Significado tectónico de los sistemas de fallas Jaris y Candelaria en el Antearco de Costa Rica Carolina Fallas-Salazar1* , Lepolt Linkimer2 e Ivonne G. Arroyo3 Abstract In this research, we study the Jaris and Candelaria faults, in the fore-arc of Costa Rica, based on pho- tointerpretation, field work, and the relocation of earthquakes recorded by the National Seismological Network of Costa Rica. We present evidence that confirms that both systems correspond to right-lateral strike-slip faults and are oriented northwest-southeast. Furthermore, we determined a total length of 35 and 65 km, for the Jaris and Candelaria fault systems, respectively, which implies a seismic potential of moment magnitude (Mw) 6.9 and 7.2. We postulate that the 2004 Damas Earthquake (Mw 6.4) is asso- ciated with the Candelaria system and, furthermore, that these faults, together with other right-lateral strike-slip faults in the center of the country, facilitate the tectonic escape of the Central American Fo- rearc Block from an area much further to the southeast than previously proposed. Due to their proximity to the Greater Metropolitan Area of San Jose (15-35 km), the studied faults are dangerous for the most populated area of Costa Rica. Resumen En esta investigación se estudian las fallas Jaris y Candelaria, en el antearco de Costa Rica, a partir de la fotointerpretación, el trabajo de campo y la relocalización de sismos registrados por la Red Sismológica Nacional de Costa Rica. Presentamos evidencias que confirman que ambos sistemas son de tipo dextral y de rumbo noroeste-sureste. Además, determinamos una longitud total de 35 y 65 km, para los sistemas Jaris y Candelaria, respectivamente, lo que implica un potencial sísmico de magnitud momento (Mw) 6.9 y 7.2. Postulamos que el Terremoto de Damas del 2004 (Mw 6.4) está asociado con el sistema Can- delaria y, además, que estas fallas, junto con otras fallas dextrales del centro del país facilitan el escape tectónico del Bloque Antearco Centroamericano desde una zona mucho más al sureste de lo propuesto anteriormente. Debido a su cercanía con la Gran Área Metropolitana de San José (15-35 km), las fallas estudiadas son peligrosas para la zona más poblada de Costa Rica. Geofísica Internacional (2024) 63-1: 651 - 676 Palabras clave: neotectónica; sismicidad; falla activa; escape tectónico, antearco centroamericano; terremoto de Damas. Key words: neotectonics; seismicity; active fault; forearc sliver; Central American Forearc, Damas earthquake. Received: July 23, 2023; Accepted: November 21, 2023; Published on-line: January 1, 2024. Editorial responsibility: Dr. Juan Carlos Montalvo Arrieta * Corresponding author: Carolina Fallas-Salazar, xinia.fallas@ucr.ac.cr 1 Escuela Centroamericana de Geología y Red Sismológica Nacional, Universidad de Costa Rica, xinia.fallas@ucr.ac.cr 2 Escuela Centroamericana de Geología y Red Sismológica Nacional, Universidad de Costa Rica, lepolt.linkimer@ucr.ac.cr 3 Escuela Centroamericana de Geología y Red Sismológica Nacional, Universidad de Costa Rica, ivonne.arroyo@ucr.ac.cr https://doi.org/10.22201/igeof.2954436xe.2024.63.1.1720 - G) -G> -G> https://orcid.org/0000-0001-7201-0257 https://orcid.org/0000-0002-1008-846X https://orcid.org/0000-0003-3232-9719 mailto:xinia.fallas%40ucr.ac.cr?subject= mailto:xinia.fallas%40ucr.ac.cr?subject= mailto:lepolt.linkimer%40ucr.ac.cr?subject= mailto:ivonne.arroyo%40ucr.ac.cr?subject= https://doi.org/10.22201/igeof.2954436xe.2024.63.1.1720 652 | Geofísica Internacional (2024) 63-1 Introducción Las fallas Jaris y Candelaria se localizan en el antearco del Pacífico Central de Costa Rica, a solo 15-35 km al suroeste de la ciudad capital de San José (Figura 1). Estas dos fallas son ejemplos de las muchas estructuras geológicas que han resultado del complejo contexto tectónico dominado por la subducción de la placa Coco junto con una cordillera submarina debajo de la placa Caribe y de la microplaca Panamá (Figura 1). Los grandes rasgos geomorfológicos de las fallas Jaris y Candelaria han sido descritos previamente, por ejemplo, su rumbo general noroeste-sureste y la localización geográfica de la traza principal (e.g., Montero y Morales, 1990; Arias y Denyer, 1991a; Montero et al., 1998) y su tipo de movimiento dextral (Montero, 2001; Montero y Rojas, 2014). También exis- ten estudios de secuencias sísmicas cercanas a las fallas (e.g., Pacheco et al., 2006; Quintero et al., 2019; Campos-Durán et al., 2021). Pese a lo anterior, hasta este momento ambas fallas han carecido de la descripción detallada de todos sus ramales y especialmente, de estudios de la sismicidad de sus trazas, esto último debido a la falta de cobertura con estaciones sismológicas en décadas previas. Además, las fallas Jaris y Candelaria no han sido explicadas en el contexto del escape tectónico del noroeste de Costa Rica, en el cual el Bloque Antearco Centroamericano se mueve hacia el noroeste (Montero et al., 2017; Figura 1) y cuyo despegue en el centro de Costa Rica aún no ha sido determinado Figura 1. Contexto tectónico simplificado de Costa Rica mostrando los principales sistemas de fallas dextrales de acuerdo con Montero (2001) y Denyer et al. (2003). Se rotulan los siguientes elementos tectónicos: CDCCR Cinturón Deformado del Centro de Costa Rica, CDNP Cinturón Deformado del Norte de Panamá, FARS falla Atirro-Río Sucio, FCA Falla Cote-Arenal, FC falla Candelaria, FCAN falla Canoas, FCHI falla Chiripa, FCN falla Caño Negro, FHA falla Haciendas, FJ falla Jaris, FL falla longitudinal, FSV falla San Vito, FVA falla Viejo-Aguas Zarcas, FMA fosa Mesoamericana, LF levantamiento de Fisher y PQ Plateau de Quepos. Algunas fallas sinestrales relevantes se muestran como líneas café de acuerdo con la compilación de Rodríguez (2017). Los volcanes del Holoceno de Costa Rica se representan como triángulos y la ciudad de San José como un cuadrado. Las estaciones sismológicas se representan como cuadros grises. El recuadro señala el área mostrada en la Figura 2. ~ 83mm/año % LF ,'_,' / / / / / / / / 1 / / PLACA coco º-1 ___.______.7° km / / r r - 'J ,' 1 / / / / - / 1 - -- / / / Nicaragua - ' Cordillera submarina Coco PLACA CARIBE -82° 11 º Carolina Fallas-Salazar, et al. | 653 con claridad. Con el fin de llenar estos vacíos de información, se realizó una tesis de licenciatura (Fallas, 2022) en la Escuela Centroamericana de Geología de la Universidad de Costa Rica (UCR), que dio pie al presente artículo, en el cual se sintetizan y refinan los resultados, aportando por primera vez una descripción detallada de las trazas de los sistemas de falla y de la sismicidad relacionada con estas. La Red Sismológica Nacional (RSN) de la UCR posee un catálogo sísmico que se extiende desde 1975 hasta el presente. Desde el año 2015, la red de estaciones sismológicas ha cre- cido drásticamente, pasando de solo 47 en ese año a 180 en el 2023 (Linkimer et al., 2018; Linkimer, et al., 2023; Figura 1). Este reciente aumento de cobertura ha permitido usar en esta investigación un extenso registro de sismos, los cuales han sido cuidadosamente relocalizados para iluminar las características de las fallas. Desde 1976, la RSN registra en promedio dos sismos de magnitud momento (Mw) mayor o igual a 5.0 en la región del Pacífico Central de Costa Rica, la mayoría asociados con la subducción de la placa Coco. El 20 de noviembre del 2004, un sismo de Mw 6.4, conocido como el terremoto de Damas de Parrita, provocó serios daños en la región del Pacífico Central. Su epicentro estuvo localizado muy próximo (~5 km) al sistema de fallas Candelaria; sin embargo, estudios previos sobre este terremoto (e. g., Barquero y Rojas, 2004; Pacheco et al., 2006; Quintero et al., 2019) solo descartaron que este evento fuera ocasionado en la zona sismogénica de la subducción de la placa Coco y no concluyeron sobre su origen en una falla específica. A partir del análisis de sensores remotos y del trabajo de campo, en conjunto con la relocalización de la sismicidad reciente registrada por la RSN, presentamos a continuación la geomorfología, geometría, grado de actividad y potencial sísmico de las fallas Jaris y Candelaria. Adicionalmente, proponemos por primera vez, que el terremoto del 2004 se relaciona con el sistema de fallas Candelaria. Finalmente, con base en la inte- gración de nuestras observaciones con las de estudios previos, discutimos el significado tectónico de los sistemas de fallas que podrían contribuir con el escape tectónico del Bloque Antearco Centroamericano desde una zona mucho más al sureste de lo anteriormente propuesto. Contexto tectónico El contexto tectónico de Costa Rica es complejo porque interactúan al menos cinco bloques tectónicos. El país se ubica en la placa Caribe y la microplaca Panamá, debajo de las cuales ocurre la subducción de la placa Coco, que a su vez incluye la cordillera submarina del mismo nombre (Figura 1). Esta sub- ducción es oblicua a la fosa Mesoamericana y termina en el sur de Costa Rica en el contacto con la Zona de Fractura de Panamá (ZFP), una falla transformada de tipo dextral que sirve de límite entre las placas Coco y Nazca. La subducción de la placa Coco posee una tasa de convergencia variable a lo largo del margen Pacífico de Costa Rica, con una velocidad de 83 mm/año para el sector noroeste y de 89 mm/año en el sureste (DeMets et al., 1994; Figura 1). La cordillera submarina Coco es el elemento batimétrico más notorio de la placa Coco en las proximidades de Costa Rica (Fi- gura 1), con una extensión de casi 2000 km de largo, 150-300 km de ancho y con una elevación de 2-2.5 km sobre el piso marino (Walther, 2003). Se calcula que su arribo a la fosa Mesoamericana ocurrió hace unos 2-3 Ma., y este evento propició el régimen compresivo que predomina actualmente y el engrosamiento de la corteza de la placa superior (e.g., Morell, 2015). Además de la interacción entre las placas tectónicas mencio- nadas, en el noroeste de Costa Rica ocurre el escape tectónico del Bloque Antearco Centroamericano (Figura 1) a 11 mm/año (e.g., LaFemina et al., 2009; Feng et al., 2012; Álvarez et al., 2019). La subducción de la cordillera submarina Coco ha sido propuesta como el origen de este escape tectónico por su papel de indentador, al ser el elemento más espeso y prominente de la placa Coco que colisiona con la fosa Mesoamericana (Montero, 1994; LaFemina et al., 2009). El límite noreste del Bloque An- tearco Centroamericano está marcado por un sistema de