UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID 
 

FACULTAD DE CIENCIAS GEOLÓGICAS 
 

Departamento de Geodinámica 
 
 

 
 

TESIS DOCTORAL   
 

Análisis sismotectónico, neotectónico y paleosísmico 
de la zona de falla de El Salvador, Centro América 

 
 

MEMORIA PARA OPTAR AL GRADO DE DOCTOR 
 

PRESENTADA POR 

  
Carolina Canora Catalán 

 
 

Directores: 
 

José J. Martínez Díaz,  
Pilar Villamor 

 
Madrid, 2011 

 
ISBN: 978-84-694-6518-9 
 
 
 

© Carolina Canora Catalán, 2010 





ANÁLISIS SISMOTECTÓNICO, 

NEOTECTÓNICO Y PALEOSÍSMICO DE LA 

ZONA DE FALLA DE EL SALVADOR, 

CENTRO AMÉRICA. 
 

 

Carolina Canora Catalán 

 

 

 
 

 

 

 

Tesis doctoral dirigida por José J. Martínez Díaz y Pilar Villamor 

Noviembre 2010 

Realizada en el Departamento de Geodinámica de la  

Facultad de Ciencias Geológicas, 

Universidad Complutense de Madrid 

 

 

 

 

 

 



 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 II



 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 
A mis padres, hermanos y abuela. 

A Jorge y a Jimena niña, la mayor motivación para terminar esta tesis.  

 III



 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 IV 



AGRADECIMIENTOS 
 

En primer lugar quisiera dar las gracias a mis directores de tesis José J. Martínez 

Díaz y Pilar Villamor por su apoyo y paciencia a lo largo de estos años de doctorado. 

Ambos han sido un referente y un modelo a seguir a nivel científico y han supuesto para 

mí mucho más que simples supervisores o colegas. Gracias Josechu por tu ayuda y 

entusiasmo, sin los cuales no estaría presentando esta tesis, ni habría hecho realidad el 

deseo de dedicarme, aunque sea por unos años, a la investigación. 

También, y de manera muy especial, doy las gracias a Kelvin Berryman por 

haberme enseñado tantas cosas, ser tan accesible y por estar ahí para mí y mi trabajo a 

pesar de su siempre apretada agenda. 

Gracias a José A. Álvarez por su apoyo, ayuda y compañía estos años. Ha sido 

un placer discutir, reír, trabajar y “tomar un coquito” contigo y espero que lo podamos 

seguir haciendo muchos años más.  

Gracias a los que habéis compartido conmigo las campañas de campo de 

trincheras soportando el calor tropical salvadoreño (Josechu, Pilar, Kelvin, Ramón, 

José) porque sin vuestra ayuda gran parte de esta tesis habría sido imposible. También 

gracias a los propietarios de las tierras donde realizamos dichas trincheras ya que sin sus 

permisos la investigación no avanza. 

Gracias a Carlos Pullinger y a los miembros del SNET (Servicio Nacional de 

Estudios Territoriales) de El Salvador, especialmente a Manuel García, Walter 

Hernández y Douglas Hernández por su inestimable ayuda en la logística de las 

campañas de campo y por poner a nuestra disposición toda la información que hemos 

ido necesitando. Además han sido gente muy hospitalaria y hemos compartido 

momentos muy buenos juntos.  

Gracias a Ramón Capote, Meaza, Juanmi, Marta, Antonio, Ignacio y demás 

compañeros del departamento de Geodinámica por lo que me habéis enseñado y por los 

buenos momentos que hemos compartido y espero sigamos compartiendo en el futuro. 

Gracias a los compañeros del grupo de Tectónica Activa y Paleosismicidad 

(Marta, Jorge, Raúl, Miguel, Julián, Juanmi, Javi......) y a Fidel por todo lo que aprendo 

de ellos y el gran apoyo que suponen para jóvenes investigadores como yo y por contar 

conmigo.  

 

 V



Gracias a los miembros del GNS Science de Nueva Zelanda y en especial a 

todos los investigadores que integran el equipo de Earthquake geologists (Rob 

Langridge, Russ Van Dissen, Nicola Litchfield, Kate Wilson, y Pilar Villamor entre 

otros) por haberme acogido tan bien en mis dos visitas y haberme dado la oportunidad 

de trabajar con vosotros y participar en vuestras investigaciones de campo, a pesar de la 

poca experiencia que tenía en esos momentos. Mis estancias con ellos han supuesto el 

descubrimiento de una rama de la geología (la paleosismología) hasta entonces poco 

conocida por mí, que ha servido para la realización de esta tesis y en la que me siento 

muy cómoda además de resultarme muy divertida. Mis estancias en Nueva Zelanda 

también me dieron la oportunidad de conocer un país impresionante y un paraíso para 

los geólogos.   

Gracias también a Ramón Arrowsmith por atenderme durante mi estancia en la 

universidad de Arizona, EEUU, y enseñarme algunas técnicas que, aunque no hayan 

dado muchos frutos para la tesis, seguro me serán muy útiles en mis investigaciones 

futuras. Además, gracias a Ramón pude asistir a conferencias y encuentros muy 

interesantes para mi formación científica. 

Gracias a Javier Elez por estar ahí y por tanta ayuda que me prestaste en 

momentos muy difíciles (crisis doctorales) y por enseñarme a disfrutar de la geología. 

Gracias a mis compañeros de la carrera, sin ellos y sin los grandes momentos 

que pasamos juntos creo que no amaría esta profesión como lo hago. 

La realización de esta tesis doctoral ha sido posible por la obtención de una beca 

predoctoral financiada por la Universidad Complutense de Madrid. Los estudios de 

campo, así como el material necesario para la realización de todo el trabajo de 

investigación ha sido financiado principalmente a través del proyecto de investigación 

TESCAL del Ministerio de Educación español, cuyo investigador principal fue Ramón 

Capote. Una pequeña parte del estudio (algunas dataciones de muestras) ha sido 

financiado por el proyecto de la Agencia Española de Cooperación y Desarrollo 

(AECID); Desarrollo de estudios geológicos y sismológicos en El Salvador dirigidos a 

la mitigación del riesgo sísmico.          

 

   

 

 

 

 VI 



PRÓLOGO 

 

El Salvador se localiza en la costa pacífica del istmo de Centroamérica, haciendo 

frontera con Guatemala al oeste, con Nicaragua al este y con Honduras al norte. El 

Salvador es el país más pequeño de toda Centroamérica con solo 21.040 km2 y una 

población de 5,7 millones de habitantes (en 2009) lo que nos indica una densidad de 

población de ~ 270 personas por km2, la más alta de la región. Según el banco mundial, 

el país tiene una renta per cápita de 6.800 dólares, mucho mayor que en Guatemala, 

Honduras o Nicaragua. Sin embargo, el país sufre una gran desigualdad en cuanto a la 

repartición de la riqueza ya que existe un pequeño número de personas pertenecientes a 

la clase alta acomodada y una amplia mayoría de gente pobre (Barry, 1991). La 

densidad de población es mayor en el tercio suroeste de El Salvador, sobre todo en el 

área delimitada por el lago Ilopango al este y la ciudad de Santa Ana al noroeste (Rosa y 

Barry, 1995). Esta alta concentración de población en el valle interior de El Salvador es 

debida a la presencia de volcanes (laderas muy fértiles y posibilidad de obtención de 

agua).  

La situación geográfica y geológica de El Salvador tiene muchas ventajas para el 

país como la abundancia de energía geotérmica e hidrológica, los hermosos paisajes 

aprovechables para el turismo y la riqueza de sus suelos tropicales. Pero también existen 

un gran número de riesgos naturales, destacando los meteorológicos y climáticos 

(inundaciones y huracanes), los sísmicos, los volcánicos y los movimientos de ladera.  

El 40,9% de estos eventos naturales corresponden a inundaciones, seguidos por 

terremotos, 22,7%, y movimientos de ladera, 13,6%. Algunos ejemplos de éstos son el 

huracán Mitch, que en 1998 desencadenó números movimientos de ladera, todos ellos 

concentrados en la parte norte del país, y los terremotos devastadores registrados a lo 

largo de los últimos 20-30 años que han provocado cuantiosas pérdidas económicas y 

un gran número de victimas.  

 

 

 

 

 

 VII



La fragilidad económica de los países centroamericanos se pone de manifiesto 

con la ocurrencia de estos fenómenos naturales que, por el grado de exposición y la 

vulnerabilidad de la población, adquieren rápidamente el calificativo de catástrofe o 

desastre. La deforestación masiva practicada para aumentar la superficie de cultivo, 

unida a la ausencia de un plan de ordenación y coordinación territorial, favorece la 

proliferación de poblaciones en zonas expuestas a estos tipos de riesgos como, por 

ejemplo, poblaciones situadas en laderas de volcanes, quebradas y en llanuras de 

inundación de los ríos. Por otra parte, la vulnerabilidad se ve incrementada por 

condicionantes de tipo social, de las que caben destacar como principales; la pobreza, 

que afecta a una gran mayoría, el rápido crecimiento de la población y la ausencia de 

planes de desarrollo urbano y de medidas de mitigación de los efectos de los fenómenos 

naturales.  

El 13 de enero de 2001 El Salvador sufrió un terremoto de magnitud Mw 7.7 

relacionado con la zona de subducción de la placa Pacífica bajo la placa de Caribe, 

dejando alrededor de 900 muertos y numerosos daños materiales en el país. A este 

terremoto lo siguió, exactamente un mes después, otro de magnitud Mw 6.6 de origen 

continental que sumó más de 300 victimas mortales al evento de enero y terminó de 

derribar gran cantidad de casas que habían quedado gravemente dañadas por el primero. 

Ambos eventos sísmicos dispararon enormes deslizamientos de tierra que fueron los 

responsables de la mayoría de las muertes. Por ello, tanto la ayuda local e internacional 

de emergencia, como los estudios científicos llevados a cabo los días y meses 

posteriores a los terremotos se centraron en dichos deslizamientos, dejando a un lado el 

estudio de la fuente sísmica (en el caso del terremoto de febrero de 2001).  

Estos eventos llamaron la atención de los investigadores de la Universidad 

Complutense y de la Universidad Politécnica de Madrid, que comenzaron a estudiarlos. 

Según Martínez-Díaz et al. (2004), la responsable del terremoto de febrero fue la que se 

denominó “Zona de Falla de El Salvador (ZFES)” una zona de falla que atraviesa el país 

de este a oeste que no había sido descrita con anterioridad. Una vez introducidos en el 

tema, los investigadores de ambas universidades formaron un grupo de investigación y 

obtuvieron la financiación necesaria para poner en marcha un proyecto para el estudio 

de la peligrosidad sísmica en El Salvador y la determinación y caracterización de la 

fuente sísmica del terremoto del 13 de febrero de 2001.  

 

 VIII



Este proyecto comenzó a funcionar en el año 2006 y fue entonces cuando me uní 

tanto al grupo de investigación como al proyecto para la realización de esta tesis 

doctoral. En marcha estaba ya otra tesis realizada por José Antonio Álvarez Gómez, la 

cual fue presentada el año 2009 y que abordó aspectos más regionales de la tectónica 

activa de Centroamérica. Esta tesis fue de gran ayuda en la realización de este trabajo, 

tanto para establecer un marco regional más concreto como a la hora de discutir 

aspectos geodinámicos de carácter más local que afectan a mi zona de estudio.  

El Salvador ha sido el país de Centroamérica más desconocido hasta la fecha a 

nivel paleosísmico y estructural. Los estudios realizados por nuestro grupo de 

investigación, entre los que se incluye esta tesis doctoral, han ido enfocados hacia el 

esclarecimiento de algunos aspectos básicos a la hora de determinar la peligrosidad 

sísmica de una zona con una alta vulnerabilidad. Fundamentalmente, la caracterización 

del comportamiento de las fallas activas en la zona con el fin de que sean integrados en 

el futuro en los cálculos de peligrosidad sísmica. 

La tesis que les presento a continuación es una aportación más dentro del 

objetivo general. Para su realización planteamos la investigación persiguiendo los 

siguientes objetivos principales: 

- Caracterización de la fuente sísmica responsable del terremoto de El 

Salvador de febrero de 2001.  

- Obtención de un marco tectónico para El Salvador y una evolución de la 

deformación neotectónica a nivel local. 

Para obtener estos objetivos hemos utilizado tres metodologías distintas que 

corresponden con los diferentes capítulos de la tesis: 

-  Análisis sismotectónico. 

- Análisis paleosísmico. 

- Análisis estructural. 

 Cada uno de estos tres capítulos ha generado un artículo enfocado a su 

publicación en revistas internacionales. En el apartado de introducción de cada capítulo 

se describen las metodologías y objetivos específicos de cada uno de los análisis 

aplicados en este trabajo.   

Tras la realización de esta tesis, una conclusión importante es que se hace 

necesario continuar con el estudio de la zona ampliando todos los análisis de campo 

tanto en las mismas áreas cubiertas por este trabajo como en otras zonas del país.  

