mencionado anteriormente para los sismos del 2018.
Resultados
1. Intensidades
La secuencia de Golfito inició el 17 de agosto del 2018 a las 23:22 UTC (17:22 hora local) con un sismo de Mw 6.1 ubicado 10 km al suroeste de la ciudad costera de Golfito y a 23 km de profundidad bajo el golfo Dulce (Figura 2, Tabla 1). El sismo principal de la secuencia fue sentido en casi todo Costa Rica y en el oeste de Panamá, sin provocar víctimas ni daños estructurales. Con base en los reportes recabados a través del procedimiento explicado en la metodología, se determinó la IMM en 165 puntos geográficos con los cuales se construyó un mapa de isosistas (Figura 3).
Tabla 1: Características del sismo principal determinadas en este estudio.
| Fecha y hora UTC | 17 de agosto del 2018, 23:22:23 |
| Fecha y hora local | 17 de agosto del 2018, 17:22:23 |
| Latitud | 8.580 |
| Longitud | -83.209 |
| Profundidad (km) | 23.0 |
| Magnitud momento (Mw) | 6.1 |
Figura 3 Mapa de isosistas para el sismo principal de la secuencia de Golfito, del 17 de agosto del 2018 (Mw 6.1). Los cuadros blancos representan localidades en las cuales se estimó la intensidad y los cuadros azules, las mencionadas en el texto.
La IMM de VI fue percibida en un radio de aproximadamente 30 km alrededor del epicentro, incluyendo Golfito y Ciudad Neily, en donde hubo reportes de caída de objetos en casas y supermercados. La IMM de V alcanzó distancias de hasta 130 km del epicentro, incluyendo el Caribe Sur de Costa Rica y la provincia de Bocas del Toro en Panamá (Figura 3). La intensidad de IV fue observada a distancias de hasta 190 km del epicentro, lo cual incluye la ciudad de Limón y el Área Metropolitana de San José, que es la zona más densamente poblada de Costa Rica. En esta región, el sismo provocó alarma en la población y muchas personas evacuaron edificios. Las localidades más distantes de las que se tienen reportes del sismo fueron Los Chiles y Filadelfia, a 320 y 330 km del epicentro, respectivamente. En estas localidades fue sentido con una intensidad de II-III (Figura 3).
Además, se pudo documentar que 18 réplicas fueron sentidas cerca del epicentro entre agosto y noviembre del 2018. El 9 de noviembre, un sismo de Mw 5.9 también alcanzó intensidades de VI en Golfito y fue sentido asimismo en el centro y el Caribe de Costa Rica y en las provincias de Chiriquí y Bocas del Toro en Panamá.
2. Localización y fuente sísmica
El RMS menor de la localización inicial del sismo principal del 2018 determinado con el programa Hyp, fue de 0.49 s usando 132 estaciones para un hipocentro ubicado a 21.3 km de profundidad. La mejor solución usando hypoDD ubica el hipocentro a 23 km, y esta profundidad es escogida en este trabajo como como la solución final (Tabla 1), por considerarse que las localizaciones con hypoDD son las mejores para esta secuencia.
El mejor ajuste obtenido para el cálculo del tensor de momento del sismo principal fue del 85%, para una profundidad de 20 km y con un porcentaje de doble par de fuerzas del 82%. La solución obtenida describe una falla inversa (rake 88º), con un plano nodal con azimut 286º inclinado 37º al noreste (Tabla 2, Figuras 2 y 4). Este resultado es similar al del catálogo del Centroid Moment Tensor Project (CMT), que presenta un plano nodal de tipo inverso (rake 90º) y azimut 299º inclinado 40º al noreste (Tabla 2 y Figura 4; Ekström et al., 2012; Global CMT Catalog, 2019). También es consistente con el resultado del National Earthquake Information Center (NEIC-USGS), con un plano nodal de tipo inverso (rake 101º) y azimut 305º inclinado 38º al noreste, para el que se obtuvo un porcentaje de doble par de fuerzas del 86% (Tabla 2 y Figura 4; NEIC Catalog, 2019).
Tabla 2: Plano nodal seleccionado para la solución del tensor de momento de los eventos principales del 2018 y del 2009
| I. | Fecha | Fuente | Mw | Prof. (km) |
Azimut | Buz. | Rake |
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| A | 17-08-2018 | Este estudio | 6.0 | 20.0 | 286 | 37 | 88 |
| — | 17-08-2018 | Global CMT Catalog | 6.1 | 22.4 | 299 | 40 | 90 |
| — | 17-08-2018 | NEIC-USGS | 6.1 | 25.5 | 305 | 38 | 101 |
| B | 11-03-2009 | Global CMT Catalog y NEIC-USGS | 5.9 | 18.8 | 291 | 25 | 86 |
Buz. Buzamiento, I. Identificador en Figura 2. Prof. Profundad del cálculo del tensor de momento.
Figura 4 Solución del mecanismo de la fuente para el terremoto de Golfito del 2018. El tensor de momento (TM) fue determinado con base en 20 estaciones (símbolos amarillos) ubicadas en Costa Rica, Panamá y Nicaragua. El mecanismo focal (MF) fue calculado a partir del primer arribo en 82 estaciones sismológicas. Los círculos rojos denotan estaciones en donde el primero arribo de la onda P fue compresivo y los círculos azules las estaciones en las que fue de dilatación. Las letras P y T en el mecanismo focal representan los ejes de compresión y tensión, respectivamente. Se presentan en la esquina superior derecha, la solución del tensor de momento de acuerdo con el catálogo del CMT y el NEIC-USGS.