fallas de desplazamiento de rumbo dextral que ha sido claramente recono- cido a lo largo del arco volcánico de Guatemala, El Salvador y Nicaragua (e.g., DeMets, 2001; Corti et al., 2005; Styron et al., 2020). En Costa Rica, Montero et al. (2017) proponen que los sistemas de fallas Caño Negro y Haciendas-Chiripa (Figura 1), también de tipo dextral, representan este límite; sin embargo, la terminación sureste del Bloque Antearco Centroamericano aún no ha sido determinada claramente en la literatura. Por otra parte, el límite entre la placa Caribe y la microplaca Panamá corresponde con el Cinturón Deformado del Centro de Costa Rica (CDCCR, Marshall, 2000; Montero, 2001; Figura 1). Este cinturón consiste de una zona de unos 100 km de ancho, con una alta densidad de fallas y pliegues activos, que atraviesa Costa Rica desde el Pacífico hasta el Caribe. Las fallas Jaris y Candelaria, objetos de este estudio, han sido descritas como parte del CDCCR (Montero, 2001). Además, la subducción de la cor- dillera submarina Coco también ha sido ligada con el desarrollo del CDCCR impulsando la propagación de los esfuerzos hacia las placas cabalgantes (Marshall et al., 2000; Montero, 2001). La falla Jaris aparece en diversos mapas geológicos de la zona central de Costa Rica (e. g., Dóndoli y Chaves, 1968; Castillo, 1969; Denyer y Arias, 1990) y ha sido abordada con su nombre y con diverso grado de detalle en al menos seis estudios pre- vios. Arias y Denyer (1990a, 1990b) y Denyer y Arias (1991a) identificaron la falla como una estructura lineal de unos 42 km, 654 | Geofísica Internacional (2024) 63-1 principalmente a lo largo del río Jaris que le da su nombre, sin embargo, Obando (2011) identificó su traza más hacia el sureste. Todos estos autores indicaron que su movimiento es dextral. Montero (2001), por su parte, describió de forma general la geomorfología de la traza principal y reportó que la falla corta depósitos cuaternarios. Montero y Rojas (2014) hicieron una descripción más detallada y consideraron esta estructura como un sistema de fallas conectadas, las cuales, hacia el noroeste, limitan con la falla Picagres. Además, estos autores mencionaron una posible componente normal en algunos sectores, donde el bloque oriental se encuentra levantado. Los estudios para la falla Candelaria han sido menos deta- llados que los de la falla Jaris. La falla se incluye en Arias y Denyer (1991a) y Denyer y Arias (1991b) desde el sureste de Orotina hasta las inmediaciones de Quepos y es descrita como de movimiento dextral y con longitudes de 60-80 km (Montero et al., 1998; Montero, 1999; 2001; Marshall et al., 2000 y Denyer et al., 2003). Montero (1999) y Montero (2001) presentaron una descripción geomorfológica de su traza principal y Fernández y Pacheco (1998) y Montero (2001) indicaron que la falla podría tener sismicidad. Asimismo, Montero (1999) sugirió que algunas de las réplicas del terremoto de Orotina de 1924 pudieron haberse originado en esta falla y Montero y Rojas (2014) le asociaron sismicidad de la secuencia de Puriscal de 1990. Marshall et al. (2000) y Montero (1999) agregaron que la falla presenta una componente inversa que levanta el bloque noreste y Montero y Rojas (2014) propusieron que la falla Purires es un ramal de la Candelaria. Datos y metodología Sensores remotos y trabajo de campo La identificación de marcadores geomorfológicos del fallamiento activo se realizó a partir de fotointerpretación, el uso de herramientas geoespaciales como Google Earth, la interpretación de las curvas de nivel y de los ríos del Instituto Geográfico Nacional de Costa Rica (IGN) a escala 1:25000 y la comprobación de campo. Para la fotointerpretación, se usaron 256 fotografías del proyecto Terra del IGN tomadas entre los años 1996 y 2000. Además, se utilizaron las ortofotos del 2017, a escala 1:5000, provenientes del OGC (Open Geospatial Consortium) obteni- dos a través del geoportal del Sistema Nacional de Información Territorial (SNIT) del IGN. Estas fotografías se georreferencia- ron usando el software ArcGIS como Sistema de Información Geográfica y se integraron con un modelo de elevación digital construido con las curvas de nivel, escala 1:25000 del IGN. Este fue el marco de referencia en el cual se identificaron las geofor- mas sugestivas de fallamiento activo. Con el fin de comprobar detalles de la geomorfología, se usó Google Earth para sitios seleccionados, aprovechando las funciones de acercamiento, rotación y visualización en 3D. La estrategia seguida fue el análisis de la topografía usando las herramientas mencionadas en búsqueda de escarpes, bermas (i.e. cambios de pendiente), facetas, terrazas aluviales y cualquier rasgo geomorfológico que pudiera ser indicativo de movimiento tectónico reciente. Además, se prestó especial atención a los dre- najes, en busca de desplazamientos o desvíos en las corrientes, que coincidieran con la traza de los lineamientos propuestos. De esta forma, se fueron marcando en los mapas los elementos geomorfológicos como símbolos individuales, que luego fueron interpretados en conjunto, para establecer las trazas de las fallas. Posteriormente, se seleccionaron unos 50 sitios en donde se realizó una comprobación de campo. Los puntos visitados fueron seleccionados con base en los siguientes criterios: el sitio coincide con la traza del lineamiento, el sitio ha sido car- tografiado con depósitos del Holoceno en mapas geológicos, el sitio coincide con sismicidad localizada en este estudio y el sitio posee elementos geomorfológicos prominentes sugestivos de falla activa determinados en la fotointerpretación. En cada punto, se realizó un registro fotográfico y una descripción detallada de lo observado. Aunque no fue posible encontrar un afloramiento con las fallas cortando claramente depósitos del Holoceno, sí se midieron planos de falla y estrías en rocas más antiguas cuando fueron encontradas. Luego de la identificación de los marcadores geomorfoló- gicos, se realizó una descripción detallada de los lineamientos sugestivos de ser fallas activas, los cuales fueron referidos con nombres de poblados cercanos o con los nombres previamente propuestos en la literatura (Figura 2). Finalmente, para confec- cionar los mapas del fallamiento activo, se realizó la integración de nuestras observaciones geomorfológicas con descripciones de investigaciones previas y con los resultados de nuestro estudio de la sismicidad. Con base en todo lo anterior, para cada falla se determinó la longitud, el rumbo promedio, el sentido de movimiento, el grado de expresión superficial y de actividad, la sismicidad y el sismo máximo posible (Tabla 1). La expresión geomorfológica de cada falla se clasificó en tres categorías: prominente, moderada y débil y el grado de actividad en dos: activa y neotectónica, con base en las definiciones descritas en Linkimer (2003). Un lineamiento fue considerado prominente cuando los rasgos geomórficos puntuales o lineales se pueden apreciar casi con- tinuamente a lo largo de toda su extensión; un lineamiento fue clasificado como moderado cuando los rasgos geomorfológicos poseen una naturaleza discontinua a lo largo de la traza y débil, cuando los rasgos geomorfológicos se encuentran muy separa- dos entre sí (más de 5 km) y solo definen una traza aproximada. Carolina Fallas-Salazar, et al. | 655 Finalmente, la inclinación del plano de falla se infirió con base en la fotointerpretación a partir del patrón que la falla mostraba en superficie o también con base en los planos nodales de los mecanismos focales. Localización de sismicidad y potencial sísmico Esta parte del estudio inició con la búsqueda de sismicidad localizada en la zona de estudio contenida en el catálogo sís- mico de la RSN, con el objetivo de extraer las formas de onda y posteriormente realizar su relocalización. La búsqueda de los sismos se realizó seleccionando los eventos registrados en al menos cinco estaciones sismológicas cuya cobertura tuviera un vacío menor o igual a 180° y una localización hipocentral con una profundidad menor a 40 km. Estos criterios fueron usados para seleccionar los eventos con las mejores localizaciones iniciales. La base de datos construida está compuesta por 710 sismos, divididos en dos rangos temporales. El más antiguo contiene 225 sismos registrados entre noviembre del 2004 y noviembre del 2005. Este periodo fue determinado para estudiar el terremoto de Damas del 2004: el único sismo de Mw > 6.0 en las proxi- midades de la falla Candelaria registrado durante el periodo de existencia de la RSN y cuyo origen no se ha relacionado con una falla particular en la literatura. El segundo rango temporal contiene 485 sismos escogidos entre enero del 2011 hasta agosto del 2020. La elección del año Localidad Estación RSN Drenaje Falla F1=Purires F2=Zapote F3=Picagres F4=Bajos Jorco F5=Virilla F6=Tulín F7=Parrita F8=Delicias F9=Paquita F10=Longitudinal F11=Delicias 2 F12=Herradura F13=Tárcoles-Garita F14=Escazú F15=Bello Horizonte F16=Aserrí F17=Río Azul F18=Ochomongo F19= Tobosi F20=Aguacaliente F21=Navarro Figura 2. Ubicación de las fallas Jaris y Candelaria (rojo) y fallas aledañas (negro), de acuerdo con la compilación de Rodríguez (2017). El recuadro señala el área mostrada en la Figura 3. o 1 5km 1 Océano Pacifico 656 | Geofísica Internacional (2024) 63-1 2011 como el inicio para este rango temporal, se debe a que a partir de ese momento la RSN posee una red de instrumentos suficientemente densa para obtener localizaciones óptimas con base en los criterios de selección mencionados anteriormente. Posteriormente, se realizó la revisión del arribo de las ondas P y S en cada sismograma de los 710 sismos seleccionados. Para estas lecturas de arribos se siguió un esquema de pesos dependiendo de la claridad de los arribos, con factores de calidad que oscilan de 0 para la incertidumbre de lectura más baja (± 0.05 s) hasta 4 (> 0.30 s). Se estableció la polaridad (compre- sión o dilatación) en los arribos de las ondas P, para elaborar mecanismos focales. Con las lecturas revisadas se realizó una nueva localización de cada sismo usando el programa HYP (Hypocenter) incluido en el sistema de análisis sismológico SEISAN (Ottemöller et al., 2011). No se llevó a cabo el cálculo de magnitudes, sino que se usó el provisto por el catálogo de la RSN para los 710 sismos relocalizados. El cálculo de los mecanismos focales se realizó a partir de la observación de los primeros arribos de la onda P con el