 IX



Quiero hacer hincapié en la importancia de la realización de estudios locales de 

este tipo en zonas con alto riesgo sísmico a la hora de reducir el riesgo sísmico en zonas 

de alta vulnerabilidad, pues el conocimiento de las fuentes sísmicas ayuda en la 

planificación urbanística del terreno. No obstante, tan importante como la 

caracterización de las fuentes sísmicas es la utilización de la información científica por 

parte de los responsables de las normas antisísmicas, a la hora de poner medidas que 

ayuden a paliar los efectos de los fenómenos naturales como los terremotos o los 

deslizamientos de tierras.  

  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 X 



ÍNDICE 

 

1. Marco Geológico         1 

 1.1. Geología y tectónica de Centroamérica     1 

 1.2. Estructura, geodinámica  y dominios estratigráficos  

del bloque de Chortís        7 

1.3. Vulcanismo del bloque de Chortís     17 

1.4. Contexto geológico de El Salvador     21 

 Unidades regionales       21 

 Estratigrafía         24 

 Estructura y sismicidad      29 

2. Análisis Sismotectónico del terremoto de El Salvador  

del 13 de febrero de 2001        35 

 2.1. Introducción        35 

 2.2. Secuencia sísmica de febrero de 2001     37 

  Análisis espacial y temporal de la secuencia de réplicas  37 

 2.3. Estructura de la zona epicentral      43 

 2.4. Análisis de las deformaciones cosísmicas en el segmento 

San Vicente         47 

  Estructuras de deformación sobre la falla      49 

  Estructuras de deformación fuera de la falla    55 

 2.5. Parámetros de la fuente sísmica: integración de datos  

sísmicos y geológicos        58 

 2.6. Transferencia de esfuerzos estáticos: implicaciones en la  

peligrosidad sísmica        62 

 2.7. Conclusiones del análisis sismotectónico    70 

 

 

 

 

 

 

 

 XI



3. Análisis Paleosísmico de la Zona de Falla de El Salvador   73 

 3.1. Introducción        73 

  La ciencia de la paleosismología     73 

  El método paleosísmico      75 

 3.2. Análisis paleosísmico del segmento San Vicente   79 

  Estructura local       79 

  Excavación y análisis de trincheras     81 

  Trincheras de la zona de Verapaz     83 

   Trinchera El Carmen      86 

   Trinchera Olivar                92 

   Trinchera Monte                95 

  Trincheras de la zona del río Desagüe              97 

  Trinchera Camino                 100 

  Trinchera Desagüe                 101 

3.3. Historia paleosísmica y velocidad de la falla              102 

3.4. Desplazamientos por evento e implicaciones de la  

segmentación de la ZFES                  107 

3.5. Magnitudes máximas geológicas, recurrencia y sismicidad  

histórica: implicaciones para la peligrosidad sísmica             109 

3.6. Conclusiones del análisis paleosísmico               117 

4. Análisis Estructural de la Zona de Falla de El Salvador             119 

 4.1. Introducción                  119 

 4.2. Estructura, cinemática y velocidad geológica de la ZFES            123 

  Estructura y cinemática de la falla a escala de afloramiento            124 

  Estructura y cinemática de la falla a escala cartográfica            132 

  Velocidad de movimiento de la ZFES               138 

  Comparación con las velocidades obtenidas mediante  

datos de GPS                  143 

 4.3. Evolución de la estructura de la ZFES               146 

  Estructuración local de la ZFES y fracturación secundaria            146 

  Estructuración regional: modelo evolutivo              148

 4.4. Conclusiones del análisis estructural               153 

5. Conclusiones                   155 

Epílogo                    159 

 XII 



Apéndice A                    163 

 Completitud del catálogo sísmico                163 

Apéndice B                    167 

 Catálogo sísmico desde 1524 a la actualidad              167 

 Descripción de daños y efectos de algunos terremotos             173 

  Descripciones del terremoto de 1719               173 

  Descripciones del terremoto de 1748               174 

Bibliografía                    175 

   

 XIII



 

1. MARCO GEOLÓGICO  
 

1.1. GEOLOGÍA Y TECTÓNICA DE CENTROAMÉRICA 

 

El Salvador se sitúa al norte de Centroamérica, en el margen activo del noroeste 

Pacífico de la placa de Caribe (Fig. 1.1). El norte de Centroamérica es una de las zonas 

sísmicamente más activas del mundo. La mayoría de la sismicidad se concentra a lo 

largo de los límites de placas, pero existe algo de actividad intraplaca. El contexto 

geodinámico de Centroamérica está caracterizado por la interacción entre las placas 

tectónicas de Cocos, Caribe, Nazca, la microplaca de Panamá y las placas de 

Norteamérica y Suramérica. Las placas de Norteamérica, Caribe y Cocos forman una 

unión triple donde la deformación tectónica se distribuye sobre una amplia zona 

(Plafker, 1976; Guzmán-Speziale et al., 1989; Guzmán-Speziale y Meneses-Rocha, 

2000; Lyon-Caen et al., 2006). 

Las placas de Cocos y Nazca subducen bajo la de Caribe y la microplaca de 

Panamá. La zona de transición entre Cocos y Nazca está formada por la Cordillera de el 

Coco que subduce en la zona de Nicaragua (Barckhausen et al., 2001). La convergencia 

noreste entre las placas de Cocos y Caribe tiene una velocidad relativa de entre 70 y 85 

mm/a y una escasa oblicuidad (Fig. 1.1), y se manifiesta en la Fosa Mesoamericana 

paralela a la costa pacífica generando una intensa actividad tectónica, con la formación 

de volcanes y zonas sísmicas (DeMets et al., 2000).  

La alta velocidad de los movimientos relativos en los límites de placas alrededor 

de El Salvador es la responsable de la alta actividad sísmica en la zona y determina en 

gran medida la estructura neotectónica y la geomorfología de Centroamérica. El 

incremento de datos GPS en la región, el aumento del volumen de datos sísmicos de 

calidad y el alza en la realización de estudios estructurales neotectónicos en los últimos 

años está permitiendo ajustar las tasas de movimiento a lo largo de las fallas y los 

límites de placas.  

Antes de describir el estado del conocimiento actual en lo que se refiere la 

tectónica y la sismotectónica reciente haremos un repaso de la evolución del 

conocimiento geológico y geodinámico.  

 

 

1 



1.1. Geología y tectónica de Centroamérica 

 2 

Dengo (1969) divide Centroamérica en cuatro bloques principales: los bloques 

Maya y de Chortís al norte y los de Chorotega y Chocó al sur (Fig. 1.2). En la mitad 

norte, el bloque Maya comprende parte de Guatemala y está soldado a la placa de 

Norteamérica, mientras que el bloque de Chortís engloba el sur de Guatemala, El 

Salvador, Honduras y Nicaragua. El límite entre el bloque Maya y el de Chortís es la 

megacizalla de Motagua-Polochic-transformante de Swan. 

Figura 1.1: Mapa con el marco tectónico de Centroamérica donde se observan  las placas tectónicas y los 

principales bloques y estructuras. NPDB: Corredor de deformación del norte de Panamá. SPDB: Corredor 

de deformación del sur de Panamá. EPDB: Corredor de deformación del este de Panamá. CCRDB: 

Corredor de deformación central de Costa Rica. PFZ: Zona de falla de Parriba. ES: El Salvador. Gu: 

Guatemala. H: Honduras. N: Nicaragua. Mx: México. Tomada de James (2007). 

 

 



Marco geológico. 1 

3 

Figura 1.2: Modelo digital del terreno (MDT) que muestra la localización y la traza de las principales estructuras de Centroamérica y las velocidades GPS. Tomado de James 

(2007). 

 



1.1. Geología y tectónica de Centroamérica 

 4 

Al sur, la sutura de Santa Elena (Van Wyk de Vries, 1993) marca el límite entre 

los bloques de Chortís y Chorotega (Fig. 1.2), mientras que el límite entre Chorotenga y 

Chocó viene definido por la Falla del Canal de Panamá (Fig. 1.2). El basamento de 

Chorotenga está formado por ofiolitas (Hauff et al., 2000) y engloba el sur de Nicaragua 

y Costa Rica. El bloque de Chocó comprende parte de Panamá.  

Nuestro estudio se centra en El Salvador, que forma parte del extremo occidental 

del bloque de Chortís. Este bloque consiste principalmente en corteza continental 

formada por un basamento cristalino Precámbrico y Paleozoico (Vogel et al., 2004) 

cubierto por sedimentos marinos Mesozoicos y Cenozoicos y materiales volcánicos 

(Fig. 1.3) procedentes del arco pacífico (Dengo y Bohnenberger, 1969; Lallemant y 

Gordon, 1999). Los materiales Mesozoicos sedimentarios comprenden rocas detríticas 

del Jurásico medio al Cretácico inferior, donde aparecen unidades carbonatadas y capas 

rojas con calizas Cenomanienses intercaladas hacia la parte media y superior del 

Cretácico (Mills et al., 1967; Horne et al., 1974; Finch, 1981). Estas rocas 

sedimentarias fueron intruidas durante el Cretácico y el Terciario por plutones 

graníticos, formando parte de los procesos del arco magmático sobre la zona de Benioff 

de la subducción de la placa de Farallón (Malfait y Dinkelman, 1972; Rogers, 2003). 

 



Marco geológico. 1 

 5 

 
Figura 1.3a: Mapa geológico simplificado de Centroamérica. Modificado de French y Schenk (2004). 



1.1. Geología y tectónica de Centroamérica 

 
 

Figura 1.3b: Leyenda de materiales del mapa geológico de Centroamérica.

 6 



Marco geológico. 1 

1.2. ESTRUCTURA, GEODINÁMICA Y DOMINIOS ESTRATIGRÁFICOS DEL 

BLOQUE DE CHORTÍS 

 

En el bloque de Chortís, la configuración estructural ha permanecido sin 

alteraciones desde el Pleistoceno (Weinberg, 1992), habiéndose desarrollado ya el arco 

volcánico en su posición actual (Carr et al., 2007a), tras una compleja evolución 

tectónica y paleogeográfica (ver Álvarez-Gómez 2009 para una información más 

detallada).  

 

 
Fig. 1.4- Mapas paleo-geográficos de la región del mar Caribe de hace 22 millones de años a la 

actualidad. Tomado de Mann et al., 2007. M- Bloque Maya; G- Terreno de Guerrero; CLIP-, gran 

provincia ígnea del Caribe; CT- Depresión de Caimán; LA- Antillas Menores; CB- Bloque de Chortís; 

Co- Bloque de Chorotega; CA- Placa de Caribe; CP- Placa de Cocos. 

 7



1.2. Estructura, geodinámica y dominios estratigráficos del bloque de Chortís 

Las mayores estructuras tectónicas del bloque de Chortís son el reflejo de la 

evolución geodinámica previa. Entre ellas destacan por su actividad reciente las 

siguientes: el sistema de fallas de Motagua-Polochic y la transformante de Swan y la 

falla de Guayape al norte, la Depresión de Nicaragua al este, la Depresión de Honduras 

con los grabens centrales de dirección N-S al noreste y la falla de Jalpatagua al oeste 

(Fig. 1.2). Otra estructura importante perteneciente al bloque de Chortís es la Zona de 

Falla de El Salvador. 

El sistema de fallas de Motagua-Polochic-transformante de Swan es el límite 

entre las placas de Caribe y Norteamérica. Se trata de una zona de cizalla sinestral que 

viene funcionando desde el Paleoceno. En general todas las estructuras que conforman 

este sistema muestran una actividad muy importante en tiempos recientes ya que están 

claramente marcadas en el relieve de la zona. Sin embargo, en la actualidad la falla más 

activa de este sistema parece ser la falla de Motagua (Burkart et al., 1987; Gordon y 

Muehlberger, 1994). En el estudio de este límite de placas de desgarre sinestral han 

trabajado muchos autores entre los que destacamos Molnar y Sykes (1969), Plafker 

(1976) y Guzmán-Speziale y Meneses-Rocha (2000). Las tasas de movimiento a lo largo 

de este límite van desde los 11 hasta los 25 mm/a (DeMets et al., 2000). Los terremotos 

históricos en esta zona han reactivado varios segmentos de la falla, como por ejemplo el 

de 1816 de Mw 7.6 en la falla de Polochic (White, 1985) o el de 1856 de Mw 7.5 en la 

falla transformante de Swan. El terremoto de Mw 7.5 de Motagua de 1976 también se 

relaciona con este sistema de fallas (Kanamori y Stewart, 1978). 

La Depresión de Nicaragua es un graben de unos 75 km de ancho y 600 km de 

largo que se extiende desde Costa Rica hasta el Golfo de Fonseca (al este de El 

Salvador) paralelamente a la costa Pacífica (Mann et al., 1990). Para Dengo (1967) y 

Mann et al. (1990), entre muchos otros, esta depresión continuaría en El Salvador con 

una serie de cuencas Plio–Pleistocenas en-echelon y fallas de dirección NO-SE y E-O a 

modo de graben (Fig. 1.5).   