El mecanismo focal del sismo principal fue calculado usando 82 polaridades del primer arribo de la onda P (Figura 4). La búsqueda de planos nodales fue realizada cada dos grados, de forma que estos planos permitieran separar totalmente los grupos de observaciones de compresión y dilatación. Gracias a la alta cantidad de observaciones de polaridades y a un gap en la cobertura azimutal de 121°, la solución obtenida para los planos nodales que se inclinan al noreste se restringe a un pequeño rango de azimuts entre 290 y 296º. Todas las 10 soluciones posibles obtenidas (Figura 4) son de tipo inverso (rake de 80 a 90°), pero se seleccionó la media como la solución final, que corresponde con una falla inversa pura (Tabla 3, número 1). Esta solución posee un plano nodal inverso (rake 90º) con azimut 291º y 52º de inclinación hacia el noreste. El mecanismo tiene ejes P y T con orientación 21º/7º y 201º/83º, respectivamente (Tabla 3, número 1). La solución obtenida es similar a la del tensor de momento, pero con un buzamiento 15º mayor (Tabla 2 y Figura 4).
Tabla 3: Plano nodal seleccionado para la solución del mecanismo focal del evento principal (en negrita) y los sismos más importantes del 2018.
| Núm. | Fecha Día-Mes |
Hora (UTC) |
Mw | Origen | Pol. | Plano nodal | Eje P | Eje T | ||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| Azi. | Buz. | Rake | Azi. | Buz. | Azi. | Buz. | ||||||
| 1 | 17-08 | 23:22 | 6.1 | ZSI | 82 | 291.0 | 52.0 | 90.0 | 21.0 | 7.0 | 201.0 | 83.0 |
| 2 | 17-08 | 23:49 | 5.1 | ZSI | 50 | 287.8 | 53.1 | 85.0 | 21.4 | 8.0 | 174.5 | 81.1 |
| 3 | 18-08 | 2:53 | 4.1 | ZSI | 27 | 301.7 | 50.0 | 90.0 | 31.7 | 5.0 | 211.7 | 85.0 |
| 4 | 18-08 | 3:05 | 4.3 | ZSI | 22 | 278.9 | 34.2 | 82.9 | 194.0 | 11.0 | 34.6 | 78.3 |
| 5 | 18-08 | 18:18 | 4.6 | FMP | 30 | 31.5 | 87.9 | -155.1 | 258.8 | 18.9 | 163.3 | 15.8 |
| 6 | 21-08 | 3:42 | 4.8 | ZSI | 17 | 315.2 | 50.0 | 87.4 | 47.1 | 5.0 | 205.1 | 84.6 |
| 7 | 22-08 | 10:28 | 4.9 | ZSI | 30 | 295.7 | 52.0 | 90.0 | 25.7 | 7.0 | 205.7 | 83.0 |
| 8 | 29-08 | 21:33 | 5.7 | ZSI | 53 | 293.1 | 52.3 | 81.1 | 29.4 | 6.9 | 163.7 | 80.1 |
| 9 | 30-08 | 8:02 | 5.4 | ZSI | 67 | 276.6 | 42.0 | 87.0 | 188.7 | 3.0 | 42.5 | 86.4 |
| 10 | 14-09 | 1:32 | 4.1 | ZSI | 19 | 285.7 | 38.2 | 83.5 | 200.3 | 7.0 | 50.4 | 81.9 |
| 11 | 14-09 | 1:35 | 5.3 | ZSI | 50 | 270.0 | 40.2 | 83.8 | 184.4 | 5.0 | 43.4 | 83.6 |
| 12 | 20-10 | 15:37 | 4.3 | ZSI | 21 | 308.2 | 48.5 | 100.7 | 30.6 | 3.0 | 280.4 | 81.5 |
| 13 | 22-10 | 1:28 | 5.6 | FMP | 75 | 183.8 | 74.2 | -142.8 | 48.9 | 37.2 | 309.1 | 12.7 |
| 14 | 9-11 | 9:20 | 5.9 | FPC | 85 | 132.1 | 40.3 | 107.2 | 30.0 | 5.9 | 147.7 | 77.5 |
| 15 | 9-11 | 9:30 | 4.0 | FPC | 20 | 131.3 | 42.6 | 101.9 | 33.0 | 3.0 | 143.2 | 81.5 |
| 16 | 12-11 | 10:47 | 4.6 | FPC | 24 | 304.9 | 64.1 | 85.6 | 38.2 | 19.0 | 205.4 | 70.6 |
Azi. Azimut, Buz. Buzamiento, Núm. Número en Figura 6. Pol. Número de polaridades, FMP Fallamiento Microplaca de Panamá, FPC Fallamiento en placa del Coco, ZSI Zona sismogénica interplacas.