programa Focmec (Snoke et al., 1984). Solo se interpretaron los mecanis- mos focales considerados como de alta calidad, siguiendo los siguientes criterios: un mínimo de 30 polaridades distribuidas en todas las regiones de la esfera, planos nodales que separan sin errores las observaciones de polaridades positivas y negativas y una variación menor a 10 grados en el rumbo y buzamiento para las posibles soluciones de los planos nodales. Solamente cumplieron con estos requisitos los sismos posteriores al 2014, cuando la red de estaciones ha sido más densa. La solución elegida como final, fue determinada usando el promedio geomé- trico de los planos obtenidos y cuando fue posible, la solución fue comparada con soluciones presentadas por otros autores (Campos-Durán et al., 2021). Para la base de datos de 710 sismos con lecturas revisadas, se realizó la relocalización por medio del algoritmo de doble diferencia HypoDD, el cual permite ubicar más adecuadamen- te los sismos cuando estos ocurren en una misma estructura (Waldhauser y Ellsworth, 2000). Este programa usa tiempos de arribo absolutos y diferenciales: los primeros fueron deter- minados directamente de la lectura de los sismogramas y los segundos se obtuvieron sustrayendo el tiempo de arribo entre pares de eventos caracterizados por una distancia menor a 10 km entre sí y registrados en estaciones comunes dentro de un radio de 200 km con respecto del conjunto de sismos de interés. Los dos grupos de sismos con distintos rangos temporales descritos arriba (2004-2005 y 2011-2020) fueron relocalizados por aparte en HypoDD. Falla Longitud (km) Rumbo Sentido de movimiento Expresión superficial Sismicidad asociada Grado de actividad Potencial sísmico Ja ri s Jaris 13.5 N50-60ºW Dextral Moderado Sí Activa 6.4 Palma 5.8 N40-50ºW Dextral Moderado– débil Sí Activa 6.0 Jaris (Tabarcia) 11.5 N50ºW Dextral Prominente– moderado Sí Activa 6.3 Corralar 6.4 N20-70ºW Dextral-normal Prominente Sí Activa 6.1 Mina 7.4 N30-80ºW Dextral Moderado No Neotectónica 6.1 San Ignacio 10.2 N30-50ºW Dextral Prominente– moderado Sí Activa 6.3 Bajos de Jorco 15.5 N50°W Dextral Moderado Sí Activa 6.5 Resbalón 12.0 N30-55ºW Dextral Prominen- te-moderado Sí Activa 6.4 Jaris (Monterrey) 10.3 N30-60ºW Dextral-normal Prominente Sí Activa 6.3 C an de la ri a Purires 25.0 N15-30°W Dextral Prominen- te-Moderado Sí Activa 6.7 Candelaria (Túfares) 45.0 N40-60ºW Dextral Prominente No Neotectónica 7.0 Bajo Pérez 12.0 N46°W Dextral-normal Prominente No Neotectónica 6.4 Carmen 32.0 N50°W Dextral Moderado Sí Activa 6.8 Candelaria (Bijagual) 12.5 N50°W Dextral Moderado Sí Activa 6.4 Candelaria (Cañas) 14.0 N45°W Dextral Moderado Sí Activa 6.4 Tabla 1. Características de los sistemas de fallas Jaris y Candelaria. Carolina Fallas-Salazar, et al. | 657 Para complementar el estudio de la sismicidad reciente, se buscó en referencias bibliográficas y en el catálogo de la RSN los sismos que han provocado daños en la zona de estudio desde el inicio del catálogo de la RSN en 1976. Este grupo de sismos consiste de cinco eventos. El arribo de las ondas P y S también fue revisado para estos sismos y luego fueron relocalizados indi- vidualmente usando el programa Hypocenter. Para estos eventos también se buscó el tensor de momento usando el catálogo del Centro Nacional de Información sobre Terremotos (NEIC, por sus siglas en inglés) que es parte del Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS, por sus siglas en inglés). Los cinco eventos históricos fueron luego analizados en conjunto con los sismos relocalizados en HypoDD en este trabajo y con las localizaciones de la secuencia del terremoto de Damas provistas por Pacheco et al. (2006). Finalmente, se calculó el potencial sísmico de las fallas con el método clásico de Wells y Coppersmith (1994), en el que la magnitud momento (Mw) se relaciona con la longitud de ruptura en la superficie (L en km) y para esto se usó la ecuación Mw = 5.16 + 1.12 logL sugerida para fallas desplazamiento de rumbo. Resultados Expresión geomorfológica del fallamiento Sistema de fallas Jaris Este sistema está conformado por al menos nueve fallas de desplazamiento de rumbo dextral con componente normal, con un rumbo general noroeste-sureste, que transcurren a lo largo de 35 km en una zona con un ancho de hasta 6 km. Se infiere con base en la fotointerpretación que todas estas fallas tienen un ángulo de inclinación casi vertical. Se extienden desde el poblado La Palma, al noreste de Puriscal, hasta la comunidad de Higuerón al suroeste de Frailes de Desamparados (Figura 3). Figura 3. Mapa del sistema de fallas Jaris separando los sectores noroeste (NO), central y sureste (SE), con recuadros verdes. Se rotulan los siguientes drenajes con abreviaturas: QMA Quebrada Mata, QMI Quebrada Mina, QMO Quebrada Mónica, QTA Quebrada Tablazo, RCA Río Cañas, RCO Río Conejo, RCR Río Caraigres, RJA Río Jaris, RPI Río Pital, RSE Río Santa Elena y RTR Río Tarrazú y la falla Corralar (FCO). Los recuadros negros señalan las áreas mostradas en las figuras 4A y 5B. El punto F5b denota la localización de la fotografía mostrada en Figura 5B. 658 | Geofísica Internacional (2024) 63-1 Este conjunto de fallas recibe su nombre por ubicarse de forma paralela o a lo largo del valle lineal del río Jaris. El sistema incluye las fallas Jaris, Bajos de Jorco y Resbalón descritas pre- viamente en Arias y Denyer (1990a, 1991b) y Montero y Rojas (2014). La falla Jaris propiamente se divide desde el noroeste al sureste en tres segmentos, denominados en esta investigación: Jaris, Tabarcia y Monterrey. Además, se incorporan las siguien- tes fallas como parte del sistema: Palma, Mina, Corralar y San Ignacio (Figuras 3 y 4, Tabla 1). En este artículo, la descripción del sistema Jaris se presenta dividida en tres sectores: noroeste, central y sureste (Figura 3). El sector noroeste se caracteriza por dos trazas principales denominadas Jaris y Palma, de 6.5 y ~5.8 km de longitud, res- pectivamente; sin embargo, el segmento Jaris posee una longitud mayor pues continúa por otros 7 km en el sector central (Figura 3). En el sector noroeste, la falla Jaris posee una expresión geo- morfológica moderada, con escarpes de hasta 300 m de altura, colinas desplazadas y bermas y sillas de falla. Por su parte, el segmento Palma tiene una expresión de moderada a débil, caracterizada por la alineación de sillas y bermas de falla y por escarpes facetados de 50 m de alto y 700 m de longitud, que miran al suroeste. También se reconocen valles lineales en el río Jaris y en las quebradas Ingenio y Aguacate, en las cercanías de la comunidad de La Palma. El sector central es el más complejo, ya que existen al menos siete trazas distintas distribuidas en una zona de unos 6 km de ancho (Figura 3). Aquí se identificaron los segmentos de fallas: Jaris, Mina, Corralar, Tabarcia, San Ignacio, Bajos de Jorco y Resbalón (Figura 3; Tabla 1). El segmento de falla Jaris posee una expresión prominente a lo largo de 7 km, con evidencias como: bermas, lomos y sillas de falla, colinas y terrazas desplazadas y el desplazamiento dextral de 50 m en la quebrada Mónica y de 70 m en el río Cañas. Además, cerca de la localidad de Corralar se observa un desplazamiento dextral de por lo menos 500 m en el río Tabarcia (Figura 4A). El segmento Tabarcia en su extremo noroeste es subparalelo a la falla Jaris, hasta unirse con dicha falla al sur del poblado de Palmichal. En total posee una longitud de 11.5 km dentro del sector central, pero continúa hacia el sector sureste en el segmento que se denominó Monterrey. El segmento Tabarcia presenta una expresión de prominente a moderada, con marcadores como: bermas, sillas, valles lineales, escarpes, divisorias desviadas, colinas y terrazas desplazadas y facetas triangulares. Además, provoca un desplazamiento dextral de 700 m en los ríos Tabarcia y Jorco (Figura 3). El segmento de falla Corralar presenta una expresión promi- nente de 6.4 km de longitud y está evidenciado por geoformas como: bermas, sillas, escarpes, facetas triangulares y divisorias, colinas y terrazas desplazadas. Además, se reconoció el des- plazamiento dextral de 550 m en el río Cañas, de 400 m en el río Tabarcia (Figura 4A) y de 150 m en las quebradas Mónica y Mina (Figura 3). En la zona del poblado de Corralar (Figura 4), la falla Corralar cambia su rumbo de noroeste a nornoroeste (Figura 4A) propiciando la formación de una zona transtensiva que fue descrita en Montero y Rojas (2014) y que está caracterizada por una zona de depósitos aluviales en medio de la zona montañosa con dimensiones de 2.5 por 0.5 km. La componente normal de la falla en ese sitio se evidencia por una serie de facetas triangulares ubicadas en el lado este de la falla (Figura 4B). El descenso del bloque oeste ha facilitado la acumulación de los depósitos aluviales en esta zona. Adicionalmente, en este sector existe un marcado contraste geológico a ambos lados de la falla con el afloramiento de rocas sedimentarias de edad Mioceno de la Formación Peña Negra del lado noreste y las formaciones volcánicas La Cruz y Grifo Alto de edad Mioceno-Plioceno en el lado suroeste (Figura 4A; Denyer y Arias, 1991b). Por su parte, la falla Mina presenta una expresión de mo- derada a débil a lo largo de 7.4 km de longitud. Este segmento posee geoformas como: bermas, escarpes, sillas, lomos, valles lineales, facetas triangulares, quebradas descabezadas y colinas, terrazas, divisorias y drenajes desplazados, como por ejemplo el desplazamiento dextral de 150 m en la quebrada Mata y de 500 m de la quebrada Mónica (Figura 3). El segmento San Ignacio presenta una expresión de promi- nente a moderada a lo largo de 10.2 km longitud, con marcadores como: bermas, sillas, valles lineales, escarpes, divisorias desvia- das, colinas y terrazas desplazadas y el desplazamiento dextral de 50 m de la quebrada Tablazo y de 300 m del río Jorco (Figura 3). En el sector central también existen los segmentos Bajos de Jorco y Resbalón (Figura 3) con expresión de prominente a moderada y longitud de 15.5 y 4 km respectivamente, sin embargo, la falla Resbalón tiene una longitud mayor pues se ex- tiende por el sector sureste con 8 km adicionales. Las evidencias geomorfológicas de estas dos últimas fallas mencionadas son las siguientes: escarpes, valles, bermas, sillas, colinas y quebradas desplazadas, divisorias desviadas, una quebrada descabezada. También se reconoció un represamiento aluvial en el río Viejo, al noroeste de