 8 



Marco geológico. 1 

 
Figura 1.5: Fallas del norte del bloque de Chortís propuestas por Dengo (1967). Los diagramas de 

esfuerzos sugieren grabens N-S en Honduras como resultado de la extensión generada por las fallas de 

desgarre sinestral N 60º E (Zona de Falla de Motagua) y las fallas sintéticas de orientación N 35º E (Falla 

de Guayape). Tomada de James (2007). 

 9



1.2. Estructura, geodinámica y dominios estratigráficos del bloque de Chortís 

La Depresión de Honduras está formada por una serie de  grabens N-S 

marcando una extensión E-O (Dengo, 1985; Guzmán-Speziale, 2001) el más importante 

de los cuales es el graben de Ulúa (Fig. 1.5). Desde 1964 a 2001 la sismicidad en esta 

zona ha sido escasa pero se han producido terremotos de magnitudes hasta Mw 6.7. 

Hacia el este de la Depresión de Honduras encontramos la falla de Guayape de 

dirección NE-SW y movimiento dextral según Finch y Ritchie (1991) y Gordon y 

Muehlberger (1994). La falla de Guayape controla de forma importante el relieve y la 

red de drenaje en la zona (Gordon y Muehlberger, 1994). Esta estructura no ha tenido 

actividad sísmica destacable recientemente (Álvarez-Gómez, 2009). Se cree que esta 

falla se formó a finales del Cretácico y que al menos hasta el Eoceno tuvo un 

movimiento sinestral (Mann et al., 2007).  

Al norte de la falla de Guayape y al sur de la falla transformante de Swan, en las 

llamadas Honduras borderlands existen fallas de movimiento sinestral oblicuo 

asociadas a sísmicidad moderada (falla de Nueva Esperanza, falla Pueblo Viejo, falla de 

Aguán y falla de la Ceiba). 

La falla de Jalpatagua se sitúa al este de Guatemala, siendo una estructura 

subparalela a la fosa que absorbe el movimiento del bloque proarco (Lyon-Caen et la., 

2006; DeMets et al., 2007) relevando de algún modo a la Zona de Falla de El Salvador, 

dando un escarpe muy claro en la topografía (Muehlberger y Ritchie, 1975). Presenta 

evidencias de movimiento dextral (Carr, 1976) y desaparece coincidiendo 

aproximadamente con la terminación hacia el oeste de la falla de Motagua. 

La Zona de Falla de El Salvador (ZFES) es una zona de cizalla dextral de 

orientación N 90-100º E y buzamiento sur (Martínez-Díaz et al., 2004) con más de 150 

km de longitud y 20 km de anchura. Atraviesa El Salvador desde Guatemala al oeste, 

hasta el Golfo de Fonseca al este (Corti et al., 2005) paralelamente a la costa y a lo 

largo del arco volcánico salvadoreño (Fig. 1.2). Posiblemente la continuación de la 

ZFES en Guatemala sea la Falla de Jalpatagua (Fig. 1.2), mientras que la continuación 

de la traza en Nicaragua no es tan clara.   

Las diferentes estructuras que se identifican en el bloque de Chortís indican 

áreas que han sufrido una evolución tectónica distinta o áreas que en la actualidad están 

bajo un régimen tectónico diferente.  

 

 

 10 



Marco geológico. 1 

Gordon y Muehlberger (1988) dividen el bloque de Chortís en tres zonas (Fig. 

1.6): una triangular al oeste de la Depresión de Honduras, al sur de la falla de Motagua 

y limitada al sur por la falla de desgarre dextral de Jalpatagua, que sufre una extensión 

E-O producida por los grabens de dirección N-S. Una segunda zona también triangular 

entre la Depresión de Honduras y la falla de Guayape, caracterizada por fallas de 

desgarre dextral subparalelas a la falla transformante de Swan. Esta zona fue afectada 

por fallas de dirección NO y NE que dieron lugar a la apertura de la Depresión de 

Honduras y al movimiento dextral de la falla de Guayape. Los movimientos que 

encontramos en ella reflejan una rotación horaria. Y una última zona muy amplia al este 

de la falla de Guayape, que incluye el llamado Alto Nicaragüense (en el mar Caribe) y 

que está afectada por la apertura de rifts durante el Paleógeno y Neógeno al oeste de 

Jamaica. 

 

 
Figura 1.6: Subdivisiones del bloque de Chortís propuestas por Gordon y Muehlberger (1988). La unidad 

1 sufre extensión N-S (Depresión de Honduras) entre las fallas de Motagua y Jalpatagua. La unidad 

central rota de forma horaria a lo largo de la falla de Guayape entre las unidades 1 y 3. La unidad 3 es un 

bloque estable. Tomada de James, 2007. 

 

Existen varios modelos que tratan de explicar la geodinámica actual del bloque 

de Chortís y, en consecuencia, sus estructuras tanto internas como periféricas. El primer 

modelo de la zona que introdujo conceptos tectónicos lo crearon Malfait y Dinkelman 

(1972), donde proponen el pinzamiento del bloque de Chortís en la zona de Guatemala 

y Honduras desde el Tortoniense (10 Ma).  

 11



1.2. Estructura, geodinámica y dominios estratigráficos del bloque de Chortís 

Al pinzarse la parte occidental del bloque y proseguir la oriental con su 

movimiento relativo hacia el este de la placa de Caribe se genera extensión E-O en el 

trasarco y en el interior del bloque, dando lugar a los grabens de dirección N-S.  

Plafker (1976) propone un modelo para explicar la deformación del bloque de 

Chortís sumando al modelo anterior la presencia de una zona de debilidad en el arco 

volcánico que desacopla el bloque de ante-arco, en contacto con la placa de Cocos, del 

resto del bloque de Chortís (Fig. 1.7). Además, predice la variación de la cantidad de 

deformación hacia el oeste, de manera que el movimiento hacia el este del bloque de 

Chortís va disminuyendo desde las tierras altas de Nicaragua hasta el arco de 

Guatemala. Como consecuencia del desacople entre el bloque de ante-arco y el bloque 

de Chortís a lo largo del arco volcánico se genera una zona de desgarre dextral. 

 

 
Figura 1.7: Modelo tectónico de Plafker (1976) para el extremo occidental del bloque de Chortís. 

 

 

 

 

 

 12 



Marco geológico. 1 

Posteriormente, Stoiber y Carr (1973) y Carr y Stoiber (1977) proponen en su 

modelo una segmentación del arco producido por estructuras transversales a éste de 

carácter sinestral que acomodarían el movimiento de desgarre dextral propuesto 

anteriormente. En el modelo de Burkart (1983) los grabens N-S absorben gran parte de 

la deformación asociada al movimiento relativo entre la placa de Caribe y la de 

Norteamérica durante el Neógeno (Fig. 1.8). Burkart (1983) también propone la 

existencia de una microplaca entre las fallas de Polochic y Motagua, Microplaca de 

Chuacus, que apenas experimentaría deformación y se comportaría como un bloque 

rígido. En este modelo no se contempla una zona de debilidad del arco volcánico.  

 

 

 
Figura 1.8: Modelo tectónico de Burkart (1983) para el extremo occidental del bloque de Chortís. 

 

Mann y Burke (1984a) propusieron que los rifts presentes a lo largo del bloque 

de Chortís se forman debido a la curvatura del límite Norteamérica-Caribe. Este 

concepto de movimiento rotatorio lo incorporan Burkart y Self (1985) a su modelo, en el 

que la rotación de bloques y la segmentación consecuente del arco volcánico dominan la 

deformación del bloque de Chortís (Fig. 1.9).  

 13



1.2. Estructura, geodinámica y dominios estratigráficos del bloque de Chortís 

Para Gordon (1990) y Gordon y Muehlberger (1994), la falla de Guayape (falla 

de desgarre que separa las zonas 2 y 3 en la figura 1.10) presenta un movimiento 

reciente dextral, lo que explican mediante una rotación antihoraria de la parte central del 

bloque de Chortís (Fig. 1.10), ajustando el modelo de Burkart y Selft (1985) que 

presentan a la falla de Guayape como sinestral.  

 

 
Figura 1.9: Modelo tectónico de Burkart y Self (1985) para el extremo occidental del bloque de Chortís. 

G- Graben de Guatemala; P- Graben de Ipala. 

 

 14 



Marco geológico. 1 

 
Figura 1.10: Modelo tectónico de Gordon y Muehlberger  (1994) para el extremo occidental del bloque de 

Chortís. 

 

En los últimos años se ha tratado de constatar estos modelos mediante la 

cuantificación de las deformaciones a partir del análisis de mecanismos focales 

(Guzmán-Speziale, 2001; Guzmán-Speziale et al., 2005; Cáceres et al., 2005; Guzmán-

Speziale y Gómez-González, 2006) y de datos de velocidades de GPS (DeMets, 2001; 

Lyon-Caen, et al., 2006; DeMets et al., 2007; Turner et al., 2007). En general los datos 

de mecanismos focales y GPS se ajustan al modelo de Plafker (1976), Burkart y Self 

(1985) y Gordon y Muehlberger (1994), aunque la rotación de los bloques y el 

movimiento dextral en la falla de Guayape no se identifican en los datos que apoyan un 

movimiento solidario de los bloques central y oriental de Chortís. 

Recientes modelos numéricos de esfuerzo y deformación son coherentes con el 

modelo de pinzamiento del bloque de Chortís y ponen en evidencia la importancia de la 

zona de debilidad a lo largo del arco volcánico en la evolución geodinámica de la zona 

(Álvarez-Gómez, 2009). En El Salvador, la ZFES es una estructura importante para la 

sismicidad y los movimientos de desgarre paralelos a la fosa. Álvarez-Gómez (2009) 

propone una actividad transtensiva para esta falla.  

En cuanto a la estratigrafía, el bloque de Chortís está constituido por un 

basamento metamórfico de edad incierta cubierto por materiales Mesozoicos y 

Cenozoicos (Dengo y Bohnenberger, 1969; Lallemant y Gordon, 1999). Basándose en 

características geológicas de afloramientos Cretácicos y en datos aeromagnéticos, 

Rogers et al. (2007) propone la división del bloque de Chortís en cinco dominios o 

terrenos: Terreno Central, Norte, Este, Siuna y Sur (Fig. 1.11).  

 15



1.2. Estructura, geodinámica y dominios estratigráficos del bloque de Chortís 

Los gradientes magnéticos en el Terreno Central de Chortís se orientan en 

dirección ONO-ESE, lo que coincide con la dirección de plegamiento de los ortogneises 

Paleozoicos y Grenvilienses presentes en la zona. Este terreno está formado por un 

basamento de esquistos, filitas y gneises sobre el cual se desarrollan cuencas rellenas de 

depósitos carbonatados y clásticos del Cretácico.  

El Terreno Norte es similar al Central, la parte norte presenta un patrón de 

dirección E-O de cinturones de rocas metamórficas de edades que van desde el 

Paleozoico al Terciario intruidas por plutones del Cretácico superior y el Paleógeno.  

El Terreno Este, al este de la falla de Guayape, presenta cinturones de 

plegamientos y cabalgamientos de dirección NE-SO desarrollados en materiales de edad 

Jurásica, con un basamento de filitas y esquistos. El Terreno de Siuna, al norte de 

Nicaragua, está compuesto por un basamento de rocas igneas cuyo origen ha sido 

asociado a un complejo de arco-isla Cretácico.  

Por último, en el Terreno Sur, las rocas que afloran son principalmente capas 

piroclásticas Miocenas depositadas junto al arco volcánico sobre un basamento de rocas 

metamórficas de origen ígneo. 

 

 
Figura 1.11: Distribución de los terremotos definidos en el bloque de Chortís por Rogers et al.  (2007) 

sobre el modelo digital del terreno. 

 

 En general, estas características del bloque de Chortís tienen sus equivalentes en 

el suroeste de México, desde donde este bloque migró a partir del Eoceno hasta alcanzar 

su posición actual, a favor de la megacizalla de Motagua-Polochic. 

 Parte del bloque de Chortís está cubierto de materiales volcánicos Terciarios que 

describiremos en el apartado siguiente. 

 

 16 



Marco geológico. 1 

1.3. VULCANISMO DEL BLOQUE DE CHORTÍS 

 

Todas las estructuras asociadas a la ZFES analizadas en este trabajo están 

afectando a los materiales volcánicos del arco volcánico salvadoreño. Por ello, 

presentamos la historia volcánica de la región y la distribución espacial de los 

materiales.  