Todas las profundidades obtenidas para el hipocentro del evento principal con las diferentes técnicas aquí presentadas se encuentran en el rango de 20 a 25.5 km (Tablas 1 y 2). Con el fin de evaluar su estabilidad, el cálculo del mecanismo focal se efectuó a diversas profundidades, variando cada kilómetro el hipocentro en el rango de 18 a 26 km, en que la localización inicial presentó RMS mínimos (~0.5 s con 132 estaciones). Para cada profundidad en este rango se obtuvo un mecanismo focal de falla inversa, confirmando la estabilidad de la solución.
Adicionalmente, se calculó el mecanismo focal de 15 sismos más (Tabla 3), de Mw entre 4.1 y 5.9. Debido a la limitación de estaciones de banda ancha que registraron estos sismos de menor tamaño, el tensor de momento no pudo ser determinado por lo que solamente se presentan los resultados basados en la polaridad del primer arribo, siguiendo el procesamiento empleado para el evento principal. Todos los mecanismos focales obtenidos para la zona del golfo Dulce corresponden con fallas inversas, o con fallas inversas con una pequeña componente de rumbo. Fuera de la zona sismogénica, en la microplaca de Panamá, dos sismos ocurridos durante la secuencia de Golfito, cerca de las poblaciones de Río Sereno y Plaza de Caisán, fueron originados en fallas de desplazamiento de rumbo (Tabla 3 y Figuras 5 y 6 números 5 y 13,).
Figura 5 Número de sismos localizados por la RSN durante la secuencia de Golfito del 2018 y su distribución por magnitud y profundidad. El rótulo de los rangos temporales en la parte superior corresponde con el de la Figura 6. Los colores azul y rojo se usan para denotar los sismos en la zona de subducción y en la placa superior, respectivamente.
Figura 6 Evolución temporal de 216 sismos localizados con el programa Hyp, divididos en seis periodos. Los epicentros de los sismos ocurridos en cada periodo se resaltan como círculos anaranjados. La estrella es el sismo principal del 2018 y las estaciones sismológicas los rombos blancos. Los mecanismos focales se enumeran de acuerdo con la Tabla 3. Las líneas grises muestran los contornos del techo de la placa del Coco (Lücke y Arroyo, 2015).
Para el sismo principal del 2009 se usó la solución del Global CMT Catalog y del NEIC-USGS, ya que no había suficientes datos locales disponibles para elaborar el tensor de momento o el mecanismo focal. La fuente de este sismo también corresponde con un plano nodal inverso que se inclina 25º hacia el noreste (Figura 2 y Tabla 2, letra B).
3. Evolución de la secuencia sísmica del 2018
La secuencia de Golfito descrita en este estudio consta de 216 eventos con Mw de entre 2.0 y 6.1, detectados por la RSN entre el 17 de agosto y el 30 de noviembre del 2018, momento en que la actividad en el golfo Dulce y alrededores decreció hasta alcanzar de nuevo la sismicidad previa (< 5 sismos por mes). En total, se registraron 21 réplicas con magnitudes superiores a Mw 4.0, seis de las cuales superaron la Mw 5.0.
Para su descripción, se dividió el tiempo de la secuencia en seis periodos que corresponden con concentraciones espaciales de la sismicidad en diferentes zonas del golfo Dulce (Figuras 5 y 6, letras A-F). Entre el 17 y el 28 de agosto, la actividad sísmica se concentró alrededor del evento principal, con epicentros distribuidos en una franja noroeste-sureste, principalmente en el centro del golfo Dulce, y con profundidades de 12 a 25 km (Figuras 5 y 6A). Algunos sismos ocurrieron también a ~10 km de profundidad en el extremo sureste del golfo. Durante este periodo ocurrieron una réplica de Mw 5.1 con mecanismo de tipo inverso (17 agosto, 23:49 UTC; Tabla 3, número 2) y una de Mw 5.3 (19 agosto, 2:20 UTC), para la que no fue posible determinar el mecanismo. Además, ocurrieron nueve réplicas con Mw entre 4.0 y 4.9; para cuatro de ellas se pudo calcular un mecanismo inverso (Tabla 3, números 3, 4, 6 y 7 y Figura 6A). Durante estos días, entre el 18 y el 30 de agosto, también ocurrió un agrupamiento de sismos fuera del golfo Dulce, que se describe en la siguiente sección.
Entre el 29 de agosto y el 13 de septiembre, la actividad se concentró hacia el este del evento principal, a profundidades de 15 a 25 km y con la mayoría de los epicentros inmediatamente al este del evento principal (Figura 6B). Otras dos réplicas de magnitud superior a 5 ocurrieron en estos días: una de Mw 5.7 el 29 agosto (21:33 UTC; Tabla 3, número 8) y otra de Mw 5.4 el 30 de agosto (8:02 UTC; Tabla 3, número 9), ambas a ~5 km al sureste del evento principal, a 21-22 km de profundidad y con mecanismo inverso.
La sismicidad disminuyó abruptamente después del 3 de septiembre, para resurgir el 14 de septiembre, cuando una réplica de Mw 5.3 y mecanismo inverso (1:35 UTC; Tabla 3, número 11) ocurrió 7 km al noroeste del evento principal. Una réplica de Mw 4.1 y con mecanismo también inverso (Tabla 3, número 10) y varias réplicas menores más se produjeron alrededor de ella durante los siguientes cuatro días, con profundidades entre 20 y 26 km (Figuras 5 y 6C). El 17 de septiembre un conjunto de sismos ocurrió 15 km al oeste del sismo principal, a profundidades de 15 a 18 km. Entre ellos, hubo dos réplicas con Mw 4.4 y 4.8.