Bajo Loaiza y el desplazamiento dextral de 150 m de los ríos Viejo, Tabarcia y Jorco por la falla Bajos de Jorco. Por último, en el sector sureste continúa la falla Resbalón por 8 km y la falla Jaris-Monterrey con 10 km de longitud, ambas con una expresión prominente (Figura 3). Uno de los aspectos más notorios del segmento Resbalón es el desplazamiento dextral de 1.5 km del río Candelaria en las proximidades del poblado Mesa (Figura 3). Por su parte, el segmento Jaris-Monterrey corresponde con la continuación al sureste de las fallas Tabarcia y San Ignacio. A lo largo de su traza se encontraron divisorias, colinas y quebradas desplazadas, escarpes y bermas de falla, terrazas desplazadas Carolina Fallas-Salazar, et al. | 659 Figura 4. Neotectónica del sector central de la falla Jaris (Figura 3). A) Mapa de marcadores geomorfológicos en la zona de los poblados Corralar y Palmichal en donde ocurre el levantamiento del bloque este de la falla. Se muestran los siguientes elementos geomorfológicos: BF berma de falla, Cd colina desplazada, Did divisoria desviada, EF escarpe de falla, Ft faceta triangular, Qd quebrada desplazada, Rd río desplazado, SF silla de falla y Td terraza desplazada. Las facetas triangulares se muestran como líneas moradas y los ríos desplazados como una línea azul punteada. La geología es modificada de Denyer y Arias (1990). B) Fotografía tomada desde el punto F4b (Figura 4A) hacia el noreste mostrando tres generaciones de facetas triangulares (líneas moradas) del segmento de falla Corralar. Localidad Marcador geomorfológico Escarpe Valle lineal Depósitos aluviales recientes Unidades volcánicas (Mio-Plioceno) Formación Peña Negra (Mioceno) N Á 9.85° o 500m 1 1 -84.22° -84.20° -84.19° @ ,...,.. D • D D 660 | Geofísica Internacional (2024) 63-1 y adelgazadas, facetas triangulares, una quebrada y un valle descabezados (indicados con abreviaturas en Figuras 5). Este segmento presenta una expresión prominente y al igual que la falla Resbalón, provoca el desplazamiento dextral del río Can- delaria por 4.5 km y a su vez genera gran cantidad de facetas triangulares (Figura 5B). Al noreste de la localidad de Monterrey (Figuras 5A y 6), se reconoce la traza de la falla, principalmente por un escarpe de 100 m de alto, con facetas triangulares y con un pequeño desli- zamiento activo cuya corona tiene 30 m de diámetro (Figuras 6A y 6C). Además, se identificó un valle que ha sido descabezado por el paso de la falla, generando a su vez un desvío hacia la iz- quierda del drenaje de aproximadamente 30 m (Figuras 6A y 6B). En la zona de confluencia de los ríos Tarrazú, Caraigres y Santa Elena, que dan origen al río Candelaria, existe una zona de depósitos aluviales de 0.5 km de ancho en donde se presen- tan al menos tres niveles de terrazas aluviales levantadas que son desplazadas al ser atravesadas por la falla Jaris-Monterrey (marcado con las abreviaturas At y Td en Figuras 5A y 6A,). Esta observación también fue documentada por Montero y Ro- jas (2014) quienes describen que estas terrazas se adelgazan al ser atravesadas por la falla. Finalmente, en este sector, existe el lineamiento de 5 km de longitud, paralelo a la falla Monterrey y ubicado a 1 km al suroeste de esta, que está caracterizado por bermas de falla (falla Monterrey 2 en Figuras 5, 6A y 6C). Sistema de fallas Candelaria Este sistema está formado por al menos seis fallas de des- plazamiento de rumbo dextral con componente normal, con un rumbo general noroeste-sureste, que se extienden a lo largo de 65 km y discurren en una zona de 10 km de ancho, desde el sureste de Orotina hasta el este de los poblados de Damas de Parrita y Cañas (Figura 7A). Con base en la fotointerpretación se deduce que estas fallas tienen un ángulo de inclinación casi vertical, ya que el patrón en superficie es muy lineal. En este artículo, se considera como parte del mismo sistema a las fallas Purires y Candelaria descritas previamente en Arias y Denyer (1990a, 1991b), Montero (2001) y Montero y Rojas (2014). La falla Candelaria se divide en este trabajo en tres segmentos denominados: Túfares, Bijagual y Cañas. Además, se proponen las fallas Bajo Pérez y Carmen (Figura 7A, Tabla 1). Para su descripción, todo este grupo de fallas es separado en dos sectores: noroeste y sureste (Figura 7A) y el detalle de cada lineamiento geomorfológico puede ser consultado en Fallas (2022). El sector noroeste presenta dos trazas principales denomi- nadas Purires y Candelaria-Túfares de 25 y 45 km de longitud, respectivamente. La falla Purires fue descrita por primera vez en Montero y Rojas (2014) como un ramal de la falla Cande- laria debido a que están ubicadas muy cerca una de la otra y muestran una alineación y orientación similar, además de que se conectan entre sí al sureste de Jilgueral (Figura 7A). La falla Purires presenta expresión superficial moderada con marcadores geomorfológicos como: bermas, sillas, escarpes y valles de falla, quebradas descabezadas, divisorias desviadas y el desplazamiento de 700 m del río Grande de Tárcoles, de 300 m en el río San José y de 50 m en las quebradas Salitrillos y Grande. Al noroeste de las localidades de Purires y Jilgueral, la falla Purires consiste de dos trazas paralelas. Al sureste del poblado de Jilgueral las trazas se unen y la falla provoca el desplazamiento de 1.6 km en el río Quivel (Figura 7A) y un lomo de falla. El segmento Túfares de la falla Candelaria se extiende desde Orotina hasta la intersección con la falla Purires. Este segmento tiene una expresión geomorfológica prominente y presenta un marcado contraste topográfico a ambos lados de la traza. Del lado noreste, la pendiente es moderada (10-25) mientras que, del lado suroeste, en donde se encuentran los cerros de Turrubares y La Cangreja, las pendientes son altas (25-38) y existen facetas triangulares que sugieren el levantamiento de ese bloque (Figura 7B). A lo largo del segmento Túfares se observan elementos geomorfológicos como: bermas, sillas, valles y escarpes de falla, colinas desplazadas y desplazamientos dextrales en quebradas y ríos como el Grande de Tárcoles por 800 m y el Turrubares por 100 m. Además, se caracteriza por el valle lineal y el desplaza- miento dextral de 3.7 km en el río Cajón. En el sector sureste del sistema de fallas existen al menos cuatro trazas distintas distribuidas en una zona de unos 4 km de ancho (Figura 7A). Aquí se identificaron los segmentos de falla: Bajo Pérez, Carmen, Candelaria-Bijagual y Candelaria-Cañas (Figura 7A; Tabla 1). En este sector, el segmento de falla Bajo Pérez presenta una expresión prominente a lo largo de sus 12 km de longitud y posee geoformas como: el valle lineal en el río Candelaria, bermas, sillas y el desplazamiento dextral de 200 m en el río Parritilla. En un afloramiento en el campo (P en Figura 7A) se midió la orientación de una falla cortando la unidad de basaltos del Cretácico-Paleógeno del complejo de Nicoya (Denyer y Arias, 1991b). El plano de falla posee un rumbo de N46°W, una dirección de buzamiento S44°W y un ángulo de inclinación de 77° que coincide con la orientación de la falla Candelaria en ese sector (Tabla 1). Desafortunadamente, no se encontraron depósitos del Holoceno afectados por fallamiento y por esta razón, no se puede discriminar si la falla observada corresponde con una traza activa de la falla Candelaria. La falla Carmen tiene una expresión geomorfológica mode- rada, una longitud de 32 km y presenta los siguientes marcadores geomorfológicos: bermas y sillas de falla y colinas desplazadas (Figura 7C), además de valles de falla, divisorias desplazadas, Carolina Fallas-Salazar, et al. | 661 Figura 5. Neotectónica del sector sureste de la falla Jaris (Figura 3). A) Mapa de marcadores geomorfológicos en la zona de Monterrey. Se marcan los elementos geomorfológicos: At: adelgazamiento de terraza, BF berma de falla, Cd: colinas desplazadas, Did divisoria desviada, Dm drenaje meándrico, EF escarpe de falla, Ft faceta triangular, Qd quebrada desplazada, Qdes quebrada descabezada, Td terraza desplazada y Vdes: valle descabezado. Las facetas triangulares se muestran como líneas moradas. El recuadro negro señala el área mostrada en Figura 6A. Los puntos F6b y F6c denotan la localización de las fotografías mostradas en Figuras 6B y 6C. B) Fotografía tomada desde el punto F5b marcado en Figura 3 hacia el suroeste, mostrando las facetas triangulares de la falla Jaris-Monterrey (líneas moradas). Marcador geomorfológico Escarpe Terrazas ; 1 o • B 500m - -84.11° Figura 6 • F6c -84.10° / D f I _. NO 662 | Geofísica Internacional (2024) 63-1 escarpes facetados, el desplazamiento dextral de 75 m en el río Parritilla, 7 km en el río Pirrís y 3 km en el río Palo Seco y el desvío izquierdo de los ríos Negro y Paquita. La parte sureste de la falla Candelaria presentan una expre- sión superficial moderada y se divide en los segmentos Bijagual y Cañas, con longitudes de 12.5 y 14 km, respectivamente. El segmento Bijagual transcurre desde la unión entre los segmentos Túfares y Purires hasta la intersección entre los segmentos Cañas y Carmen. Este segmento se caracteriza por: bermas, sillas, es- carpes y valles de falla, colinas, terrazas y divisorias desplazadas y el desplazamiento dextral de 100 m en las quebradas Estrella, Guatuso y Bejuco (Figura 7A) y de 1.7 km del río Parritilla y de 1.5 km en el río Pirrís (Figura 7C). Además, la falla transcurre por 8 km a lo largo del río Grande de Candelaria. Por último, el segmento Cañas es la traza ubicada más al sureste de la falla Candelaria y presenta geoformas como: bermas y sillas de falla, divisorias y colinas desplazadas y el desplazamiento dextral de 1 km en el río Palo Seco, de 50 m en Figura 6. Neotectónica del sector sureste de la falla Jaris (Figura 5A). A) Ortofoto del 2017, proveniente del OGC (Open Geospatial Con- sortium) a través del geoportal del SNIT del IGN, mostrando la interpretación de marcadores geomorfológicos en la zona de Monterrey: At: adelgazamiento de terraza, BF berma de falla, Dm drenaje meándrico, EF escarpe de falla, Ft faceta triangular, Qdes quebrada descabezada, Td terraza desplazada y Vdes: valle descabezado. Se señala un deslizamiento con línea café, las facetas triangulares con líneas moradas, una quebrada descabezada con línea celeste y un valle descabezado con líneas anaranjadas. B) Fotografía tomada desde el punto F6b (Figura 5A) hacia el suroeste, mostrando un valle descabezado (línea amarilla, Vdes) y una