El bloque de Chortís, en su gran mayoría, está cubierto por materiales volcánicos 

Terciarios, principalmente piroclástos. En el Cenozoico son destacables tres episodios 

explosivos principales en la placa de Caribe. El más antiguo durante el Paleoceno 

superior al Eoceno, el segundo durante el Eoceno medio-superior y el más moderno en 

el Mioceno inferior-medio (Sigurdsson et al., 1997). Los dos episodios más modernos 

han tenido lugar en el arco volcánico centroamericano, además de en la sierra Madre 

Occidental de México (McDowell y Clabaugh, 1979). En El Salvador corresponden a la 

Formación Morazán que consiste en una serie de coladas ignimbríticas datadas como 

Oligocenas. Sigurdsson et al. (2000) proponen como causa de estos episodios 

explosivos la reorganización a escala regional que se produjo en el Pacífico, con la 

variación de la velocidad y dirección de movimiento de la placa hace 43 millones de 

años.  

El episodio ignimbrítico del Mioceno también se produjo en el arco volcánico. 

En El Salvador corresponde a la Formación Chalatenango (Bosse et al., 1978). 

Sigurdsson et al. (2000) propone esta vez que el origen de este episodio explosivo es la 

reconfiguración del sistema Pacífico-Farallón que tuvo lugar hace 25 millones de años 

(Hey, 1977; Barckhausen et al., 2001). Como consecuencia de esta reorganización, se 

formó una nueva dorsal que dio lugar a las placas de Nazca y Cocos (Wortel y 

Cloetingh, 1981), variando la velocidad y dirección de la subducción bajo 

Centroamérica (Meschede y Frisch, 1998).  

Los episodios explosivos cubren el bloque de Chortís de cenizas y blanquean el 

relieve Mesozoico. La incisión posterior de los ríos y la tectónica extensional que ha 

dado lugar a la formación de horsts y grabens en el sur de Honduras ha sido muy fuerte. 

Durante el Cuaternario, las erupciones silícicas explosivas han sido frecuentes dando 

lugar a extensas capas de tefras. La posición de los centros eruptivos se ha mantenido 

prácticamente igual desde el Mioceno hasta la actualidad. 

 

 

 17



1.3. Vulcanismo del bloque de Chortís 
 

Actualmente existen en la zona dos sistemas volcánicos activos principales con 

procesos de generación diferentes: el vulcanismo trasarco y el arco volcánico. El 

vulcanismo trasarco se concentra asociado a la tectónica extensional del bloque de 

Chortís, siendo el graben de Ipala su mayor foco (Bohnenberger, 1969). Este 

vulcanismo es de tipo monogenético y se desarrolla fuera de la influencia de la zona de 

Wadati-Benioff por efecto de la descompensación asociada a la extensión. Sin embargo 

sí existen algunas evidencias de influencia de la subducción.  

El Arco Volcánico Centroamericano en la actualidad se extiende desde el límite 

entre México y Guatemala hasta Costa Rica a lo largo de 1.100 km (Carr y Stoiber, 

1990) y unos 200 km tierra adentro desde la Fosa Mesoamericana (Fig. 1.12). La 

composición magmática varía a lo largo del arco volcánico dependiendo de las 

condiciones de la zona de subducción (Carr, 1984; Feigenson y Carr, 1986; Patino et 

al., 1997, 2000; Hoernle et al., 2002; Carr et al., 2003; Feigenson et al., 2004; Carr et 

al., 2007a) y de variaciones locales por diferenciación magmática. Esta diversidad de 

composición nos es muy útil a la hora de hacer correlaciones estratigráficas. Al norte de 

Centroamérica, el arco volcánico del Cuaternario medio y superior comprende 12 

volcanes y múltiples domos dacíticos (Meyer-Abich, 1956), mientras que detrás del arco 

se sitúan cinco centros silícicos.  

Los depósitos de caída procedentes de las erupciones asociadas a calderas 

cubren extensas áreas tanto en Guatemala (Hahn et al., 1979) como en El Salvador 

(Hart, 1983). Se estima que el volumen total de cenizas en la zona es de entre 300 y 500 

km3 (Rose et al., 1981). La actividad silícica es mucho menos frecuente en la actualidad 

pero aún persiste (Koch y McLean, 1975; Rose et al., 1981; Conway et al., 1994). Los 

materiales recientes (~200 ka) procedentes de centros silícicos en el norte de Centro 

América incluyen abundantes depósitos de caída y al menos diez depósitos de flujos 

piroclásticos (Koch y McLean, 1975; Rose et al., 1981). Durante el Holoceno el 

vulcanismo en el arco salvadoreño y guatemalteco incluye un alto número de erupciones 

de gran magnitud de magmas silícicos muy evolucionados, la mayoría procedentes de 

calderas volcánicas (Rose et al., 1999). Estas calderas son Ayarza, Amatitlán y Atitlán 

en Guatemala, y el complejo Berlín-Chinameca, Ilopango y Coatepeque en El Salvador 

(Fig. 1.13). Sin embargo, existen también algunos volcanes nicaragüenses que han 

generado erupciones plineanas de magnitudes moderadas y grandes como el volcán 

Concepción, el complejo volcánico de Chiltepe, el volcán Cosigüina o las calderas 

Apoyo y Masaya (Freundt et al., 2006a; Scott et al., 2006; Kutterolf et al., 2008a). 

 18 



Marco geológico. 1 

 19

Figura 1.12: Modelo de elevación SRTM del norte de Centroamérica y batimetría de alta resolución de la 

fosa Mesoamericana (datos de Ranero et al., 2005) con la distribución de tefras recientes en el arco 

volcánico, el cual discurre a lo largo de dos grandes lagos con una longitud de ~ 200 km. Los principales 

edificios volcánicos aparecen en la parte inferior izquierda de la figura. WFT, Tefra W-fall; LCY, Tefra 

Los Chocoyos; LFT, Tefra L-fall; EFT, Tefra E-fall; MFT, Tefra mezclada; PAT, Tefra Pinos Altos; 

ACT, Tefra Arce; CGT, Tefra Congo; CCT, Tefra Conacaste; OPI, Pumita antigua del Ilopango; TB4, 

Tefra de Tierra Blanca 4; TBJ, Tefra de Tierra Blanca Joven; BRT, Tefra Blanca Rosa; TT/AT, Tefra 

Twins/A-fall; MCO1-3, Tefras máficas de Cosigúina; Laq, Tefra inferior Apoyeque; Uaq, Tefra superior 

Apoyeque; CT, Tefra Chiltepe; FT, Tefra Fontana; SAT, Tefra San Antonio; MTL/LCT, Tripe capa de 

Masaya/Tefra La Concepción; MT/TIL, Tufita Masaya/ Ticuantepe Lapilli; LAT, Tefra inferior de 

Apoyo; UAT, Tefra superior de Apoyo; UOT, Tefra superior de Ometepe. Figura modificada de Kutterolf 

et al., 2008b. 

 
 

 

 



1.3. Vulcanismo del bloque de Chortís 
 

 20 

 

Figura 1.13: Edades y extensión de las tefras Cuaternarias más recientes del arco volcánico del norte de Centroamérica. Figura modificada de Rose et al. (1999). 

 

 

 

 

 



Marco geológico. 1 

1.4. CONTEXTO GEOLÓGICO DE EL SALVADOR 

 

Unidades geomorfológicas regionales 

 

El Salvador está constituido por cuatro unidades geomorfológicas con un 

marcado control tectónico en su origen, pues su desarrollo está condicionado por una 

combinación entre la tasa de subducción elevada y una intensa actividad sísmica y 

volcánica. Cada una de las unidades forma una banda de orientación E-O que se 

extiende por el país paralelamente a la costa (Fig. 1.14) (Weyl, 1980). La unidad situada 

más al norte está constituida esencialmente por rocas plutónicas del Terciario que 

generan el relieve más montañoso y la forman la denominada Montaña Fronteriza o 

Cordillera del Norte, tres grandes grupos de montañas que sirven de frontera natural con 

Honduras. Al sur de estas montañas se encuentra el Valle Central que forma el área 

central del país. El relieve en esta zona se caracteriza por alcanzar pendientes de entre 

30 y 50%. En la parte sur del Valle se elevan los volcanes Cuaternarios formando el eje 

volcánico que atraviesan el país de este a oeste, constituyendo el Arco Volcánico 

salvadoreño, donde encontramos ocho volcanes activos, tres de los cuales han entrado 

en erupción en el siglo XX (Siebert y Simkin, 2002). Estos volcanes pertenecen al 

denominado Cinturón de Fuego del Pacífico, que se extiende desde el sur de México 

hasta Costa Rica. Al sur de esta depresión central se levantan tres relieves que 

conforman la Cadena Costera. Estos relieves son: Tacuba, en el borde oeste y limitando 

con Guatemala; la Cordillera de El Bálsamo, situada al suroeste de San Salvador; y la 

Cordillera de Jucuarán, que bordea el Golfo de Fonseca. Entre estas cordilleras existen 

dos planicies costeras, la mayor de las cuales se sitúa en el centro y este del país y 

corresponde al estuario del río Lempa.  

El frente volcánico activo en El Salvador  se dispone a lo largo de una depresión 

paralela a la Fosa Mesoamericana. En el oeste del país, los estratovolcanes Izalco y 

Santa Ana se forman en una zona fuertemente controlada por fallas, al igual que la 

caldera Coatepeque (Carr y Pontier, 1981). Estos edificios volcánicos son la fuente de 

ignimbritas andesíticas Cuaternarias que se extienden hacia el norte en el arco 

volcánico. El volcán San Salvador, próximo a la capital del país, consiste en varios 

centros eruptivos Cuaternarios, incluyendo el gran cráter de El Boquerón (Major et al., 

2001 y 2004; Sofield, 2004).  

 21



1.4. Contexto geológico de El Salvador 

 22 

La caldera de Ilopango, aproximadamente en el centro de El Salvador, forma un 

gran lago creado por sucesivos colapsos del edificio que dieron lugar a la emisión de 

cantidades importantes de tefras depositadas en el centro del país (Mann et al., 2004; 

Rolo et al., 2004). Al sureste del Ilopango se encuentra el volcán San Vicente, un 

complejo conjunto de dos estratoconos (Major et al., 2001) que generó un debris 

avalanche y depósitos de lahar durante el Cuaternario alcanzando una extensión de 25 

km. El volcán San Miguel, compuesto principalmente por basaltos, se encuentra al este 

de El Salvador y es el más activo del país.  

La costa de El Salvador, al sur del arco volcánico, consiste en una gran llanura 

aluvial con buzamiento hacia el océano Pacífico (Short, 1986) formada por clastos y 

sedimentos volcánicos arrastrados de las zonas altas y depositados por los ríos. Estas 

zonas están poco afectadas por fallas en fuerte contraste con la muy tectonizada línea de 

costa entre Costa Rica y Panamá.  

El norte del país forma parte del denominado por Rogers et al. (2007) Terreno 

Meridional de Chortís, formado por capas piroclásticas Miocenas, de unos 2 km de 

espesor, depositadas sobre un basamento de rocas metamórficas de origen ígneo que 

apenas afloran. En esta zona se puede apreciar la terminación de los valles extensionales 

de orientación N-S que se extienden hacia el norte hasta la falla de Motagua-Polochic, 

producidos por el movimiento relativo del bloque de Chortís hacia el este (Burkart y 

Self, 1985; Manton, 1987; Gordon y Muehlberger, 1994; Guzmán-Speziale, 2001; 

Rogers et al., 2002; Rogers et al., 2005). 

 

 

 

 

 



Marco geológico. 1 

 23 

 

Figura 1.14: Mapa de unidades geomorfológicas descritas por el SNET, 2006. Tomado de http://www.snet.gob.sv/

 



1.4. Contexto geológico de El Salvador 

 24 

Estratigrafía 

 

La mayor parte del territorio Salvadoreño está ocupado por materiales Plio-

Cuaternarios y de origen volcánico (Fig. 1.15). Se trata de rocas efusivas de 

composición riolítica, dacítica, andesítica y basáltica, así como materiales piroclásticos 

(Bosse, et al., 1978). También se encuentran rocas ígneas de carácter intrusivo, 

clasificadas como granitos, granodioritas, monzonitas y dioritas que afloran en la 

Cordillera del Norte. Los materiales más antiguos son del Mesozoico (Jurásico-

Cretácico) de origen sedimentario, comprendiendo de forma general calizas, 

conglomerados de cuarzo y areniscas. Afloran en una zona muy reducida en el extremo 

noroeste del país. Los depósitos más recientes están formados por cenizas volcánicas no 

consolidadas, lapilli, depósitos de coladas piroclásticas, y brechas. En muchas partes del 

país afloran niveles volcano-sedimentarios de poca extensión procedentes de antiguos 

depósitos piroclásticos retrabajados y depositados en ambiente fluvial y lacustre, 

además de depósitos de diatomitas y lignitos. Estos depósitos cuentan con 

intercalaciones de productos piroclásticos, lo cual indica que son contemporáneos con la 

actividad volcánica reciente. La mayor parte del territorio (dos terceras partes) está 

ocupado por depósitos piroclásticos recientes poco consolidados, que pueden tener 

espesores muy elevados. Los más importantes de estos depósitos corresponden a las 

formaciones Bálsamo, Cuscatlán y San Salvador. De forma sintética, se muestra en la 

figura 1.16 una columna estratigráfica general de los materiales que afloran en el país.  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 



Marco geológico. 1 

 25 

 
Figura 1.15a: Mapa geológico de El Salvador. Tomado de Bosse et al., 1978. 