Del 23 de septiembre hasta el 8 de noviembre decayó la sismicidad nuevamente, limitándose a pocos eventos aislados, sobre todo a lo largo de toda la costa noreste del golfo Dulce, a profundidades de 23 a 28 km (Figuras 5 y 6D). El evento mayor de este periodo fue de Mw 4.3, a 26 km de profundidad y 16 km al noroeste del sismo principal, con un mecanismo inverso (Tabla 3, número 12). El 22 de octubre se presentó otra secuencia de sismos fuera del golfo Dulce, descrita en la siguiente sección.
Luego del periodo de baja sismicidad, el 9 de noviembre ocurrió un sismo de Mw 5.9 (9:20 UTC) con epicentro 6 km al oeste del sismo principal. Su foco a 28 km de profundidad implica que se generó dentro de la placa del Coco; su mecanismo es de tipo inverso (Tabla 3, número 14). Otros 29 eventos con profundidades entre 28 y 31 km sucedieron entre el 9 y el 28 de noviembre, uno de Mw 4.0 con mecanismo inverso (Tabla 3, número 15) y el resto con magnitudes entre 2.5 y 3.7 (Figuras 5 y 6E).
En noviembre, entre los días 12 y 30, la sismicidad general disminuyó de nuevo. Ocurrieron sismos profundos (25-27 km) bajo la costa noreste del golfo Dulce, así como algunos eventos dispersos (Figuras 5 y 6F). En este periodo, hubo un pequeño grupo de sismos cerca de la costa noreste de la península de Osa. Estos incluyeron un sismo de Mw 4.6 y mecanismo inverso (Tabla 3, número 16) el 12 de noviembre (10:47 UTC), a 22 km de profundidad. Estos sismos también parecen haberse originado en la placa inferior, pero son muy pocos para un análisis detallado.
4. Sismicidad cerca del golfo Dulce durante la secuencia del 2018
Entre el 18 y el 30 de agosto se registraron 10 sismos con epicentros alineados con rumbo nornoreste-sursuroeste en las cercanías de Río Sereno, en Panamá, a unos 50 km del epicentro del sismo principal (Figuras 2 y 6A). La sismicidad ocurrió a profundidades de 20 a 25 km. El sismo más fuerte (Mw 4.6) tuvo lugar ~19 horas después del evento principal de Golfito, el día 18 de agosto (18:18 UTC), a una profundidad de 23 km. Su mecanismo focal es de tipo transcurrente, con un plano nodal dextral de rumbo N31°E casi vertical (Figura 6A; Tabla 3, número 5).
Además, el 22 de octubre se registraron 12 sismos en las cercanías de Plaza de Caisán, Panamá, a 47 km del sismo principal (Figuras 2 y 6D). Las profundidades variaron entre 21 y 28 km. El evento principal de esta concentración ocurrió a las 1:28 UTC y tuvo una Mw 5.6. Su mecanismo focal es de tipo transcurrente, con un plano nodal dextral de rumbo N4°E buzando 74° al oeste (Figura 2; Tabla 3, número 13).
Estos sismos se asocian con un conspicuo sistema de fallamiento de rumbo nornoreste-sursuroeste de carácter transcurrente dextral que ha sido reconocido en la microplaca de Panamá, a lo largo de una franja de unos 30 km de ancho entre Costa Rica y Panamá (Arroyo, 2001; Denyer et al. 2003; Morell et al., 2008; Figura 2). Esta zona de deformación coincide con la proyección en el istmo de la ZFP, por lo que se ha sugerido que podría tratarse de un desgarre de la placa superior en respuesta a la acción conjunta de la subducción de la cordillera del Coco y el movimiento de la ZFP (Arroyo, 2001; Morell et al., 2008). Debido al mecanismo transcurrente dextral del sismo mayor de Río Sereno y a la localización de epicentros sobre su traza (Figura 2), se propone aquí que esa sismicidad fue generada por la falla Sereno-Lucha, descrita anteriormente por Arroyo (2001) y Denyer et al. (2003). Mientras tanto, en los alrededores de Caisán aún no ha sido reconocida ninguna falla específica.
La sismicidad de todas las magnitudes en el arco magmático del oeste de Panamá es mucho menos abundante que en el extremo sureste de Costa Rica. Desde la década de los 90, la RSN ha tenido estaciones sísmicas cerca de la frontera con Panamá por lo que los sismos de magnitud superior a 4 en el oeste de Panamá han sido detectados. En el catálogo RSN, entre 1991, año de inicio de registros digitales en Costa Rica, y el 2020 existen solamente 13 eventos con magnitudes superiores a 4.5 (máxima Mw 5.8) y profundidades inferiores a 30 km en una franja de 50 km de ancho desde la frontera con Costa Rica, en el sector occidental de la cordillera Central de Panamá, en cuya vertiente sur sucedieron los sismos de Río Sereno y Plaza de Caisán. Las secuencias sísmicas en esa área no son un fenómeno nuevo pero sí poco frecuente durante la historia de la RSN.