quebrada descabezada de la falla Jaris-Monterrey (línea celeste, Qdes). C) Fotografía tomada desde el punto F6c (Figura 5A) hacia el suroeste, mostrando para la falla Jaris-Monterrey: facetas trian- gulares (líneas moradas, Ft), una berma de falla (BF) y un deslizamiento (Desl) y para el ramal Monterrey 2 (FMO2) una berma de falla (BF). Carolina Fallas-Salazar, et al. | 663 Figura 7.A) Mapa del sistema de fallas Candelaria separando los sectores noroeste (NO) y sureste (SE). Se muestra las siguientes abrevia- turas: QBE Quebrada Bejuco, QES Quebrada Estrella, QGR Quebrada Grande, QGU Quebrada Guatuso, QSA Quebrada Salitrillos, RGT Grande de Tárcoles, RTU Turrubares, RTRR Turrubaritos, RSJ San José, RQUI Quivel y RPS Palo Seco. Además, se rotula la falla Bajo Pérez (FBP). Se rotula el punto P en donde se realizó una medición del plano de falla. B) Fotografía tomada desde el punto F7b (Figura 7A) hacia el suroeste, mostrando facetas triangulares (Ft, líneas moradas) del segmento de falla Candelaria-Túfares y un sector donde ocurre un cambio de pendiente al noreste del cerro La Cangreja. C) Fotografía tomada desde el punto F7c marcado en Figura 7A) hacia el sureste, señalando algunos marcadores geomorfológicos de los segmentos de falla Candelaria-Bijagual y Carmen mostrando una silla de falla (SF), berma de falla (BF), colina desplazada (Cd), río Pirrís desplazado (Rd) y un valle de falla (VF). A Delicias @ Océano Pacífico o 1 10km 1 9.85° Sector SE 9.67º 9.49° 664 | Geofísica Internacional (2024) 63-1 el río Damas, de 100 m en el río Cañas y de 1 km en el Savegre, todos ubicados en la cercanía del poblado Cañas (Figura 7A). Sismicidad del 2011-2020 Los 485 sismos localizados con el programa Hypocenter que sucedieron entre enero del 2011 y agosto del 2020 se caracterizan por presentar magnitudes Mw de entre 1.7 y 4.9 y profundidades entre 1 y 30 km (Figura 8). Los errores promedio estimados en estas localizaciones son: 1.6 km en latitud, 3.0 km en longitud y 4.9 km en profundidad. Los años con la mayor cantidad de sismos localizados fueron el 2014 (93 sismos) y el 2015 (78 sismos). Por otro lado, los años 2011, 2012 y 2013 tuvieron la menor cantidad de sismos localizados, con sólo 8, 30 y 7 res- pectivamente. Esto podría deberse a que a partir del año 2014 la RSN aumentó significativamente su número de estaciones en la parte central del país, permitiendo registrar y localizar con calidad óptima una mayor cantidad de sismos. La mayoría de los sismos localizados no corresponden con secuencias sísmicas (i.e. sismo principal, premonitores y réplicas) o con enjambres (i.e. grupos de sismos de magnitud similar ubicados en la misma región geográfica durante un rango de tiempo corto). En su lugar, la actividad sísmica se podría describir como sismicidad de fondo, sin una relación temporal entre eventos. Solo 52 sismos se relacionan con secuencias sísmicas de los tres eventos de mayor tamaño, ocurridos el 7 Figura 8. Sismicidad localizada con el programa Hypocenter entre enero del 2011 y agosto del 2020. A) Mapa epicentral con indicación de la profundidad de acuerdo con el color señalado. Las estaciones sismológicas están representadas como cuadros grises. Se rotulan las fallas Jaris (FJ) y Candelaria (FC). Las líneas discontinuas engloban las tres zonas de sismicidad descritas en el texto. B) Perfil de hipocentros con dirección norte-sur. C) Perfil de hipocentros con dirección este-oeste. Simbología Profundidad (km) 0-10 10-20 20-30 Localidad A 9.6° º e o 0o • • □ □ r--7 Skm□ ó) 1 0 i;:i. ,' □ Desatnl}i~ 1d°ti ------- ... ~ @ o '-~ ', , º• • • 9.5°- 1 o o 1 1 10 20 Profundidad (km) o o • @ 30 Carolina Fallas-Salazar, et al. | 665 de agosto del 2014 (Mw 4.9), el 5 de julio del 2020 (Mw 4.8) y el 27 de julio del 2018 (Mw 4.5; Tabla 1). Con respecto a la magnitud, la mayoría de los sismos (464) tuvieron una Mw menor a 3.4 y solo 21 una Mw entre 3.5 y 4.9. Por profundidad, la mayoría (40% del total) de los hipocentros se ubicaron en un rango entre 18 y 25 km y luego entre 5 y 12 km (30% del total), mostrando dos zonas sismogénicas dentro de la corteza a esas profundidades (Figura 8). Geográficamente, los sismos localizados se distribuyen es- pacialmente en tres sectores (Figura 8A) que no corresponden exactamente con la ubicación de las tres secuencias sísmicas mencionadas. Esos sectores son al noroeste de Puriscal, al oeste de Frailes y entre los poblados de Llano Bonito y Bijagual. La tendencia general de los epicentros cercanos a la localidad de Puriscal es noreste-suroeste, no obstante, en la geomorfología no se observó lineamientos con esa orientación en ese sector. Aunque la localización general de estos epicentros no coincide con el rumbo general de los sistemas de fallas Picagres y Zapote (Figuras 2 y 8A), no se descarta que parte de esta sismicidad haya sido originada por esas fallas o en fallas ciegas de rumbo nores- te-suroeste. La sismicidad de esta zona se caracteriza también por ser muy superficial, con profundidades usualmente menores a 10 km (Figura 8A) y con un promedio de 8 km. La sismicidad en las proximidades de Frailes tiene una ten- dencia general noroeste-sureste (Figura 8A). Estos epicentros coinciden o discurren de forma paralela al sistema de falla Jaris, por lo que proponemos que esta sismicidad está principalmente asociada con ese fallamiento. Cerca de la localidad de Frailes, los epicentros se localizan entre 0 y 5 km al noreste de las trazas de las fallas, lo que sugiere que el fallamiento se inclina en esa dirección coincidiendo también con la inclinación de los planos nodales de los mecanismos focales indicados en la siguiente sección. Los hipocentros a lo largo del sistema de fallas Jaris se encuentran entre 5 y 15 km de profundidad y son en general más profundos (promedio 12 km) que los de la zona de Puriscal. Finalmente, en el sector de Llano Bonito y Bijagual, la sismicidad se concentra en una zona de 15 por 20 km, sin una tendencia particular (Figura 8A). Es aquí donde se localizaron la mayor cantidad de sismos de este estudio (120 eventos). En este sector coexisten las fallas del sistema Candelaria y Delicias (Montero et al., 1998; Figuras 2 y 8A) por lo que la sismicidad podría ser atribuida a ambos sistemas. Esta zona contiene los sismos más profundos, con hipocentros usualmente entre 10 y 30 km, para un promedio de 20 km. En esta zona además los sismos con hipocentros menores a 10 km son muy escasos. Una observación relevante es la ausencia de sismicidad en una zona de unos 35 km a lo largo de la mitad noroeste de la falla Candelaria durante el periodo de tiempo estudiado del 2011 al 2020 (Figura 8A). Por las características de la red de estaciones de la RSN en el periodo analizado, se descarta que la falta de cobertura sea la causa de este vacío sísmico para ese sector. La ausencia de sismicidad en el noroeste de la falla Candelaria durante este periodo de tiempo podría significar que este sector presenta un deslizamiento asísmico, o bien, que se encuentra en un momento del ciclo sísmico en el que no está ocurriendo sismicidad luego de haber presentado sismicidad en décadas previas. Montero y Rojas (2014) sugieren que algunos sismos durante la secuencia de Puriscal de 1990 pudieron haber sido originados en la falla Candelaria, no obstante, la calidad de las localizaciones en esa época no era óptima y esa sismicidad podría estar asociada con otros sistemas de fallas cercanos. Los perfiles de la sismicidad (Figuras 8B y 8C) permiten visualizar claramente que el sector norte del área estudiada (al norte de latitud 9.7°) no posee hipocentros con profundidades mayores a 12 km, sino que los sismos son muy superficiales, entre 3 y 12 km (Figura 8B). Por otro lado, la zona al sur de latitud 9.7° posee una menor cantidad de sismicidad superficial y la mayoría de los hipocentros ocurren en un rango entre 15 y 30 km. Este patrón observado en la sismicidad en profundidad podría significar que las fallas en el sector sur cortan partes más profundas de la corteza, en comparación con el sector norte, en donde las fallas podrían ser más someras. Sismicidad histórica y mecanismos focales En la vecindad de las fallas Jaris y Candelaria han ocurrido cinco sismos con reportes de daños en las localidades de la zona de estudio (Tabla 2; Figura 9): el sismo de Los Santos del 26 de febrero de 1989 (Mw 5.4; Barquero et al., 1989), el sismo de Puriscal del 30 de junio de 1990 (Mw 5.5; Barquero y Boschini, 1991), el Terremoto de Piedras Negras del 22 de diciembre 1990 (Mw 6.0; Montero y Rojas, 2014), el sismo de Frailes del 9 de agosto de 1991 (Mw 5.2; Barquero et al., 1991) y el Terremoto de Damas del 20 de noviembre del 2004, (Mw 6.4; Pacheco et al., 2006). Los mecanismos focales para los cuatro eventos de 1989-1991 (Tabla 2; Figura 9) corresponden con fallas de desplazamiento de rumbo puro, mientras que el del terremoto de Damas del 2004 es oblicuo con una componente normal (Pacheco et al., 2006). Tomando en cuenta su mecanismo focal y la ubicación de los sismos con respecto de las fallas cartografiadas, se ha asociado el sismo de Puriscal de 1990 con la falla Purires (Montero y Rojas, 2014), el terremoto de Piedras Negras con la falla Picagres y el sismo de Frailes de 1991 con la falla Navarro (Montero et al., 2016). El sismo de Los Santos de 1989 no ha sido determinado claramente en la literatura (e.g., Barquero et al., 1989; Montero, 2001; Campos-Durán et al., 2021), no obstante, el epicentro relocalizado con los registros de la RSN se ubica 5 km al noreste 666 | Geofísica Internacional (2024) 63-1 de la falla Candelaria y 1 km al noroeste de la falla Delicias, por lo que no se descarta que esté asociado con alguna de estas estructuras. Finalmente, el origen del terremoto de Damas del 2004 no se ha establecido en una falla particular en la literatura y se detallará más adelante en este trabajo. De los sismos localizados en el periodo 2011-2020, se cal- cularon 15 mecanismos focales de alta calidad (Figura 9; Tabla 2). Se obtuvieron 10 soluciones de desplazamiento de rumbo puro (Figura 9, color gris) y de estas, cuatro corresponden con sismos ubicados al noreste de la traza de la falla Jaris (números 9, 10, 11 y 15) por lo que se considera que se originaron en ese sistema. Además, el plano nodal con rumbo noroeste-sureste de tipo dextral, coincide para estos casos con la falla Jaris (Tabla 2). El sismo del 27 de julio del 2018 (Tabla 2 y Figura 9, número 10), que corresponde con