1.4. Contexto geológico de El Salvador 

 
Figura 1.15b: Leyenda de las formaciones y unidades del mapa geológico de El Salvador. Tomado de 

Bosse et al., 1978. 

 

La formación Bálsamo (Mioceno-Plioceno) es la más antigua de las que aflora 

en el área de estudio. Los afloramientos son reducidos pues la zona se encuentra 

cubierta por los depósitos volcánicos más jóvenes procedentes de la explosión de la 

caldera Ilopango y los materiales emitidos por el volcán San Salvador. Esta formación 

está compuesta por rocas volcánicas ácidas en el nivel inferior (unidad b1) y de 

intermedias a básicas (unidades b2 y b3) en la parte superior.  

 

 26 



Marco geológico. 1 

En general, son aglomerados con intercalaciones de tobas volcánicas 

consolidadas y coladas de lava desde basaltos a andesitas, con paleosuelos intercalados 

de color rojizo y de gran potencia (hasta 20m). La unidad b1 corresponde a depósitos 

epiclásticos volcánicos y piroclásticos y localmente rocas efusivas básicas-intermedias 

intercaladas. La unidad b2 está formada por rocas efusivas básicas e intermedias, 

piroclastitas, y epiclastitas volcánicas subordinadas. Están afectadas por un intenso 

diaclasado que ocasiona la fragmentación de la roca en bloques de pequeño tamaño. Las 

diaclasas están rellenas por un material de color marrón claro que, al meteorizarse y 

alterarse, genera suelos arcillosos algo arenosos. Por último, la unidad b3 está 

compuesta por rocas efusivas básicas-intermedias y piroclastitas. 

 

 
Figura 1.16: Columna estratigráfica sintética de las formaciones que afloran en El Salvador. Tomada de 

Hernández, 2004. 

 

La Formación Cuscatlán abarca desde el Plioceno superior hasta el Pleistoceno 

inferior y comprende las unidades piroclásticas más antiguas procedentes de la caldera 

Ilopango, compuestas por múltiples ignimbritas consolidadas de color rosado y beige y 

tobas cineríticas de color blanco. Está constituida por piroclastitas (localmente tobas) y 

epiclastitas con intercalaciones de rocas efusivas. Predominan las facies de cuenca (c1), 

tobas félsicas en la base y coladas efusivas félsico-intermedias en la parte superior.  

 27



1.4. Contexto geológico de El Salvador 

La unidad c1 son piroclastitas ácidas y epiclastitas volcánicas. Son muy 

abundantes las facies de cuenca (estos mismos materiales resedimentados por la acción 

fluvial y lacustre). Se trata de ignimbritas y tobas. Las ignimbritas de color rosado 

poseen una matriz de cenizas finas-medias con abundantes pómeces. La unidad c2 está 

compuesta por rocas efusivas ácidas. Son lavas dacíticas que forman pequeños domos 

cuya orientación está controlada por la fracturación E-O. A pesar de su aspecto masivo, 

se encuentran afectadas por una intensa fracturación. La unidad c3 son rocas efusivas 

básicas-intermedias y lavas basálticas fracturadas, diaclasadas y alteradas, cuyo origen 

puede estar relacionado con extensión a lo largo del “graben Central”. Las piroclastitas, 

tobas prioclásticas y epiclastitas cuando no están alteradas son masivas y densas, 

mientras que cuando están meteorizadas se desintegran en un material arcilloso, algo 

arenoso, que da lugar a la  formación de suelos rojizos muy característicos.  

Los más comunes y jóvenes depósitos volcánicos de El Salvador son los de la 

Formación San Salvador, que corresponde a los productos efusivos y explosivos del 

volcán San Salvador y varias erupciones de la caldera de Ilopango emitidos durante el 

Pleistoceno superior hasta el Holoceno. Se conocen varios depósitos dentro de los 

cuales los más importantes son las Tobas de color café y las cuatro Tierra Blanca 

(Tierra Blanca 4, 3, 2 y Tierra Blanca Joven). Las Tobas color café son piroclastitas 

ácidas de color marrón amarillento y epiclastitas volcánicas. Los depósitos de pómeces 

representan tres épocas eruptivas separadas por sendos periodos de inactividad, durante 

los cuales se desarrollaron paleosuelos. Tierra Blanca está compuesta por depósitos de 

caída y coladas piroclásticas procedentes de la caldera de Ilopango. Se trata de 

piroclastitas y epiclastitas ácidas. Los productos de esta formación se componen 

principalmente por oleadas piroclásticas, depósitos de coladas piroclásticos o 

ignimbritas y las coignimbritas asociadas, todas de color blanco.  

Los depósitos aluviales Cuaternarios están compuestos por sedimentos aluviales 

(gravas, arenas, limos y arcillas) depositados en los cauces de los ríos y en depresiones 

locales, muchos de ellos procedentes de la erosión de la unidad Tierra Blanca, así como 

depósitos caóticos de lahares que se encuentran alrededor de los edificios volcánicos. 

 

 

 

 

 

 28 



Marco geológico. 1 

Estructura y sismicidad 

 

En el Salvador se reconocen cuatro familias de fallas principales (Martínez-Díaz 

et al., 2004) con orientaciones NO-SE, NNO-SSE, NNE-SSO y E-O (Fig. 1.17), siendo 

esta última la de mayor importancia pues atraviesa prácticamente todo el territorio a lo 

largo del arco volcánico. La principal estructura del país es la Zona de Falla de El 

Salvador (ZFES), un importante sistema de cizalla dextral que debido a su movimiento 

genera una serie de cuencas Plio-Cuaternarias (Martínez-Díaz et al., 2004; Corti et al., 

2005) entre las que se encuentra la cuenca del río Lempa. Este sistema de fracturación 

también destaca por su alta actividad sísmica, habiendo generado muchos de los 

terremotos más destructivos que ha sufrido el país.  

En El Salvador se producen dos tipos de sismicidad en función de su origen 

tectónico y su localización. Los terremotos asociados con la subducción son de gran 

tamaño, con magnitudes Mw > 7, y se generan a profundidades intermedias (< 200 km) 

a lo largo de la interfase con la placa de Caribe (Dewey y Suarez, 1991). Presenta dos 

mecanismos de deformación distintos: formación de fallas inversas en la zona de 

Wadati-Benioff; y formación de fallas normales debido a las fuerzas de arrastre de la 

subducción o al plegamiento o curvatura de la placa que subduce (Isacks y Baranzagi, 

1977). Estos terremotos causan intensas sacudidas del terreno que afectan 

principalmente al centro y sur de El Salvador. El más reciente ejemplo de este tipo de 

eventos es el terremoto de El Salvador de enero de 2001 (Mw 7.7) producido por 

movimientos de falla normal sobre planos N 120º-130º E (Bommer et al., 2002), al igual 

que otros generados en la zona de subducción. Estos terremotos producen daños 

moderados en el continente. 

Los terremotos superficiales (h < 20 km) coinciden con el arco volcánico 

Cuaternario (Dewey et al., 2004), acomodan los movimientos de desgarre paralelos a la 

fosa (White et al., 1987) e históricamente se les han atribuido magnitudes moderadas 

(Mw 5.5-6.8). A lo largo de este trabajo demostraremos que existe una alta probabilidad 

de que se den en el futuro y se hayan dado en el pasado terremotos con magnitudes Mw 

> 7 en el arco volcánico salvadoreño. El último terremoto de importancia de estos 

eventos superficiales se produjo el 13 de febrero de 2001. A pesar de ser terremotos de 

menor magnitud que los de subducción, la poca profundidad a la que se generan, la baja 

recurrencia y proximidad a las poblaciones hace que estos eventos sísmicos generen 

mayor destrucción que los grandes terremotos de la fosa (White y Harlow, 1993). 

 29



1.4. Contexto geológico de El Salvador 

 30 

Históricamente se han producido un gran número de terremotos en El Salvador. 

Existe un registro de estos eventos desde 1524 para toda Centroamérica (Martínez, 

1978; White et al., 1987; White y Harlow, 1993) que incluye casi 23.000 terremotos, de 

los cuales 500 son de magnitudes mayores de 6 y unos 100 mayores de 7. En los 

últimos 100 años el país ha sufrido, al menos, 11 terremotos destructivos que han 

causado más de 3.000 víctimas (Bommer et al., 2002) debidas tanto al efecto directo de 

las sacudidas como a los deslizamientos de ladera inducidos (Fig. 1.18). 

El mayor terremoto que ha afectado a El Salvador en el siglo XX ocurrió en 

septiembre de 1915 con una magnitud Ms 7.8 y una profundidad de entre 45 y 60 km 

(Ambraseys y Adams, 2001). Este terremoto causó una amplia destrucción en el oeste 

del país, afectando particularmente a la ciudad de Juayúa (Lardé, 1960).  

Los terremotos de subducción del 28 de marzo de 1921 (Ms 7.4) y del 21 de 

mayo de 1932 (Ms 7.1) causaron daños moderados al este del país (Ambraseys y Adams, 

2001), posiblemente debido a su profundidad (170 y 150 km, respectivamente). El 

terremoto que tuvo lugar el 19 de junio de 1982 (Mw 7.2) al oeste de El Salvador dañó, 

sobre todo, el sur del país, destruyendo las casas de adobe y causando numerosos 

deslizamientos (Álvarez, 1982; Lara, 1983). Este evento fue muy similar al que se 

produjo el 13 de enero de 2001 en cuanto a la profundidad y al mecanismo focal, pero 

con menor magnitud (Mw 7.3). 

En cuanto a terremotos superficiales, durante el siglo XX se han dado al menos 

siete eventos de este tipo que causaron grandes daños. El 8 de junio de 1917 se produjo 

un terremoto al oeste de la capital del país, San Salvador, de magnitud Ms 6.7 (White y 

Harlow, 1993; Ambraseys y Adams, 2001) que destruyó las ciudades de Armenia, Ateos 

y Quetzaltepeque, entre otras. A este sísmo le siguió la erupción del volcán San 

Salvador, con la formación de flujos de lava derramados en la ladera norte. El 28 de 

abril de 1919 San Salvador sufrió un nuevo terremoto de poca profundidad y magnitud 

Ms 5.9. La ciudad de San Vicente, 40 km al este de San Salvador, fue duramente 

afectada por el terremoto del 20 de diciembre de 1936 (Ms 6.1) que causó más de 100 

muertos (Levin, 1940) y que fue localizado en el mismo lugar que el terremoto del 13 de 

febrero de 2001. El 25 de diciembre de 1937 un evento de Ms 5.8 se produjo cerca de la 

frontera con Guatemala, causando daños en las ciudades de Ahuachapán y Atiquizaya. 

Una serie de tres terremotos se sucedieron al este del país entre el 6 y el 7 de mayo de 

1951, con magnitudes Ms 5.9, 6.0 y 5.5, destruyendo las ciudades de Jucuapa y 

Chinameca y causando más de 400 muertos (Ambraseys et al., 2001).   



Marco geológico. 1 

 31 

Figura 1.17: Modelo digital del terreno (MDT) de El Salvador con las principales fallas activas y algunas fallas secundarias que han sido cartografiadas para este estudio y que 

componen la Zona de Falla de El Salvador (ZFES).  

 
 



1.4. Contexto geológico de El Salvador 
 

 
Figura 1.18: Imagen de RADAR SRTM de El Salvador con los terremotos históricos destructivos y los 

epicentros de los terremotos instrumentales (Mw >3.5, para el periodo de 1984 a 2001, catálogo 

completo) sacados del catálogo sísmico del USGS-NEIC. Los símbolos de mecanismos focales pequeños 

son la representación de los eventos de Mw > 5.5 (para el mismo periodo de 1984 a 2001, tomados de la 

base de datos de Harvard CMT) y los símbolos de mecanismo focal grandes son para eventos de Mw  > 

6.5 (sacados de Buforn et al., 2001). La línea blanca discontinua muestra la frontera de El Salvador. Ver 

completitud del catálogo sísmico en el Apéndice A. 

 

San Salvador es posiblemente la capital de Latinoamérica más frecuentemente 

dañada por terremotos. Dos de los peores se produjeron el 3 de mayo de 1965 (Ms 5.9) 

con 120 muertos (Lomnitz y Schulz, 1966) y el 10 de octubre de 1986 (Mw 5.7) con 

1.500 muertos y más de 100.000 hogares destruidos (Bommer y Ledbetter, 1987; EERI, 

1987; Harlow et al., 1993). Muchas de las estructuras que colapsaron durante el 

terremoto de 1986 habían sido dañadas por el de 1965, y posiblemente también por el 

terremoto de subducción de 1982. 