5. Secuencia sísmica del 2009
Previo a la secuencia de Golfito del 2018, el sismo más relevante en el golfo Dulce sucedió el 11 de marzo del 2009 (Figura 2). Entre ese día y el 19 de marzo fueron detectados 56 sismos con Mw entre 3.2 y 5.9. El sismo principal, de Mw 5.9, ocurrió el 11 de marzo a las 17:24 UTC. Las localizaciones rutinarias de la RSN muestran una distribución relativamente dispersa de la sismicidad, abarcando todo el sector suroeste del golfo Dulce (Figura 2).
No fue posible realizar un cuidadoso análisis de toda la sismicidad del 2009, debido a la escasa cobertura de estaciones de ese momento, excepto para el evento principal. En ese caso, la disponibilidad de observaciones adicionales de estaciones en Panamá permitió relocalizarlo. El gap en la cobertura azimutal es relativamente alto (250º) pero cuenta con una estación cercana, a 19 km del epicentro, lo que permitió mejorar la calidad de relocalización. El sismo revisado se ubicó frente al extremo sureste de la península de Osa, a 10 km de profundidad (Figura 2). La solución del tensor de momento para este evento, provista por el NEIC-USGS y el Global CMT Catalog, es de tipo inverso con un plano nodal inclinado 25º hacia el noreste (Figura 2 y Tabla 2, letra B).
Discusión
De acuerdo con su distribución geográfica y en profundidad, así como el análisis de las fuentes sísmicas, la mayor parte de la sismicidad entre agosto y noviembre del 2018 fue generada en la zona sismogénica entre las placas del Coco y Panamá, en el Pacífico Sureste de Costa Rica (Figura 7). Esta sismicidad ocurrió como un agrupamiento de sismos buzando 35° hacia el noreste, entre los 12 y 27 km de profundidad (Figura 7B). El cálculo del tensor de momento del sismo principal describe una falla inversa (rake 88º) con un plano nodal inclinado 37º al noreste, lo cual es consistente con los mecanismos focales determinados para el sismo principal y para 10 réplicas (Tabla 3). Asimismo, la localización y el tensor de momento del sismo de marzo del 2009 también lo colocan dentro de la zona sismogénica interplacas, pero a nivel más somero (Figura 7B). Esta distribución de la sismicidad se ubica 10 km por encima del modelo Slab2 de Hayes et al. (2018) pero concuerda con el modelo para el techo de la losa presentado por Lücke y Arroyo (2015) (Figura 7B).
Figura 7 Sismicidad de la secuencia de Golfito del 2018 relocalizada con hypoDD. Las estrellas magenta representan los sismos de Mw ≥ 5. A. Mapa de 144 epicentros relocalizados. En verde se resaltan los eventos ocurridos del 9 al 28 de noviembre en una falla inversa dentro de la placa del Coco. Los círculos abiertos son los sismos en la placa superior y las líneas grises los contornos del techo de la placa del Coco (Lücke y Arroyo, 2015). Los perfiles X-X´ y Y-Y´ mostrados en las partes B y C, respectivamente, incluyen los hipocentros localizados a 15 km a ambos lados del eje de cada perfil. B. Perfil X-X´. La línea roja representa la zona sismogénica interplacas propuesta en este estudio. La línea negra denota el techo de la losa de acuerdo con Lücke y Arroyo (2015) y la línea gris punteada de acuerdo con el modelo Slab2 de Hayes et al. (2018). Las letras T y C marcan la posición de la trinchera y de la costa noreste del golfo Dulce, respectivamente. C. Perfil Y-Y´. La línea negra muestra el techo de la losa de acuerdo con Lücke y Arroyo (2015) y la línea gris punteada de acuerdo con Hayes et al. (2018).
Además de la sismicidad originada en la zona sismogénica interplacas, entre agosto y noviembre del 2018 también ocurrieron tres sismos relevantes con Mw de 4.6 a 5.9 en otras fuentes sísmicas cercanas. El sismo de Mw 5.9 ocurrido el 9 de noviembre y varios eventos entre esa fecha y el 28 de noviembre se originaron en una falla dentro de la corteza de la placa del Coco (Figura 7, círculos verdes). Los hipocentros se generaron a lo largo de un segmento de ~7 km que coincide con el plano nodal de los mecanismos focales (Figura 6, Tabla 3, números 14 y 15) calculados para estos sismos, y que indican una falla de tipo inverso, con rumbo N48ºW y un buzamiento de ~40º hacia el suroeste (Figura 7). Esta es la primera vez que se ha documentado en detalle este tipo de actividad sísmica debajo de la zona sismogénica en el Sureste de Costa Rica y con mecanismo focal asociado. La sismicidad dentro de la placa del Coco también se ha observado en el segmento Pacífico Central, tanto durante el periodo interciclo (Dinc et al., 2010) como durante secuencias sísmicas, tales como el terremoto de Quepos 1999 (Mw 6.9, DeShon et al., 2003) y el sismo de Osa 2002 (Mw 6.4, Arroyo et al., 2014b). Estos sismos podrían originarse en fallas de doblamiento de la placa del Coco al subducirse, que sufren esfuerzos compresivos en profundidad al ir avanzando la subducción.