el tercer sismo de mayor magnitud (4.5 Mw) analizado en este trabajo, también fue estudiado por Campos-Durán et al. (2021) quienes determinaron el tensor de momento del centroide (CMT), usando estaciones de la red sismográfica de la Universidad Nacional de Costa Rica (UNA). Nuestros resultados para ese mecanismo focal coinciden con dicho estudio y con la interpretación de que el plano nodal más favorable para el origen del sismo es el de rumbo noroeste-sureste de tipo dextral y con alto ángulo de inclinación (76°). No obstan- te, en la zona exacta del epicentro no se encontraron evidencias geomorfológicas de una traza de falla, pero al encontrarse esta sismicidad a sólo 3 km de la falla Jaris-Monterrey, sugerimos que está asociado con dicho sistema de fallas, ya que coincide con su orientación y tipo de movimiento. Para otros tres mecanismos focales de desplazamiento de rumbo (números 4, 13 y 14), también se prefiere el plano nodal noroeste-sureste de tipo dextral para explicar el origen del sismo. Uno de estos eventos tiene su epicentro al noreste de Puriscal (Figura 9, número 13) cerca de la falla Picagres y del terremoto de Piedras Negras (Montero y Rojas, 2014; Figuras 3 y 9) por lo que se considera originado en esa falla. Otros dos eventos (Figura 9, números 4 y 14) se localizan al noroeste de la falla Purires y cerca del epicentro del sismo de Puriscal de 1990 (Montero y Rojas, 2014; Figuras 3 y 9). Ambos casos se asocian con la Identi- ficador Fecha Hora UTC Lat. (°) Long. (°) Prof. (km) Mw Rumbo 1 (°) Buz. 1 (°) Rake 1 (°) Rumbo 2 (°) Buz. 2 (°) Rake 2 (°) Santos 1989/02/26 12:21 9.67 -84.18 15.7 5.4 251 80 6 160 84 170 Puriscal 1990/06/30 14:51 9.88 -84.39 20.1 5.5 61 69 -26 161 66 -157 P.Negras 1990/12/22 17:27 9.89 -84.33 5.8 6.0 57 89 -23 147 67 -179 Frailes 1991/08/09 9:33 9.77 -84.05 5.1 5.2 158 90 -180 68 90 0 Damas 2004/20/11 8:07 9.53 -84.21 23.3 6.4 208 44 -18 311 78 -133 1 2014/08/07 8:50 9.66 -84.21 21.1 4.9 209 41 -40 332 64 -124 2 2015/02/04 8:10 9.70 -84.18 15 3.6 277 38 -46 357 63 -118 3 2015/04/30 8:50 9.66 -84.21 19.2 3.4 230 33 -23 341 77 -121 4 2015/10/02 10:41 9.85 -84.37 3 3.9 55 90 10 325 80 -180 5 2015/12/16 21:01 9.69 -84.05 22.1 3.4 247 44 -21 353 75 -132 6 2016/01/12 8:15 9.59 -84.11 21.9 3.8 198 36 -13 299 82 -125 7 2016/07/27 10:50 9.67 -84.39 22.2 4.2 66 71 -23 164 67 -159 8 2018/04/16 7:47 9.69 -84.17 14.5 3.3 226 69 -12 320 78 -158 9 2018/07/27 15:33 9.78 -84.09 12.5 3.9 233 77 -15 326 74 -167 10 2018/07/27 17:50 9.79 -84.10 12.5 4.5 237 85 -16 328 76 -175 11 2018/09/04 15:53 9.78 -84.09 12.3 3.4 237 76 -26 334 64 -164 12 2019/09/04 6:22 9.69 -84.18 15 3.7 233 53 16 133 77 141 13 2020/03/29 5:19 9.87 -84.30 9.6 3.2 218 75 1 128 88 165 14 2020/07/05 9:39 9.86 -84.39 7.1 4.8 233 83 -28 327 61 -171 15 2020/07/12 22:24 9.75 -84.07 10.1 3.4 83 65 38 334 56 -149 Tabla 2. Mecanismos focales usados en esta investigación. Las localizaciones de todos los sismos fueron determinadas en esta investigación. Los mecanismos focales de los sismos de los años 1989-1991 se tomaron del catálogo del NEIC (USGS, s.f.) y el terremoto del 2004 de Pacheco et al. (2006). El resto de mecanismos, numerados del 1 al 15, fueron determinados en este trabajo. Se resalta en negrita el plano nodal seleccionado como origen del sismo cuando pudo ser determinado. Carolina Fallas-Salazar, et al. | 667 falla Purires y uno de estos, el sismo del 5 de julio del 2020, es el segundo en magnitud (4.8 Mw) analizado en este estudio. Por su ubicación epicentral, tres sismos con mecanismos focales de desplazamiento de rumbo podrían corresponder con eventos originados en el plano nodal noreste-suroeste de tipo sinestral y relacionarse con fallas no estudiadas en esta investi- gación (Figura 3), como las fallas Tulín (Figura 9, número 7) y Delicias (Figura 9, números 8 y 12). Cuatro sismos con mecanismo focal de falla normal con componente de rumbo (Figura 9, números 1, 2, 3 y 5) se sitúan en el conjunto de sismos entre las fallas Jaris y Candelaria. Estos sismos tienen hipocentros con profundidad de entre 15 y 21 km y cada uno posee dos opciones de planos nodales: uno con rumbo noreste-suroeste y otro nornoroeste-sursureste (rumbos 1 y 2 en Tabla 2). Uno de estos sismos, ocurrido el 7 de agosto del 2014 (Tabla 1, Figura 9, número 1), corresponde con el sismo de mayor magnitud de esta investigación (Mw 4.9). El mecanismo focal determinado para este evento coincide con el presentado por Campos-Durán et al. (2021), quienes no lo aso- cian con una falla en específico. Aunque existe cierta tendencia Figura 9. Relación entre el fallamiento propuesto en esta investigación (líneas rojas) y otras fallas (líneas negras, Rodríguez, 2017) con los mecanismos focales. Los círculos amarillos corresponden con los sismos históricos (Tabla 2). El resto de los círculos son los eventos localizados con el programa Hypocenter, resaltando en rojo los eventos a los que se les calculó un mecanismo focal y cuyos números están referidos en el Tabla 2. Los mecanismos focales están coloreados según el tipo de falla: gris para desplazamiento de rumbo puro, azul para falla normal y verde para oblicua con un plano dextral-normal. Los mecanismos focales señalados con un borde de mayor grosor y con in- dicación de la fecha corresponden con los sismos históricos (Tabla 2). La estrella señala el epicentro del terremoto de Damas del 2004 (Mw 6.4) relocalizada en este trabajo. Las estaciones sismológicas están representadas como cuadros grises. o 1 5 10km -84.3º □ • Dic-1990 Océano Pacífico □ -84.1 ° □ □ -84.0º □ □ □ □ Desa~ p~i • ~ 9.94º .77º • - - 991 □ •• 5 ••• ~ .... • • • • .. 9.58º • •• ' 6 • " • • • 9.40º 668 | Geofísica Internacional (2024) 63-1 noreste-sureste en la sismicidad localizada en ese sector, la falta de lineamientos geomorfológicos con evidencias de fallamiento normal no permite determinar un plano nodal favorito para explicar el origen de estos sismos que también podrían haberse generado en fallas ciegas. Finalmente, se calculó un mecanismo focal oblicuo (Figura 9, número 6), con un plano nodal de rumbo noroeste-sureste de tipo dextral-normal y un plano nodal de rumbo noreste-suroeste de tipo sinestral. El epicentro de este sismo se ubica a 3 y 10 km al noreste de las trazas de los segmentos Carmen y Cañas, res- pectivamente. El primer plano nodal coincide con el rumbo de las trazas de ambos segmentos por lo que se podría asociar con alguna de estas fallas o con una falla ciega paralela. Este sismo posee un mecanismo focal muy similar al del terremoto de Da- mas del 2004 (Figura 9) y además ocurrió a una profundidad de 22 km, similar a la de dicho terremoto (23 km). Grado de actividad del fallamiento y potencial sísmico Con base en la integración del estudio geomorfológico, geológico y de sismicidad y los hallazgos de referencias previas, se propone el grado de actividad de cada uno de los segmentos de los sistemas de fallas Jaris y Candelaria (Tabla 2). Para el sistema Jaris se estima que ocho de los nueve segmentos son fallas activas, por considerarse que existe suficiente evidencia geomorfológica y sismicidad sobre o muy cerca de cada uno de estos segmentos. Las fallas tienen longitudes de entre 5.8 km (Palma) y 15.5 (Bajos de Jorco), lo que implica un potencial sísmico con Mw de entre 6.0 y 6.5. La ruptura total de extremo a extremo en el sistema de falla Jaris (~35 km), implicaría un terremoto de Mw 6.9. Para el sistema Candelaria se considera que cuatro de los seis segmentos son fallas activas. Los segmentos Túfares y Bajo Pérez, aunque poseen una expresión geomorfológica prominente, no presentaron sismicidad durante el periodo observado. Las fallas del sistema Candelaria tienen longitudes de entre 12 km (Bajo Pérez) y 45 km (Túfares), por lo que el potencial sísmico podría variar entre Mw 6.4 y 7.0. Una ruptura total del sistema de fallas de extremo a extremo (~65 km) significaría un terre- moto de Mw 7.2. Discusión ¿Es la falla Candelaria el origen del terremoto de Damas del 2004? Usualmente, los sismos destructivos con Mw > 6.0 en la zona del Pacífico Central de Costa Rica se originan en la zona sismogénica interplacas debido a la subducción de la placa Coco. No obstante, el 20 de noviembre del 2004 ocurrió un terremoto de Mw 6.4 con un origen distinto, dentro de la corteza de la placa superior (Figuras 9 y 10, estrella amarilla). Este evento, conocido como el terremoto de Damas de Parrita, causó ocho muertes y daños considerables en la zona epicentral, en donde alcanzó la intensidad de VII en la escala Mercalli Modificada (Barquero y Rojas, 2004). Tres estudios diferentes sobre este sismo (Barquero y Rojas, 2004; Pacheco et al., 2006; Quintero et al., 2019) coinciden en que el origen del terremoto fue en una falla cortical, pero ninguno lo asocian directamente con estructuras reconocibles en la superficie. Según Barquero y Rojas (2004), el origen se relacionó con una falla en la parte profunda de la corteza que tendría una dirección norte-sur y un ángulo de inclinación de 45º al oeste, no obstante, esta interpretación se basó meramente en la distribución de los hipocentros. Pacheco et al. (2006) coinciden en que este terremoto ocurrió en la corteza inferior. El mecanismo focal estimado por estos autores tiene un plano nodal con rumbo noreste de tipo sinestral y otro de rumbo noroeste de tipo dextral (Tabla 2; Figura 9), los cuales son similares a los calculados por el NEIC (rumbo 204, inclinación 49 y rake -16 del plano 1 y rumbo 305, incli- nación 78 y rake -138 del plano 2). A pesar de esto, los autores no distinguen cuál de los dos planos nodales describe mejor el origen del terremoto. Por su parte, Quintero et al. (2019) sí establecen una preferencia con base en la distribución de las réplicas y atribuyen el origen de este sismo a una falla con un rumbo nornoroeste-sursureste y con un ángulo de buzamiento de 77° hacia el noreste. La relocalización de la secuencia del terremoto de Damas registrada por la RSN y realizada como parte de esta investiga- ción (Figura 10), muestra una distribución muy similar a la de Pacheco et al. (2006) y Quintero et al. (2019). Los epicentros se encuentran distribuidos en una zona con forma casi rectangular, con dimensiones 12 por 15 km, que tiende a ser más alargada en el sentido noroeste-sureste y que colinda con las trazas del sistema de falla Candelaria (Figura 10B). Los hipocentros en su mayoría tienen profundidades entre 15 y 25 km, pero también existe sismicidad