La mayoría de los terremotos superficiales que se producen en el arco volcánico 

están relacionados con la tectónica (con el movimiento de cizalla dextral). Este es el 

caso del enjambre de terremotos que se produjeron en abril de 1999 cerca del volcán 

San Vicente (Chichontepec), con más de 1.000 pequeños temblores, y el de julio de 

1975 en la misma zona. 

32 



Marco geológico. 1 

Existen numerosos estudios probabilísticos que intentan determinar la 

peligrosidad sísmica en El Salvador (Algermissen et al., 1988; Alfaro et al., 1990; Singh 

et al., 1993) y Centroamérica (Lindholm et al., 1995; Villagran, 1995). Los mapas de 

peligrosidad generados para periodos de retorno de 475 años difieren unos de otros en la 

distribución geográfica de la peligrosidad y en las aceleraciones máximas del terreno 

(Bommer et al., 1996). Después del terremoto de San Salvador de mayo de 1965, 

Rosenblueth y Prince (1966) propusieron dos zonaciones sísmicas para El Salvador, una 

para terremotos de subducción y otra para la sismicidad superficial. Sin embargo, no se 

ha incorporado dicha zonación a los códigos de diseño sísmico. 

Los deslizamientos inducidos por terremotos son muy comunes en 

Centroamérica pero los mecanismos que los desencadenan varían de un país a otro. En 

Guatemala y El Salvador se suelen producir caída de rocas y deslizamientos en las 

laderas volcánicas, sobre todo en aquellas con fuertes pendientes y materiales como la 

ceniza pumítica o las tefras. Aunque estos depósitos son capaces de crear paredes 

verticales en los barrancos y en los cortes de las carreteras, las fuertes lluvias o el 

movimiento del terreno producido por un terremoto o las erupciones volcánicas pueden 

hacer que estos escarpes cedan con mucha facilidad. El número de deslizamientos que 

inducen los terremotos en zonas con depósitos de cenizas son desproporcionadamente 

mayores comparados con los producidos por terremotos de igual magnitud en otras 

zonas del mundo. Evidencias históricas muestran que los deslizamientos en El Salvador 

(Fig. 1.22) inducidos por terremotos de subducción cubren un área mucho mayor que 

los producidos por terremotos en el arco volcánico (Bommer y Rodríguez, 2002). Los 

terremotos de enero y febrero de 2001 confirman esta afirmación. 

 

 

 33



1.4. Contexto geológico de El Salvador 
 

 

 
Figura 1.22: Fotografías de dos de los deslizamientos de tierras disparados por los terremotos de 2001 en 

El Salvador. 

  

34 



2. ANÁLISIS SISMOTECTÓNICO DEL TERREMOTO DE EL 

SALVADOR DEL 13 DE FEBRERO DE 2001 
 

2.1. INTRODUCCIÓN 

 

Hacia las 11:33 AM (hora local) del 13 de enero de 2001, un terremoto de 

magnitud Mw 7.6 (intensidad en la escala Mercalli Modificada, MM: VI-VII) se generó 

a unos 40 km mar adentro y a una profundidad de 20 km, frente a la costa de El 

Salvador, seguido de más de 3.000 réplicas registradas durante las siguientes semanas. 

Este evento está relacionado con la subducción de la placa de Cocos bajo Caribe y 

causó más de 900 muertos y daños severos en el país, sobre todo, en el centro y sur de 

este. Exactamente un mes después, el 13 de febrero de 2001, tuvo lugar un terremoto 

superficial (9 km de profundidad hipocentral) de magnitud Mw 6.6 relacionado, como 

más adelante detallaremos, con el movimiento de desgarre dextral de la Zona de Falla 

de El Salvador (ZFES) en el arco volcánico salvadoreño (Martínez-Díaz, et al., 2004). 

Este terremoto fue disparado por el cambio de esfuerzos estáticos que produjo en la 

zona el evento de enero (Benito et al., 2004; Martínez-Díaz et al., 2004). El terremoto 

de febrero disparó alrededor de 70 deslizamientos en El Salvador que se sumaron a los 

más de 500 que se generaron debido al terremoto de enero. A pesar de que el terremoto 

de enero fue de mayor magnitud que el de febrero, este último causó grandes daños y 

más de 300 muertos debido a su poca profundidad y a la cercanía a las zonas pobladas 

del país. En el último siglo han ocurrido en El Salvador varios terremotos destructivos 

similares a los que tuvieron lugar durante el año 2001 (Bommer et al., 2002), lo que es 

de esperar en una zona de contacto de placas con velocidades de convergencia de entre 

70 y 85 mm/a (DeMets, 2001) y tasa de deformación en la corteza superior intrapaca de, 

al menos, 8 mm/a (DeMets et al., 2008). Es muy posible que alguno de los terremotos 

históricos destructivos del Siglo XX en la zona hayan producido rotura de la superficie 

(el plano de rotura de la falla se propaga hasta llegar a la superficie).  

Anteriormente al estudio aquí presentado, la distribución de las fallas activas en 

El Salvador solo era conocida en términos generales (Martínez-Díaz et al., 2004; Corti 

et al., 2005), y no se habían llevado a cabo estudios detallados de reconocimiento de 

estructuras cosísmicas (estructuras producidas durante los movimientos sísmicos y 

generadas por ellos) después de los terremotos 

35 



2.1. Introducción 
 
 

Estas estructuras permiten analizar las características de la fuente geológica de 

los eventos sísmicos. Por ello, la ocurrencia del terremoto del 13 de febrero de 2001 

supuso una buena oportunidad para analizar la falla responsable del mismo desde el 

punto de vista sismotectónico. También fue importante en cuanto a la obtención de 

datos que permitan mejorar el entendimiento de las fuentes geológicas responsables de 

los terremotos históricos destructivos ocurridos en El Salvador.   

En este capítulo presentamos los resultados del análisis sismotectónico realizado 

en la ZFES, con especial atención al terremoto de febrero de 2001. La sismotectónica se 

encarga del estudio de las relaciones genéticas entre la actividad sísmica y la tectónica, 

incluyendo el análisis de los procesos precursores que acompañan a los terremotos, las 

estructuras geológicas regionales que los producen y las variaciones temporales y 

espaciales de dichos procesos y estructuras (McCalpin, 2009). Scholz (2002) define 

sismotectónica como el estudio de los terremotos desde su vertiente tectónica. 

Para la realización del estudio sismotectónico hemos analizado espacial y 

temporalmente la secuencia sísmica de 2001 y su relación con las estructuras y 

morfologías que se generan en la superficie. Se han estudiado las fotografías aéreas (a 

diversas escalas) y el modelo digital del terreno (MDT), con una resolución de 10 m, lo 

que unido a las observaciones de campo ha permitido identificar las fallas activas 

Cuaternarias de la zona. También hemos realizado campañas de campo para analizar la 

rotura superficial y otras estructuras secundarias asociadas al terremoto a lo largo de la 

traza de la falla cartografiada. Una parte muy importante de nuestro trabajo ha 

consistido en la creación del primer mapa de detalle de fallas activas en la zona donde 

se produjo el terremoto. Nuestro objetivo en este capítulo es presentar las evidencias de 

campo de la rotura superficial asociada al terremoto de El Salvador de febrero de 2001, 

definir la fuente sísmica de dicho terremoto y aproximar un tamaño de ruptura de la 

falla a partir de datos sísmicos y geológicos. El análisis espacial de la sismicidad y de 

los deslizamientos disparados por el terremoto nos ha ayudado a definir la longitud de la 

rotura superficial de la falla. Una vez determinado un modelo de rotura para la falla 

asociado al terremoto de febrero de 2001, hemos realizado un estudio del cambio de 

esfuerzos estáticos de Coulomb basado en los parámetros de dicho modelo y lo hemos 

comparado con la distribución espacial y temporal de réplicas. El análisis de los 

esfuerzos estáticos de Coulomb también nos ha ayudado a determinar la carga de 

esfuerzos producida por la secuencia de 2001 en las fallas activas de la zona. Este 

análisis tiene implicaciones muy importantes en la peligrosidad sísmica local. 

 36 



Análisis sismotectónico. 2 

37 

2.2. SECUENCIA SÍSMICA DE FEBRERO DE 2001  

 

El epicentro del terremoto de El Salvador de febrero de 2001 (MW 6.6) se 

localizó en las proximidades de la ciudad de San Vicente (13.621º N, 88.856º W), 

aproximadamente 30 km al este de San Salvador, la capital del país (red local de 

MARN-SNET, Ministerio de Medio Ambiente y Recursos Naturales-Servicio Nacional 

de Estudios Territoriales; www.snet.gob.sv/Geologia/Sismologia). El terremoto 

principal fue seguido de multitud de réplicas que cubrieron un área de unos 300 km² 

(Fig. 2.1 y 2.2a). La duración total del evento fue de 12 segundos (Bommer et al., 2002) 

y la profundidad focal de 9 km (red local de MARN-SNET). El mecanismo focal 

muestra un movimiento lateral sinestral en un plano de dirección N 7º E o un 

movimiento lateral dextral en el plano de dirección N 96º E. Estudios posteriores de la 

distribución de terremotos han concluido que el plano de deslizamiento más probable 

para el terremoto es el de dirección N 96º E (Bommer et al., 2002; Martínez-Díaz et al., 

2004).  

 

Análisis espacial y temporal de la secuencia de réplicas  

 

Las réplicas asociadas al terremoto de febrero de 2001 nos ayudan a determinar 

la geometría y tamaño del plano de rotura cosísmico que generó dicho terremoto. La 

figura 2.1 muestra la distribución de las réplicas ocurridas durante las 24 horas 

siguientes al evento principal que abarca un área de unos 60 km de largo y 20 km de 

ancho. Esta área la interpretamos como un valor máximo del tamaño del plano de rotura 

propiamente dicho, cuyo valor real debería ser inferior. En la mayoría de los grandes 

terremotos, las réplicas se producen rodeando la rotura principal (Das y Henry, 2003) 

gracias al aumento de los esfuerzos dinámicos y estáticos (Das y Scholz, 1981).  

 

 

 

 

 

http://www.snet.gob.sv/Geologia/Sismologia
http://www.snet.gob.sv/Geologia/Sismologia
http://www.snet.gob.sv/Geologia/Sismologia
http://www.snet.gob.sv/Geologia/Sismologia


2.2. Secuencia sísmica de febrero de 2001 

 
Figura 2.1: Mapa de El Salvador con la distribución de réplicas de las 24 horas posteriores al terremoto principal de febrero de 2001 y con magnitudes mayores de Mw 3. 

 38 



Análisis sismotectónico. 2 

 39 

 
Figura 2.2 (Página siguiente). 



2.2. Secuencia sísmica de febrero de 2001 

Figura 2.2: a) Sismicidad en la región central de la Zona de Falla de El Salvador durante los seis meses 

siguientes al terremoto de febrero de 2001. Los hipocentros y epicentros están tomados del catálogo del 

Servicio Nacional de Estudios Territoriales (SNET) de El Salvador (Buforn et al., 2001) y los 

mecanismos focales de los catálogos de Harvard Centroid Moment Tensor (CMT) y del USGS-NEIC. La 

sismicidad se ha agrupado en cuatro grupos de réplicas, las pertenecientes al terremoto principal aparecen 

en rojo, la pertenecientes a la réplica de Mw 4.6 del 17 de febrero en azul,  las de la réplica de Mw 4.9 del 

10 de abril las hemos representado en amarillo y por último las del evento de Mw 5.8 del 8 de mayo 

aparecen en verde. b) Histograma que representa el número de eventos en función del tiempo para un 

periodo que va desde el 13 de febrero a el 31 de mayo de 2001, donde se diferencian por colores las series 

asociadas al terremoto principal y a las réplicas más importantes. c) y d) vista en sección de la 

distribución de réplicas de la secuencia sísmica de 2001 paralela y perpendicularmente al plano de falla. 

En d) hemos representado el plano de falla que más se adapta a la distribución de las réplicas. SS = 

Volcán San Salvador; SV = Volcán San Vicente; y IL = Lago Ilopango. 

 

 

Las observaciones geológicas y morfológicas que hemos realizado y que 

expondremos a continuación nos llevan a concluir que la longitud de la rotura principal 

es de aproximadamente 20 km de largo. La figura 2.2 muestra la distribución de 

réplicas, relocalizadas por MARN-SNET con observaciones locales, por un periodo de 

seis meses después del terremoto principal. En la figura se distinguen multitud de 

pequeñas réplicas y tres de tamaño importante con su localización epicentral y las 

subseries de réplicas asociadas a ellas (colores azul, amarillo y verde de la figura 2.2b): 

febrero de Mw 4.6,  abril de Mw 4.9 y mayo de Mw 5.8 (Fig. 2.2a). Estas réplicas 

mayores produjeron daños significativos (Bommer et al., 2002) en una zona debilitada y 

muy dañada ya por los eventos de enero de Mw 7.6 y febrero de Mw 6.6. Al igual que 

las réplicas de las 24 horas posteriores al terremoto, la distribución de las réplicas de los 

seis meses siguientes se extiende a lo largo de, al menos, 50 km en dirección E-O en la 

zona del terremoto principal. Hacia el este la “nube” de réplicas se ensancha y gira 

ligeramente hasta ponerse con dirección ~N 105º E en la zona de la réplica de mayo 

(Fig. 2.2), lo que nos sugiere que la falla cambia algo su orientación hacia el este. En 

general, observamos las réplicas subparalelas al arco volcánico y a profundidades de 

menos de 15 km (Fig. 2.2c-d). La distribución espacial en sección sugiere buzamientos 

para el plano de falla principal de entre 70º y 85º S (Fig. 2.2d).  