A lo largo del margen Pacífico costarricense se han reconocido tres segmentos con marcadas diferencias batimétricas en la placa del Coco (Figura 8; von Huene et al., 2000). En el segmento del Pacífico Noroeste, frente a la península de Nicoya, el relieve de la placa del Coco es relativamente suave. Se ha sugerido que esto favorece una mayor zona de contacto entre las placas (Protti et al., 1994), lo que propicia sismos con magnitudes superiores a 7.5; más recientemente, el terremoto de Sámara (Mw 7.6) en el 2012 (Protti et al., 2014). En el segmento del Pacífico Central, el suelo marino de la placa del Coco está ocupado en un 40% por montes y mesetas submarinos (Figura 8), originados en el punto caliente de Galápagos, al igual que la cordillera del Coco (Werner et al., 1999). Al subducirse, estos montes submarinos podrían actuar como asperezas, limitando el tamaño de la ruptura de los sismos (Bilek et al., 2003). Históricamente, en ese segmento se han registrado magnitudes máximas de 7 (p.ej. Protti et al., 1995); el último terremoto en esta zona sucedió en 1999 con Mw 6.9 (Bilek et al., 2003).
Figura 8 Sismicidad interplacas interciclo (franja rosada) y ruptura de grandes terremotos en el segmento Pacífico Sureste y comparación con los segmentos Noroeste y Central, en el margen convergente de Costa Rica. La sismicidad interciclo fue determinada con base en registros de la RSN y otros estudios con redes temporales de tierra y fondo marino (Husen et al., 2002; DeShon et al., 2003; DeShon et al., 2006; Arroyo et al., 2014a). Se muestra también, para los sismos principales de algunas de las secuencias ocurridas en los últimos 40 años en la zona interplacas, el área de ruptura según: deslizamiento cosísmico para Sámara 2012 (Liu et al., 2015), imagen tomográfica de un monte submarino subducido para Cóbano 1990 (Husen et al., 2002), e inversión de ondas de cuerpo para Quepos 1999 (Bilek et al., 2003) y Golfito 1983 (Tajima y Kikuchi, 1995). Se muestran las réplicas para los sismos de Cóbano 1990 (DeShon et al., 2003), Quepos 1999 y Osa 2002 (Arroyo et al., 2014b), Sámara 2012 y Jacó 2017 (Red Sismológica Nacional de Costa Rica, 2017) y Golfito 2018 (este trabajo). Los contornos del techo de la placa del Coco fueron estimados por Lücke y Arroyo (2015), las temperaturas en la zona interplacas por Ranero et al. (2008), y el acoplamiento interplacas en el sureste de Costa Rica por Kobayashi et al. (2014). Los triángulos grises representan los volcanes activos. La cordillera del Coco se delinea según el contorno batimétrico de 2000 m de profundidad. FMA significa Fosa Mesoamericana.
En el segmento del Pacífico Sureste, donde ocurrió la secuencia sísmica de Golfito del 2018, el fondo oceánico está conformado por la cordillera del Coco (Figuras 1 y 8). En este segmento, el espesor de la corteza oceánica alcanza ~20 km frente a la península de Osa (Walther, 2003; Sallarès et al., 2003), en contraste con el espesor de ~5-7 km (Sallarès et al., 2001) frente a la península de Nicoya. La presencia de la cordillera del Coco podría causar un acoplamiento moderado, que ha generado sismos de magnitudes superiores a 7, el último de los cuales fue el terremoto de Golfito de 1983, con Mw 7.4 (Adamek et al., 1987).
La zona sismogénica interplacas en el margen Pacífico costarricense (Figura 8) ha sido estudiada especialmente en los segmentos Noroeste y Central, a través de tomografías con sismos locales (DeShon et al., 2006; Arroyo et al., 2009), el análisis y la relocalización de secuencias sísmicas importantes (e.g. Husen et al., 2002; DeShon et al., 2003; Chaves et al., 2017), modelado geodésico (Feng et al., 2012; Kobayashi et al., 2014; Protti et al., 2014) y otros fenómenos sísmicos (Outerbridge et al., 2010). En la transición entre los segmentos Central y Sureste existen solamente un estudio de una secuencia sísmica (Arroyo et al., 2014b) y dos trabajos de sísmica activa (Bangs et al., 2015; Martínez-Loriente et al., 2019). Sin embargo, el segmento Sureste es aún el menos estudiado, debido principalmente a la relativa escasez de cobertura con estaciones sísmicas en el pasado y a la alta dificultad de acceso a la cordillera de Talamanca.
1. Límites de la sismicidad interciclo
Se ha señalado que la porción acoplada del límite de placas en las zonas de subducción ocurre generalmente en un área restringida, con límites superior e inferior (Byrne et al., 1988; Vrolijk, 1990; Oleskevich et al., 1999; Moore y Saffer, 2001; Moore et al., 2007; Ranero et al., 2008). En el margen costarricense, la sismicidad que sucede en la región interplacas en el periodo entre grandes terremotos ha sido captada y relocalizada con alta calidad gracias a la instalación de redes sísmicas temporales que han incluido estaciones de fondo marino en los segmentos Noroeste y Central (DeShon et al., 2006; Arroyo et al., 2014a). Además, esta sismicidad interplacas interciclo (en adelante denominada “sismicidad interciclo”) también ha podido ser registrada rutinariamente con mejor calidad gracias al aumento de cobertura con estaciones de la RSN en todo el país. Esos conjuntos de datos, junto con las secuencias sísmicas analizadas aquí, han permitido delinear en este estudio la franja rosada en la Figura 8, que representa la zona donde ocurre la sismicidad interciclo a lo largo del margen convergente costarricense.