más somera hasta la superficie. En un perfil transversal a la falla Candelaria (Figura 10A), los hipocentros muestran una tendencia general que se inclina ~80° hacia el noreste (Figuras 10C y 10D). Arroyo et al. (2014) realizaron un estudio de tomografía con sismos locales en la zona del Pacífico Central. La superposición de la sismicidad relocalizada en la imagen tomográfica muestra que la secuencia del terremoto de Damas ocurre directamente sobre una anomalía de bajas velocidades detectada en ese estudio (Figura 10B). Apoyados en varias herramientas para evaluar la Carolina Fallas-Salazar, et al. | 669 Figura 10. A) Mapa de ubicación de las fallas estudiadas (rojo) con respecto de la fosa Mesoamericana (FMA) y de los perfiles mostrados en esta figura. La estrella amarilla muestra el terremoto de Damas del 2004 (Mw 6.4). B) Mapa de las fallas estudiadas (líneas rojas) y la sismicidad relocalizada con hypoDD. Los círculos rojos son los sismos asociados con las fallas estudiadas y los grises los asociados con otras fallas (líneas negras) y/o con fallas ciegas o aún no descritas. Los círculos vacíos muestran la sismicidad localizada por Pacheco et al. (2006) para el terremoto de Damas. Las estaciones sismológicas están representadas como cuadros grises. El hipocentro del terremoto de Damas se muestra como una estrella amarilla según este estudio y como un hexágono amarillo según Pacheco et al. (2006). C) Perfil tomográfico X-Y tomado de Arroyo et al. (2014) en el que se sobrepone la sismicidad relocalizada (círculos verdes) asociada con el terremoto de Damas. El recuadro representa la zona mostrada en la parte D. Las abreviaturas FCS y FCA son para las fallas Cañas y Carmen del sistema Candelaria. Además, se muestra el techo de la placa Coco según Lücke y Arroyo (2015) y una interpretación de las fallas en profundidad (líneas discon- tinuas) y de la falla ciega que ocasionó el terremoto de Damas. Se señala en rojo la anomalía tomográfica mencionada en el texto. D) Detalle de la zona hipocentral del terremoto de Damas, mostrando la sismicidad de Pacheco et al. (2006) como círculos vacíos. Los símbolos son los mismos de la parte C y el hipocentro del sismo del 2016 (número 6 en Tabla 2) se muestra como un círculo amarillo. B Orotina □ •• FCS FCA 80 ~::;::;::;::;::;::;::;:::;::;::;:¡l.::;:::;::;:;:..~--r-.....;:::;:.¡,-4-..l-,...,L......-,...... ...... ,..;.., o 20 40 60 - 25 - 20 -1 5 -10 - 5 o 5 10 15 20 25 % de cambio de Vp relativo a modelo inicial □ Sabanillas @ □ □ ~esamparados ~ "),. @ □ ~\G~ - -,.~ • / -~ Lla'!o • •• ........ '~ . ,t . -~ ., . • 9.58° 1 1 1 1 1 • 1 10 • 1 20 0 2016 Mw3,8 ? 30 P¡él CqC ºco 40 o 10 20 30 40 50 (km 670 | Geofísica Internacional (2024) 63-1 calidad y la resolución de la tomografía, Arroyo et al. (2014) interpretaron dicha anomalía como evidencia de la subducción de un monte submarino. Estos rasgos batimétricos cubren el 40% del piso oceánico del Pacífico Central, siendo los más notables el Levantamiento de Fisher y el Plateau de Quepos (Figuras 1; von Huene et al., 2000). Del perfil tomográfico (Figura 10B) se puede interpretar que la secuencia de Damas ocurre totalmente en la placa superior, en una falla que parece cortar la totalidad de la corteza, desde la zona sismogénica interplacas hasta la superficie. Siguiendo la interpretación de que la anomalía de velocidades corresponde con un monte submarino subducido, ubicado inmediatamente debajo de la sismicidad, inferimos que la rugosidad del piso oceánico que se subduce tiene un impacto profuso en la deformación de la placa superior en el antearco, propiciando el fallamiento desde la parte inferior de la corteza. La deformación producida en el antearco interno por la presencia de montes submarinos en la zona interplacas ha sido ampliamente documentada en varios estudios neotectónicos (Gardner et al., 2001; Sak et al., 2009; Morell, 2016). Una comparación entre la sismicidad de la RSN relocali- zada en este estudio y la de Pacheco et al. (2006) muestra que la mayor parte de la sismicidad coincide geográficamente. La localización del sismo principal es en ambos casos muy similar, con un hipocentro a profundidad de ~23 km y con un epicentro a una distancia de 2 km el uno del otro (Figura 10B). Al igual que nuestros resultados, el estudio de Pacheco et al. (2006) muestra que la mayoría de los hipocentros se ubican entre 15 y 25 km de profundidad, pero la sismicidad registrada por la RSN contiene más eventos someros. La distribución de las réplicas relocalizadas muestra una tendencia de rumbo noroeste-sureste y un ángulo de inclinación casi vertical que concuerda con uno de los planos nodales de- terminados tanto por Pacheco et al. (2006) como por el NEIC (United States Geological Survey [USGS], s.f.). Por otro lado, las réplicas no coinciden con el otro plano nodal de rumbo noreste-suroeste y de solo 44° de inclinación, por lo que ese plano nodal se descarta como posible origen del terremoto. El plano nodal que sí coincide con la distribución de las réplicas también es consistente con el rumbo noroeste-sureste y el sentido de movimiento dextral-normal del sistema de fallas Candelaria. La falla reconocida en superficie más próxima a la secuencia de Damas del 2004 es la falla Candelaria, la cual es justamente una de las fallas más largas (65 km) y de expresión más promi- nente en el Pacífico Central. El epicentro del sismo principal relocalizado en este estudio se ubica 6 km al suroeste del seg- mento Cañas, mientras que el resultado de Pacheco et al. (2006) a sólo 4 km. La zona de réplicas cubre un área ubicada entre 1 y 12 km al suroeste de la traza de la falla mencionada (Figura 10B). Debido a que los errores promedio estimados en nuestras localizaciones (1.6 km en latitud, 3.0 km en longitud y 4.9 km en profundidad) son menores a esas distancias, no se puede concluir con los datos actuales que el terremoto haya ocurrido en uno de los segmentos de falla del sistema Candelaria que tienen expresión superficial. Sin embargo, la proximidad geográfica entre el hipocentro y la falla más larga y prominente de la zona nos permite sugerir que sí existe conexión entre este sistema de fallas y el terremoto de Damas. Tal y como se ha descrito en secciones anteriores, los sistemas de fallas en esta zona del antearco están compuestos por una serie de trazas paralelas, con el mismo sentido de movimiento, sepa- radas a pocos kilómetros unas de las otras. De manera análoga, proponemos entonces que existen otros segmentos del sistema de falla Candelaria que no tienen expresión superficial y que ocasionaron la sismicidad del 2004 (Figura 10D). De ser así, el sistema de falla Candelaria tendría un segmento ciego y paralelo al denominado Cañas, pero ubicado ligeramente al suroeste, que ocasionó la ruptura del terremoto del 2004 (Figura 10D). Esta sería una manera de explicar por qué la distribución de las répli- cas y el mecanismo focal sí coinciden con la geometría y sentido de movimiento de la falla Candelaria, aunque la secuencia no está ubicada exactamente en la traza de las fallas reconocidas. Significado tectónico El rasgo tectónico más importante del sector Pacífico de Costa Rica es la subducción de la placa Coco junto con la cordillera submarina del mismo nombre (Figura 1). Se ha estimado que la corteza engrosada de la cordillera submarina Coco arribó a la fosa Mesoamericana entre el Plioceno Superior (Morell, 2015) y el Pleistoceno Inferior (Vannucchi et al., 2013). La subducción de esta corteza engrosada bajo el sureste de Costa Rica ha sido ampliamente citada para explicar las peculiaridades que posee el istmo centroamericano en ese sector, como el rápido levanta- miento de la cordillera de Talamanca y el cese del volcanismo durante el Pleistoceno (e.g., Gräfe et al., 2002; MacMillan Gans y Alvarado, 2004). La deformación en las placas superiores también ha sido explicada en términos de la subducción de la cordillera subma- rina Coco por su papel de indentador tectónico. Por ejemplo, se ha explicado que el origen del CDCCR tiene relación con la indentación de la cordillera Coco (Montero, 1994; Marshall et al., 2000; Montero, 2001). En forma similar, el escape tectónico hacia el noroeste del Bloque Antearco Centroamericano con una velocidad de 11 mm/año (Feng et al., 2012; Figura 1) también ha sido atribuido a la indentación. Incluso el arreglo de fallas neotectónicas de la península de Nicoya se ha explicado como parte de ese mismo proceso (Montero et al., 2017). Carolina Fallas-Salazar, et al. | 671 Un ejemplo clásico de indentación a nivel global, es la co- lisión/subducción entre la India y el continente asiático (Figura 11A). En esta zona del planeta ocurrió la migración de la India desde finales del Cretácico aproximándose hacia Asia (Molnar y Tapponnier, 1975), de forma que los fragmentos de corteza oceánica que tenía por delante eran subducidos y se generó un arco volcánico continental. Finalmente, las dos masas conti- nentales chocaron durante el Mioceno por lo que la subducción cesó, finalizó la actividad volcánica y se formaron las grandes cadenas montañosas del Himalaya (Molnar y Tapponnier, 1975). Tapponnier et al. (1982), mediante experimentos con bloques de plastilina, reprodujeron en el laboratorio ese caso particular de indentación comprobando cómo esta colisión desenlaza en el escape o extrusión de bloques continentales facilitados por gran- des fallas, como la falla Sagaing de tipo dextral que transcurre por Myanmar y Tailandia (Figura 11A; Tsutsumi y Sato, 2009) y la falla del Río Rojo, también de tipo dextral, que se extiende por el sureste de China (Figura 11A; Molnar y Tapponnier, 1975; Tapponnier y Molnar , 1977; Shi et al., 2018). Aunque el caso de indentación del sureste asiático diverge del de Costa Rica en aspectos como las dimensiones del indentador, la magnitud de los desplazamientos y la edad de los procesos, sí se asemeja en el concepto básico de un indentador más rígido aproximándose e interactuando con una zona de subducción. Tal como ya se ha propuesto, la subducción de la corteza en- grosada de la cordillera Coco transfiere esfuerzos compresivos a la placa superior que resultan en el escape o extrusión de bloques limitados por fallas (Montero, 1994; Marshall et al., 2000; Montero, 2001). En Costa Rica se han identificado muchas fallas de tipo dex- tral a lo largo de su territorio. En el arco volcánico de Guanacaste existen, por ejemplo, las fallas Haciendas-Chiripa, Caño Negro y