 

 

 40 



Análisis sismotectónico. 2 

Puesto que las réplicas generalmente se extienden a lo largo de un área mayor 

que la afectada por la rotura principal, para estimar la longitud de esta rotura hemos 

comparado la distribución de la energía liberada durante el terremoto principal y la 

liberada por las réplicas durante las 24 horas siguientes al terremoto de febrero (Fig. 

2.3a y b). Para ello, hemos realizado mapas del momento sísmico usando la formulación 

de Kanamori (1977) para cada evento, creando celdas de 0,02 x 0,02 grados 

(aproximadamente 2,2 x 2,2 km) para cada intervalo de tiempo. La representación de la 

secuencia sísmica en términos de energía liberada es más efectiva que la representación 

de las réplicas ya que da una idea de la cantidad de caída de esfuerzo a lo largo del 

plano de falla (Selvaggi et al., 1997). 

La figura 2.3a muestra la energía liberada durante el terremoto principal 

calculada a partir del modelo de deslizamiento creado por Kikuchi y Yamanaka (2001). 

El deslizamiento cosísmico en los planos es irregular y varía desde un máximo de 3 m 

en la parte oeste de la rotura disminuyendo hacia el este y hacia arriba. El modelo de 

rotura de Kikuchi y Yamanaka (2001) sugiere 0,5 m de desplazamiento máximo sobre el 

plano en superficie a lo largo de unos 24 km en dirección E-O, alcanzando un 

desplazamiento máximo de unos 4 metros en la zona hipocental situada al oeste y una 

disminución progresiva del salto hacia arriba y hacia el este. La figura 2.3b muestra la 

energía liberada por las réplicas en las 24 horas posteriores al terremoto principal y en 

ella se observa una mayor liberación de la energía hacia el este. La distribución de las 

réplicas encaja muy bien con el modelo mecánico de falla propuesto por Scholz (1994) y 

que predice una densidad menor de réplicas cerca de la zona que ha sufrido una mayor 

caída de esfuerzos durante el evento principal y mayor liberación de energía por las 

réplicas en las zonas donde la falla ha sufrido una menor caída de esfuerzos.  

En definitiva, tanto la distribución espacial de réplicas como la distribución de la 

energía liberada y la distribución de los modelos previos de deslizamiento sobre el 

plano de falla indican que la falla responsable del terremoto del 13 de febrero de 2001 

fue la falla de dirección E-O, que habría provocado un desplazamiento cosísmico 

máximo en superficie de unos 50 cm en el sector centro-occidental de la rotura 

disminuyendo hacia el este. La dimensión total de la rotura alcanzaría unos 24 km de 

longitud. La ocurrencia de varias réplicas de elevada magnitud habría propagado la 

rotura lateralmente algunos kilómetros sobre la misma falla o sobre una falla secundaria 

de dirección ONO-ESE.  

 41



2.2. Secuencia sísmica de febrero de 2001 

 
Figura 2.3: a) Mapa de la energía total liberada durante el terremoto de febrero de 2001 basado en el 

modelo de deslizamiento cosísmico sobe el plano de falla creado Kikuchi y Yamanaka (2001) y que 

aparece dentro de la figura en la parte central superior. b) Mapa de la energía liberada por las réplicas 24 

horas después del terremoto principal. 

 42 



Análisis sismotectónico. 2 

2.3. ESTRUCTURA DE LA ZONA EPICENTAL 

 

En nuestro estudio hemos actualizado y completado las cartografías de fallas 

activas, tanto a nivel regional (Fig. 2.4) como en el área donde se produjo el terremoto 

de febrero de 2001 (Fig. 2.5), realizadas por Martínez-Díaz et al. (2004), Corti et al. 

(2005) y Agostini et al. (2006), donde se revelaba la existencia de una falla de desgarre 

dextral de gran importancia, la Zona de Falla de El Salvador (ZFES). Se ha identificado 

la traza de la falla que se reactivó durante el terremoto de 2001 y la geometría en 

superficie de la zona de falla y hemos reevaluando la segmentación propuesta hasta la 

fecha para la ZFES analizando el MDT, las fotos aéreas y los datos obtenidos en campo.  

Basándonos en la geometría, la distribución de la sismicidad, la morfología de la 

zona de falla y la segmentación propuesta por otros autores (Corti et al., 200; Agostini 

et al., 2006), hemos distinguido cinco segmentos principales para la ZFES. Desde la 

frontera con Guatemala, donde la ZFES probablemente se conecta con la falla de 

Jalpatagua, hasta el golfo de Fonseca (Fig. 2.4) hemos denominado a estos segmentos 

de oeste a este como: segmento Oeste, San Vicente, Lempa, Berlín y San Miguel. En la 

figura 2.5 se observa una cartografía de detalle de la estructura de los segmentos San 

Vicente y Lempa.  

Existen marcadas diferencias en cuanto a los patrones de fracturación y 

estructura en los diferentes segmentos (Fig. 2.4). Los segmentos San Vicente y Berlín 

tienen una zona de desplazamiento principal muy clara de dirección E-O, en la que se 

concentra la deformación, y varias fallas secundarias con direcciones NO-SE. El 

segmento San Vicente (Fig. 2.5) se extiende desde la caldera del Ilopango hasta las 

proximidades de la ciudad de San Vicente con una longitud aproximada de 21 km, 

mientras que el segmento de Berlín tiene unos 24 km de largo desde el río Lempa hasta 

el volcán Berlín. Desde San Vicente hasta el río Lempa se extiende una zona que hemos 

denominado el segmento Lempa (Fig. 2.5), de aproximadamente 28 km de largo, donde 

la deformación se distribuye en una banda con una anchura de unos 15 km. En este 

segmento, los depósitos volcánicos de las sierras que rodean el valle del Lempa, así 

como el relleno aluvial del mismo se encuentran afectados por tres tipos de fallas: fallas 

normales de direcciones NNO-SSE y NO-SE, con una fuerte componente horizontal, y 

fallas de desgarre de dirección E-O (Fig. 2.5). Algunas de las fallas normales presentan 

sus extremos con cierta rotación asociada a perturbaciones locales del campo de 

esfuerzos. 

 43



2.3. Estructura de la zona epicentral 

 44 

El último de estos cuatro segmentos mayores, el segmento de San Miguel, se 

extiende unos 50 km desde las proximidades del volcán San Miguel hasta el golfo de 

Fonseca, en el que presenta una menor homogeneidad estructural y comprende un gran 

número de pequeñas fallas en-echelon que se relevan hacia la izquierda y sin una zona 

de falla principal que concentre la deformación. La morfología, estructura y sismicidad 

de este segmento es consistente con un estadio de desarrollo temprano de las zonas de 

fallas de desgarre (Sylvester, 1988), que puede estar asociado a una menor tasa de 

movimiento. 

Al oeste de San Salvador, la ZFES no es tan clara en términos geométricos y 

morfológicos pero podemos inferir la existencia de otro segmento, segmento Oeste (Fig. 

2.4), basándonos en la presencia de algunas fallas aisladas pero bien desarrolladas de 

direcciones E-O, NO-SE y NNO-SSE. Se trata de un segmento con una deformación 

distribuida en una banda muy ancha en el que interaccionan fallas secundarias de 

distintas direcciones y cinemáticas. Este segmento, aún muy poco estudiado, enlazaría 

con la falla de Jalpatagua.  

 

 

 

 

 



Análisis sismotectónico. 2 

 
Figura 2.4: Modelo digital del terreno (MDT) con las principales fallas activas y los segmentos que componen la Zona de Falla de El Salvador. La zona incluida en el 

rectángulo aparece ampliada en la figura 2.5. Las trazas rojas representan las zonas de desplazamiento principal, es decir, las fallas donde se concentra la mayor parte de la 

deformación. 

 45 



2.3. Estructura de la zona epicentral 

 46 

 
Figura 2.5: Mapa de fallas activas de los segmentos San Vicente y Lempa. 



Análisis sismotectónico. 2 

2.4. ANÁLISIS DE LAS DEFORMACIONES COSÍSMICAS EN EL SEGMENTO 

SAN VICENTE 

 

Uno de los principales objetivos de nuestro análisis sismotectónico es determinar 

si el terremoto de febrero de 2001 de El Salvador produjo rotura superficial asociada al 

movimiento de alguna de las fallas activas que componen la ZFES. Parar alcanzar 

nuestro objetivo hemos recopilado información sobre la deformación del terreno 

asociada al terremoto, tanto a lo largo de la traza de las fallas como en los alrededores 

de estas. El análisis de la deformación cosísmica ha consistido en una revisión de las 

fotografías aéreas y de campo tomadas en las horas posteriores al evento sísmicos, así 

como un trabajo de campo exhaustivo en la zona afectada con el objetivo de identificar 

cualquier estructura susceptible de haber sido producida por dicho terremoto. Debemos 

tener en cuenta que las campañas de campo las realizamos entre los años 2005 y 2008. 

En el tiempo transcurrido desde que tuvo lugar el terremoto hasta nuestra primera 

campaña sin duda se perdieron muchos indicios de daños y estructuras cosísmicas que 

habrían sido fundamentales a la hora de determinar los parámetros de la fuente sísmica. 

No obstante, pudimos contar con un amplio registro de daños (fracturas y grietas en 

carreteras y caminos, deslizamientos de tierras y daños en zonas urbanas) gracias a la 

recopilación de fotografías e informes de los equipos de respuesta ante emergencias 

(informes internos del SNET y comunicaciones personales de su director Manuel Díaz, 

2008). Con posterioridad a la recopilación de dicha información, visitamos las zonas 

más afectadas y las que pudieron sufrir la rotura de la superficie durante el terremoto y 

cartografiamos en detalle numerosas estructuras a lo largo de los segmentos San Vicente 

y Lempa (Fig. 2.6). Durante estas campañas de campo también mantuvimos contacto 

con la gente de las zonas más afectadas entrevistando a los testigos presénciales de la 

formación de estructuras cosísmicas.  

La presencia de testigos, junto con la existencia de fotografías tomadas poco 

tiempo después del terremoto, han sido de gran ayuda a la hora de determinar el 

momento exacto en el que se produjeron ciertas estructuras. Esto es de suma 

importancia para averiguar si estas estructuras son cosísmicas o no, puesto que solo las 

deformaciones cosísmicas nos hablan de los parámetros de la rotura. Nuestro trabajo 

incluye solo las estructuras producidas por el terremoto de febrero de 2001 que nos han 

sido útiles a la hora de asignar una localización y un tamaño mínimo de rotura para la 

fuente sísmica.  

 47



2.4. Análisis de las deformaciones cosísmicas en el segmento San Vicente 

 
 
Figura 2.6: a) Mapa de parte del segmento San Vicente con los puntos donde hemos encontrado 

estructuras generadas por el terremoto de El Salvador de febrero de 2001. Ls 1, 2 y 3 muetran los grandes 

deslizamientos producidos por el terremoto. SR 1-5 son los lugares donde hemos encontrado roturas 

superficiales de la falla. b) De izquierda a derecha se muestra la fotografía del deslizamiento del río Jiboa 

(aparentemente controlado por el plano de rotura del terremoto principal), del desplazamiento de un 

bordillo y de grietas longitudinales a lo largo de la traza de la falla.  

 

En este trabajo hemos dividido las estructuras de deformación cosísmicas en 

estructuras sobre la falla propiamente dicha y estructuras fuera de la traza de la falla. El 

objetivo es diferenciar aquellas estructuras que se relacionan directamente con el 

movimiento cosísmico de la falla y las que están más relacionadas con el movimiento 

vibratorio del terreno debido a las sacudidas producidas por el terremoto y a la rotura de 

planos de falla secundarios. Las estructuras producidas en la falla que identificamos en 

este estudio incluyen escarpes de falla (con medidas de desplazamientos) y fisuras 

(grietas de apertura o fallas sin marcadores de desplazamiento) que ocurren a lo largo de 

las trazas de falla cartografiadas. Estas estructuras son la expresión de la rotura 

superficial debida a un terremoto. Las estructuras producidas fuera de la traza de la falla 

incluyen grietas y fracturas en suelos, carreteras y edificios relacionadas con 

movimientos de tierra, deslizamientos, colapsos, licuefacciones y subsidencia 

diferencial de sedimentos poco consolidados. Todas ellas disparadas por el terremoto. 