Bajo los segmentos Noroeste y Central de la zona interplacas de Costa Rica, el límite superior de la sismicidad interciclo comienza a profundidades de ~15 km, a distancias de 50-70 km de la fosa (Arroyo et al., 2014a; DeShon et al., 2006), cuando las temperaturas en el plano interplacas superan los 120-150°C. Se ha propuesto que a temperaturas y profundidades mayores finalizan los procesos de liberación del agua contenida en la placa inferior, presente por la previa percolación a través de las fallas del levantamiento externo (Ranero et al., 2008). Los fluidos liberados migran entonces hacia el talud continental a través de fracturas en la placa superior, permitiendo el incremento de fricción a lo largo de la zona de contacto interplacas (von Huene et al., 2004).
Mientras que la sismicidad de la secuencia de Golfito del 2018 ocurrió entre los 12 y 27 km de profundidad, la relocalización de los sismos principales de la secuencia del 2009 los ubica en la entrada del golfo Dulce, a 10 km de profundidad. Dicho foco y la solución de tensor de momento permiten suponer que fueron generados en una sección más somera de la zona sismogénica interplacas. Esa sismicidad ocurrió a una profundidad similar a la de un sismo interplacas de Mw 6.4 ocurrido en el 2002 al oeste de la península de Osa (Figura 8; Arroyo et al., 2014b). Así, en el segmento Sureste el límite superior de la sismicidad interciclo se encuentra a profundidades de ~5 km, a 15-20 km de la fosa. Este inicio a profundidades menores que el resto del margen puede deberse a que la presencia de la corteza oceánica más caliente y boyante de la cordillera del Coco acelera los mencionados procesos sismogenéticos, que ocurren entonces a profundidades menores que las típicas (Ranero et al., 2007; Arroyo et al., 2014b).
Por su parte, el límite inferior de la sismicidad interciclo ocurre a profundidades de ~25-30 km en los segmentos Noroeste y Central (DeShon et al. 2006; Arroyo et al. 2014a, 2014b). Se ha propuesto que la sección del límite interplaca a lo lago de la cual sucede el deslizamiento sísmico se extiende en profundidad hasta la transición al régimen dúctil (Tichelaar y Ruff, 1993; Hyndman et al., 1997) o bien hasta la intersección del techo de la placa con una cuña mantélica hidratada en la placa superior (Oleskevich et al., 1999). De acuerdo con el modelo de densidades de Lücke (2014), la intersección entre el techo de la placa que se subduce y el Moho de la placa cabalgante (Figura 8, línea discontinua negra) sucede a ~35 km de profundidad bajo el Pacífico Noroeste y a ~30 km bajo el Pacífico Central y Sureste. Esto, aunado a las bajas temperaturas inferidas para esas profundidades (Harris et al., 2010) y a la evidencia tomográfica de serpentinización en la cuña mantélica (Husen et al., 2003; DeShon et al., 2006; Arroyo et al., 2009), sugiere que el límite inferior de la sismicidad interciclo podría estar asociado principalmente con la presencia de una cuña mantélica hidratada (Arroyo et al., 2014a). La subducción de la cordillera del Coco en el segmento Sureste no parece afectar la ubicación del límite inferior de la sismicidad interciclo.
2. Ruptura de grandes terremotos (M > 7)
Considerando que los límites superior e inferior de la sismicidad interciclo ocurren a ~5 y 30 km, respectivamente, en este trabajo se propone entonces que la zona sismogénica interplacas en el Sureste de Costa Rica mide ~160 km a lo largo de la trinchera y tiene ~45 km de ancho (Figuras 7 y 8). Las secuencias de Golfito del 2009 y 2018 permiten inferir una inclinación de 35° para esta zona bajo el Golfo Dulce, en concordancia con los resultados generales del tensor de momento y mecanismos focales, que muestran planos buzando 25-53° hacia el noreste. La ruptura total de una zona con esas dimensiones podría ocasionar un terremoto de Mw ~8.0, de acuerdo con las relaciones escalares de Ye et al. (2016).
Hasta la fecha, no hay evidencia histórica o instrumental de terremotos de tal magnitud, ya que los mayores sismos registrados en el Sureste de Costa Rica han tenido Mw de 7.0-7.4, en 1803, 1854, ¿1879?, 1904, 1941 y 1983 (Gutenberg y Richter, 1954; Montero, 1986; Adamek et al., 1987; Pacheco y Sykes, 1992; Bilek et al., 2003; Peraldo et al., 2006; Figura 2). No obstante, la ruptura de terremotos más grandes, como Tohoku (Japón) en el 2011 (Mw 9.1), puede extenderse hasta la parte más somera del contacto entre placas e inclusive hasta la trinchera (Lay y Bilek, 2007). Justamente, Vannucchi et al. (2017) documentaron evidencia de deslizamiento cosísmico hasta la trinchera en el registro geológico de perforaciones en altamar al suroeste de la península de Osa. Estas observaciones contrastan con hipótesis previas en las que la abundancia de fluidos y la deformación plástica de sedimentos (e.g. Moore y Saffer, 2001; Moore et al., 2007; Ranero et al., 2008) impiden el comportamiento sísmico en las partes más someras del límite interplacas.