Cote-Arenal (Montero et al., 1998; Camacho, 2015; Montero, 2001; Montero et al., 2017; Figura 2), caracterizadas por un rumbo noroeste-sureste, expresión geomorfológica prominente y sismicidad. Estos sistemas de fallas han sido propuestos como el límite noreste del Bloque Antearco Centroamericano (Montero et al., 2017; Figura 2), que continúa hacia el noroeste a lo largo del margen Pacífico hasta Guatemala a través de Nicaragua y El Salvador (e.g., DeMets, 2001; Corti et al., 2005; Styron et al., 2020). No obstante, el límite sureste del Bloque Antearco Centroamericano, en la parte más cercana al indentador, aún no se encuentra descrito claramente en la literatura. Las fallas mencionadas de tipo dextral en el arco volcánico de Guanacaste, se ubican a más de 300 km de la zona de contacto entre la cordillera Coco y la fosa Mesoamericana. Como parte del CDCCR, han sido descritas algunas fallas de geometría y dimensiones similares a las mencionadas, pero que se encuen- tran mucho más cerca de la zona de contacto entre la cordillera Coco y la fosa Mesoamericana. Algunos ejemplos son (Figura 1; Montero, 2001): las fallas Jaris (ubicada a 210 km), Cande- laria (190 km), Atirro-Río Sucio (175 km) y Viejo-Aguas Zarcas (250 km). Estas fallas también se caracterizan por ser de tipo dextral y de gran longitud (35-150 km) y por tener un rumbo noroeste-sureste, una expresión geomorfológica prominente y sismicidad asociada. Al ser estas fallas dextrales más cercanas a la zona de con- tacto de la cordillera Coco y la fosa Mesoamericana y poseer geometrías y dimensiones similares a las que limitan el Bloque Antearco Centroamericano, creemos posible que estas estructuras también podrían facilitar el movimiento hacia el noroeste del antearco. En este escenario, el Bloque Antearco Centroamericano se extendería hasta el Pacífico Central de Costa Rica, coexistiendo con la zona del CDCCR en donde, a diferencia del arco volcánico de Guanacaste, existen fallas dextrales más separadas unas de otras en una zona de deformación ancha (100 km). Desafortunadamente, existen pocas observaciones de GPS en el Pacífico Central de Costa Rica, ya que las redes locales e internacionales se han concentrado históricamente en las pe- nínsulas de Nicoya (Norabuena et al. 2004, Feng et al., 2012) y Osa (Perry et al., 2023). Los estudios existentes para toda Costa Rica indican que las velocidades de las placas cabalgantes muestran un patrón de movimiento en abanico alejándose del eje de la cordillera Coco (LaFemina et al., 2009; Álvarez et al., 2019). Específicamente, en el antearco del Pacífico Central, los trabajos de LaFemina et al. (2009) y Kobayashi et al. (2014) in- cluyen datos de velocidades horizontales derivadas de solamente cinco estaciones de GPS. De ellas, dos estaciones ubicadas en Quepos y en el promontorio de Herradura (60 km al noroeste de Quepos) muestran velocidades horizontales en el orden de 20 mm/año hacia el nor-noroeste. En contraste, una estación de GPS ubicada 20 km al sureste de Quepos y todas las estaciones de la región sureste de Costa Rica muestran velocidades hacia el noreste. Dado que la estación de GPS de Quepos se encuentra en el límite sur de la falla Candelaria, estos datos coinciden con el inicio del escape tectónico del antearco como se propone en este trabajo. Sin embargo, los datos disponibles son muy esca- sos como para ser interpretados en detalle y es necesaria una mayor instrumentación para la parte del Pacífico Central para lograr documentar apropiadamente el movimiento del antearco en ese sector. Inmediatamente al noreste del indentador, la falla activa más prominente reconocida en la literatura es la falla Longitudinal, de tipo inverso (Montero et al., 1998; Figura 1) y que manifiesta el régimen compresivo en la zona más próxima al arribo de la cordillera submarina Coco. Más hacia el este, existe el sistema de fallas Canoas, San Vito y otras fallas dextrales, con rumbo norte-sur (e.g., Arroyo, 2001; Morell et al., 2008; Figura 1), las 672 | Geofísica Internacional (2024) 63-1 Figura 11. Comparación del contex- to tectónico del sureste de Asia y de América Central. Las flechas negras gruesas marcan el sentido de movimien- to de los bloques tectónicos. A) Mapa simplificado de la tectónica y grandes fallas en Asia oriental, modificado de Tapponnier et al. (1982). Las abrevia- turas mostradas son las siguientes: FS: falla Sagaing, FRR: falla Río Rojo. B) Mapa tectónico simplificado de Améri- ca Central mostrando la extrusión del Bloque Antearco Centroamericano (BAC). La línea roja discontinua es el área aproximada del CDCCR. Las abre- viaturas mostradas son las siguientes: CDNP Cinturón Deformado del Norte de Panamá, FMA fosa Mesoamericana, MP Microplaca de Panamá, PNA Placa Norteamericana, ZA Zona de falla Azu- ero-Soná, ZB Zona de falla Ballena Cel- mira, ZC Zona de falla Coiba y ZFP Zona de Fractura de Panamá A o PLACA ÍNDICA-· o 1 '"'Q 1 Océano Pacífico PLACA COCO 250 Mongolia 47.35° China LAC -~suN ., o ' ~7.' o • tP::d PLACA CARIBE Mar Caribe Carolina Fallas-Salazar, et al. | 673 cuales han sido explicadas como una respuesta a la subducción de la Zona de Fractura de Panamá (Morell et al., 2008). Las fallas Jaris y Candelaria estudiadas en este artículo son entonces las fallas dextrales de rumbo noroeste-sureste más cercanas al indentador, y en estas se iniciaría la extrusión del antearco, no obstante, no se descarta que existen otras trazas con orientación similar todavía más cerca del indentador. La gran longitud de la falla Candelaria (65 km) y la sismicidad localizada en su vecindad a profundidades de entre 18 y 25 km, sugieren que esta falla es una estructura regional que podría cortar casi la totalidad de la placa superior y significar que es una de las fallas principales desde donde ocurre el despegue del Bloque Antearco Centroamericano. Las fallas equivalentes del lado panameño, al este del indentador, serían las zonas de falla Ballena-Celmira, Azuero-Soná y Coiba (Cowan et al., 1997, 1998; Styron et al., 2020; Figura 11B), que también poseen un rumbo noroeste-sureste, pero son de tipo sinestral, y facilitan en este sector la extrusión del antearco de Panamá, en una dirección opuesta a la del antearco de Costa Rica (Figura 11B). Conclusiones Los sistemas de fallas Jaris y Candelaria están compuestos por segmentos de falla de tipo predominantemente dextral y con componente normal, de rumbo noroeste-sureste y con una expresión geomorfológica prominente. La longitud total de 35 y 65 km para los sistemas de falla Jaris y Candelaria implica un potencial sísmico de Mw 6.9 y 7.2, respectivamente. Con base en la ubicación de la sismicidad reciente con res- pecto de las trazas de las fallas, se considera que ocho de los nueve segmentos del sistema Jaris y cuatro de los seis segmentos del sistema Candelaria son fallas activas. La sismicidad locali- zada cercana al sistema de falla Jaris se caracteriza por ser más superficial (promedio 12 km de profundidad) que la sismicidad en las cercanías de la falla Candelaria (20 km). Además, la mitad noroeste del sistema de falla Candelaria no presentó sismicidad durante el periodo analizado entre el 2011 y 2020. Existe sismicidad entre los sistemas de fallas Jaris y Can- delaria que podría asociarse con fallas sinestrales de rumbo noreste-sureste, como la Tulín o Delicias y/o con fallas ciegas o no descritas aún en la literatura. Además, existe sismicidad en el sector de Llano Bonito y Bijagual, con profundidades entre 15 y 20 km y con mecanismos focales de tipo normal, que no fue posible correlacionar con fallas específicas con los datos recopilados. La falla reconocida en superficie más próxima al terremoto de Damas del 2004 (Mw 6.4) es la falla Candelaria. La distribución de las réplicas relocalizadas y la solución del mecanismo focal del terremoto son consistentes con un origen en un plano de falla con rumbo noroeste-sureste y con sentido de movimiento dextral-normal, similar al de la falla Candelaria. Este aspecto, junto con la proximidad geográfica (5 km) entre el hipocentro y las trazas de las fallas, nos permite concluir que el terremoto de Damas ocurrió en un segmento ciego y paralelo al segmento denominado Cañas, pero ubicado ligeramente al suroeste de las fallas con expresión superficial. La gran longitud de la falla Candelaria (65 km) y la sismi- cidad localizada en su vecindad a profundidades de entre 18 y 25 km, sugieren que esta falla es una estructura regional que podría cortar la totalidad de la placa superior. Proponemos que las fallas Jaris y Candelaria, al poseer geometrías y dimensiones similares a las que limitan el Bloque Antearco Centroamericano en la cordillera de Guanacaste, facilitan el movimiento hacia el noroeste del antearco desde una zona más cercana al indentador (cordillera submarina Coco). En este escenario, el Bloque An- tearco Centroamericano se extendería hasta el Pacífico Central de Costa Rica, coexistiendo con la zona del CDCCR. Agradecimientos Este artículo resulta de los proyectos 830-C3-073 “Replantea- miento de los límites de las placas cabalgantes en Costa Rica y posibles efectos de su sismicidad asociada en las edificaciones” y 113-B5-704 “Vigilancia sísmica de Costa Rica”, adscritos al pro- grama de investigación 113-B9-911 “Red Sismológica Nacional” de la UCR. Además, ha sido posible gracias al financiamiento que la RSN recibe a través de la Ley Nacional de Emergencias Nº 8488. Agradecemos al personal de la UCR y del ICE que permitió mantener la red de estaciones, especialmente a Jean Paul Calvo y también a tres revisores anónimos, cuyos aportes mejoraron significativamente el manuscrito. Finalmente, agrade- cemos al Dr. Javier Pacheco del Ovsicori-UNA por proveer las localizaciones de los sismos del artículo Pacheco et al. (2006). Referencias Álvarez-Gómez, J. A., Staller Vázquez, A., Martínez-Díaz, J. J., Canora, C., Alonso-Henar, J., Insua-Arévalo, J. M., and Béjar-Pizarro, M. (2019). Push-pull driving of the Central America Forearc in the con- text of the Cocos-Caribbean-North America triple junction. Scientific Reports, 9, 11164. doi: https://doi.org/10.1038/S41598-019-47617-3 Arias, O., y Denyer, P. (1990a). Mapa geológico de la hoja Caraigres. - Escala 1:50 000. Escuela Centroamericana de Geología, San José. Arias, O. y Denyer, P. (1990b). Mapa geológico de la hoja Río Grande. - Escala 1:50 000, Escuela Centroamericana de Geología, San José. 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