Las secuencias de Golfito del 2009 y 2018 ocurrieron dentro de la zona la ruptura del terremoto Mw 7.4 de 1983. El área de ruptura de este terremoto estimada por Tajima y Kikuchi (1995) (Figura 8, línea magenta) se extiende hasta una profundidad de ~10 km, en cercana concordancia con las profundidades mínimas de la sismicidad interciclo (Figura 8, franja rosada). El límite inferior de la ruptura, en cambio, parece haberse propagado hasta profundidades de 60 km, muy superiores a la sismicidad interciclo (~30 km). Esta inconsistencia podría deberse a diferencias de técnicas de modelado, al uso de una geometría diferente del área interplacas y a la ausencia de un modelo de velocidades confiable para la zona. Sin embargo, de ser correcto el modelo de ruptura de Tajima y Kikuchi (1995), la subducción de la cordillera del Coco podría ocasionar que la ruptura de grandes terremotos se extienda en profundidad a una región condicionalmente estable. De manera similar, las rupturas de grandes terremotos en el segmento Noroeste se han propagado fuera de la zona de sismicidad interciclo, tanto hacia el límite superior como el inferior (Figura 8).
El terremoto de 1983 y, probablemente, el de 1941 ocurrieron dentro del área de mayor acoplamiento (> 75%) estimado por Kobayashi et al. (2014) para el segmento Sureste de la zona interplacas (Figura 8). El sismo principal y la mayor parte de la sismicidad del 2018 no sucedieron en esta zona, sino en un área con un acoplamiento menor, estimado entre 40 y 75% (Figura 8). Esto podría implicar que la secuencia de Golfito del 2018 no rompió la zona del máximo acoplamiento y que en los próximos años podría ocurrir una secuencia similar en ese sector.
Finalmente, Schellart y Rawlinson (2013) consideran que las condiciones creadas por la subducción de la cordillera oceánica del Coco, como el cambio local en el ángulo de inmersión de la losa, el acortamiento local de la placa superior y la compresión en la interfaz de la zona de subducción, son las propicias para nuclear un terremoto de Mw 8.5. En analogía con los escenarios tectónicos de los megaterremotos de Chile 1960, Alaska 1964 y Sumatra-Andaman 2004, esos autores señalan la posibilidad de que en Costa Rica la ruptura se inicie en el segmento Pacífico Sureste, donde la presencia de la cordillera del Coco aumenta el estrés compresivo, y se propague hacia el segmento Pacífico Central, que es una región de menor esfuerzo de compresión. Un alto potencial sísmico de Mw 8.1 para el segmento Sureste también ha sido determinado por Carvajal et al. (2020) a partir del modelado geodésico. Junto con las dimensiones para la zona sismogénica presentadas en este estudio, los hallazgos de Schellart y Rawlinson (2013), Vannucchi et al. (2017) y Carvajal et al (2020) sugieren que los terremotos en el sureste de Costa Rica podrían ser mucho más grandes que los observados en el corto registro histórico que existe para esta región.
Conclusiones
La secuencia de Golfito del 2018 es la primera con un sismo de magnitud superior a 6 que ha sido registrada en el Sureste de Costa Rica desde el incremento de estaciones de la RSN en la última década. Esta secuencia se originó en la zona sismogénica interplacas, entre 12 y 27 km de profundidad, con un sismo principal (Mw 6.1) cuyo tensor de momento describe una falla inversa (rake 88º) con un plano inclinado 37º al noreste. La sismicidad ocurrió dentro de la zona de ruptura del terremoto de Mw 7.4 de 1983 (Tajima y Kikuchi, 1995), sin llegar romper la zona de mayor acoplamiento. Simultáneamente a la secuencia del 2018, ocurrió la ruptura de una falla inversa dentro de la placa del Coco, debajo de la zona sismogénica interplacas, que generó un sismo de Mw 5.9. Además, dos fallas de la franja de fallamiento transcurrente dextral en la placa cabalgante de Panamá generaron sismos de Mw 4.6 y 5.6.
Las secuencias del 2018 y 2009 (Mw 5.9) demuestran que la zona sismogénica en el segmento Sureste de Costa Rica tiene su límite superior e inferior durante el interciclo a ~5 y 30 km de profundidad, respectivamente, y se extiende ~160 km a lo largo de la trinchera, con ~45 km de ancho. Estas dimensiones implican un potencial sísmico de hasta Mw ~8.0, mucho mayor al tamaño (Mw de 7.0-7.4) de los seis terremotos destructivos catalogados desde 1803. En los segmentos Noroeste y Central de Costa Rica, la sismicidad interciclo interplacas tiene un límite superior más profundo (~15 km) y un ancho menor (~20-30 km) que en el Sureste. Tanto en el segmento Sureste como en el Noroeste, las rupturas de grandes terremotos se han propagado fuera de la zona de sismicidad interciclo, en contraposición al segmento Central. El estudio de las dimensiones de las zonas sismogénicas interplaca y de la distribución de los sismos durante el ciclo sísmico, son parte fundamental del análisis de los mecanismos que controlan la ruptura de los sismos más grandes del planeta.