 48 



Análisis sismotectónico. 2 

 A pesar de que ninguna de las estructuras observadas y/o fotografiadas después 

del terremoto de El Salvador de febrero de 2001 había sido atribuida en el pasado a la 

rotura superficial de una falla, nuestra evaluación sobre el origen de algunas de estas 

estructuras indica que hubo dicha rotura de la superficie. Los criterios para identificar 

las roturas superficiales han sido: la presencia de movimientos coherentes con el resto 

de los datos del terremoto (por ejemplo con el mecanismo focal y con la cinemática 

regional de la ZFES); la existencia de testigos que corroboren su formación durante el 

terremoto; o que la estructura se sitúe en la traza de la falla. 

 

Estructuras de deformación sobre la falla 

 

A lo largo de la ZFES, y más concretamente en el segmento San Vicente, hemos 

identificado la rotura del terremoto de El Salvador de febrero de 2001 en dos 

afloramientos de forma clara (SR1 y SR2 en la Fig. 2.6) y en otros tres afloramientos de 

forma menos clara pero plausibles (SR3, SR4 y SR5 en la Fig. 2.6). 

La situada más al oeste (SR1), cerca de los deslizamientos Ls1 y Ls2, está 

formada por dos planos de rotura paralelos con dirección aproximada N 100º E y un 

desplazamiento mínimo de 0,6 m debido a un movimiento horizontal dextral (Fig. 2.7). 

En la figura se observa como la falla desplaza claramente el bordillo de la carretera 

próxima al pueblo de El Carmen. La posición de esta estructura en una zona plana sin 

escarpes importantes cercanos y su cinemática de desgarre puro descartan posibles 

movimientos gravitacionales como origen de la misma. La otra rotura superficial clara 

se observa en la carretera Panamericana (SR2 en la Fig. 2.6), 9 km al este de SR1. Esta 

estructura se identificó tanto en la foto aérea tomada un día después del terremoto como 

en las observaciones de campo (Fig. 2.8). El desplazamiento cosísmico mínimo 

observado en este punto es de 0,2 m debido a un movimiento horizontal puro que forma 

una estructura de desgarre dextral de unos 20 m de ancho con fallas en-echelon y 

Riedels (Fig. 2.8). El deslizamiento en esta rotura superficial ha sido medido en los 

extremos de la carretera donde aún hoy es visible en el basamento del firme actual (Fig. 

2.8, foto central superior). 

 

 49



2.4. Análisis de las deformaciones cosísmicas en el segmento San Vicente 

 50 

Figura 2.7: Fotografía de la rotura superficial SR 1 en el segmento San Vicente de la ZFES (mirar figura 

2.6 para su localización). En ella aparecen dos planos paralelos con un desplazamiento dextral total de 

unos 0,6 m y sin desplazamiento vertical.  

 

 

 

 

 



Análisis sismotectónico. 2 

 51 

Figura 2.8: Ruptura superficial cosísmica SR 

2 del segmento San Vicente en la carretera 

Panamericana (mirar figura 2.6 para su 

localización). Las fotografías y los esquemas 

tectónicos muestran la complejidad de las 

estructuras generadas en zonas de desgarres.  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 
 



2.4. Análisis de las deformaciones cosísmicas en el segmento San Vicente 

 
Figura 2.9: Foto y esquema de la rotura superficial SR 3 donde se muestra una fractura con movimiento 

de falla de desgarre dextral oblicuo (mirar figura 2.6 para su localización). 

 

Las otras tres roturas superficiales identificadas (SR3, SR4 y SR5 en la Fig. 2.6) 

están a lo largo de la traza de la falla y sus desplazamientos son coherentes con los datos 

del terremoto, pero no hemos encontrado testigos que puedan corroborar su formación 

durante el mismo, por lo tanto las consideramos como posibles roturas superficiales. 

La primera de ellas (SR3) es una grieta abierta con un salto horizontal dextral 

mínimo de 0.6 m (Fig. 2.9) a lo largo de una falla de dirección N 95º E. La segunda 

(SR4) claramente desplaza el lateral de un camino (Fig. 2.10) según una falla de 

dirección N 100º E, de forma muy parecida a lo que ocurría en la rotura superficial SR1, 

con un desplazamiento horizontal dextral mínimo de 0,4 m. La última de estas tres 

posibles roturas superficiales (SR5) aparece en la escuela de un pequeño pueblo llamado 

El Carmen (Fig. 2.11), situado justo encima de la traza principal de la falla y cuya 

destrucción causó la muerte de varios niños.  

 52 



Análisis sismotectónico. 2 

La falla aquí tiene una dirección E-O y discurre por debajo del suelo de la 

escuela formado por baldosas que, al moverse a causa del desplazamiento diferencial 

del sustrato del solado debido al movimiento dextral de la falla, generó pequeños 

movimientos individuales de desgarre dextral distribuidos, que sumados nos dan un 

desplazamiento total de un mínimo de 0,3 m. Esta estructura se ha identificado gracias a 

una fotografía tomada poco tiempo después del terremoto. Hoy en día la escuela de El 

Carmen se encuentra en otra zona del pueblo y no quedan vestigios de la antigua 

edificación salvo una losa de cemento construida tras la catástrofe. 

 

 
Figura 2.10: Rotura superficial SR 4 donde se muestra un plano de falla N 100º con movimiento de 

desgarre dextral puro de unos 42 cm (mirar figura 2.6 para su localización).  

 

 

 

 

 

 

 

 53



2.4. Análisis de las deformaciones cosísmicas en el segmento San Vicente 

 
Figura 2.11: Rotura superficial SR 5 donde se muestran los movimientos de desgarre dextral de las 

baldosas del suelo de la escuela de El Carmen a lo largo de planos de dirección N 90º aproximadamente 

(mirar figura 2.6 para su localización). 

 

Teniendo en cuenta estos datos, los desplazamientos cosísmicos se van haciendo 

menores según vamos hacia el este del segmento. La carretera Panamericana, sobre todo 

donde esta coincide con la traza de la falla, sufrió la formación de numerosas grietas en 

el pavimento (Fig. 2.12). Sin embargo, no todas estaban relacionadas con el movimiento 

de la falla. 

 

 

 
Figura 2.12: Fracturas producidas en la carretera Panamericana debido al terremoto de febrero de 2001 

por fracturas secundarias y asentamientos diferenciales. 

 

 54 



Análisis sismotectónico. 2 

Las dos roturas superficiales claras y las tres posibles que hemos encontrado han 

sido representadas en un gráfico desplazamiento-distancia a lo largo de la falla (Fig. 

2.13). El gráfico muestra una disminución de los desplazamientos horizontales hacia el 

este que es coherente con el modelo sismológico de deslizamiento realizado por Kikuchi 

y Yamanaka en 2001 (Fig. 2.3a). La ausencia de afloramientos en el sector oeste del 

segmento impide conocer si este gradiente de desplazamiento se da también hacia el 

oeste. 

 

 
 

Figura 2.13: Gráfico desplazamiento-distancia a lo largo de la falla donde se representan los cinco puntos 

de  observación de la rotura superficial encontrados a lo largo del segmento San Vicente. El origen de la 

gráfica es el límite oeste del segmento.  

 

Estructuras de deformación fuera de la falla  

 

El principal y más destructivo efecto de las sacudidas o temblores producidos 

por los terremotos son los deslizamientos de tierra. Debido al terremoto de febrero de 

2001, un área de unos 2.500 km² se vio afectada por deslizamientos y otros efectos 

geológicos relacionados.  

 

 

 55



2.4. Análisis de las deformaciones cosísmicas en el segmento San Vicente 

Estos procesos fueron particularmente abundantes en zonas con una potente capa 

de la formación Tierra Blanca compuesta por depósitos poco consolidados  de tefras e 

ignimbritas del Pleistoceno superior y el Holoceno procedentes de erupciones de la 

caldera de Ilopango (Rose et al., 1999), así como en las zonas con abundante materiales 

retrabajados de estas y otras tefras.  

García-Flórez (2008) y Tsige et al. (2008) crearon un mapa de distribución y 

localización de más de 40 deslizamientos de tierras y caída de rocas disparados por los 

terremotos de enero y febrero de 2001 (Fig. 2.14). En nuestro trabajo hemos obviado 

aquellos deslizamientos que se produjeron debido al terremoto de enero y los generados 

en las laderas del volcán San Vicente y del lago Ilopango (aunque aparecen 

representados en la figura 2.14). La distribución espacial del resto de deslizamientos se 

adapta a una banda de unos 25 km de largo muy similar a la que hemos obtenido de la 

distribución de réplicas (Fig. 2.2) y del modelo de deslizamiento (Fig. 2.3). Los 

deslizamientos mayores y más destructivos se situaron cerca de la traza principal de la 

ZFES en el segmento San Vicente (Ls1, Ls2 y Ls3 en las figuras 2.6 y 2.14), debido 

probablemente a la canalización de la energía a través del plano de falla lo que generó 

picos de aceleración en el suelo a lo largo de la traza de la falla (Tsige et al., 2008).  

 

 
 

Figura 2.14: Distribución de deslizamientos disparados por el terremoto de El Salvador de 2001. En el 

mapa podemos apreciar una gran concentración de deslizamientos en los márgenes con más pendiente de 

la caldera de Ilopango, en las laderas del volcán San Vicente y a lo largo del segmento San Vicente de la 

ZFES. Ls1, 2 y 3 representan tres de los más importantes deslizamientos producidos por el terremoto.   

 56 



Análisis sismotectónico. 2 

En 2001 se produjeron abundantes estructuras de deformación secundarias en los 

alrededores de las fallas además de los deslizamientos. Estas estructuras se atribuyen 

también a las sacudidas producidas por el terremoto y son sobre todo fisuras de 

dirección E-O, fracturas en-echelon (Fig. 2.15a) a lo largo de las zonas elevadas 

topográficamente donde se amplifica el movimiento y existe capacidad de expansión 

lateral del terremoto, y alguna licuefacción. Los asentamientos diferenciales de los 

materiales, así como las grietas producidas en los rellenos artificiales, también causaron 

daños importantes en estructuras de ingeniería, edificios y carreteras por todo el país 

(Fig. 2.15b).  

 

 
Figura 2.15: Fotografías de estructuras producidas por el terremoto de febrero de 2001 en el segmento 

San Vicente. a) Fracturas en-echelon aparecidas en una zona elevada cerca de la traza de la falla. b) 

Fracturas que cruzan la carretera Panamericana. 

 57



 

2.5. PARÁMETROS DE LA FUENTE SÍSMICA: INTEGRACIÓN DE DATOS 

SÍSMICOS Y GEOLÓGICOS 

 

A lo largo de este capítulo hemos utilizado la distribución de la sismicidad, la 

energía liberada por el terremoto en forma de momento sísmico, el modelo de 

deslizamiento de Kikuchi y Yamanaka (2001), el mapa de fallas activas de la zona, 

observaciones de deformaciones cosísmicas en la falla y en sus alrededores y la 

distribución del deslizamiento sobre la falla para definir los parámetros sísmicos de la 

fuente del terremoto de El Salvador de febrero de 2001. El objetivo fundamental es 

determinar la falla que generó el terremoto y, si es posible, los parámetros de rotura de 

dicha falla, es decir, el área de rotura y el deslizamiento cosísmico.  

Hasta el momento, y gracias sobre todo a la aparición de las roturas superficiales 

cosísmicas anteriormente descritas a lo largo de la traza de falla activa de dirección E-O 

en el área de la secuencia sísmica del 2001, podemos ratificar que la rotura de la ZFES 

es la responsable del terremoto de El Salvador de febrero de 2001, como propone 

Martínez-Díaz et al. (2004) en un estudio regional. La distribución espacial de las 

réplicas (Fig. 2.1 y 2.2) y de los deslizamientos (Fig. 2.14) también nos sugiere que la 

rotura se produjo con dirección E-O, paralelamente al arco volcánico y a la ZFES. Los 

desplazamientos horizontales dextrales que muestran las roturas superficiales del 

terreno, las direcciones E-O de los planos de falla implicados en estas roturas (Fig. 2.6-

2.11), así como los buzamientos hacia el sur de dichos planos que hemos obtenido de la 

distribución de las réplicas mediante representaciones en alzado (Fig. 2.2), coinciden 

con el mecanismo focal propuesto para el terremoto Buforn et al. (2001)  

 Podemos aproximar una longitud de la rotura de la falla asociada al terremoto 

de febrero de 2001 a partir de la distribución de las réplicas, los mapas de energía 

liberada y la distribución espacial de las estructuras cosísmicas. La distribución de las 

réplicas producidas hasta seis meses después del terremoto principal cubre los 

segmentos de San Vicente y Lempa, una zona de unos 50 km de longitud. Esto 

representaría un área mucho mayor que la propuesta por Kikuchi y Yamanaka (2001) en 

su modelo de deslizamiento (Fig. 2.3a) y excesiva para un terremoto de Mw 6.6. Este 

último se extiende solo a lo largo del segmento de San Vicente, unos 21 km.  

 

 

 58 



Análisis sismotectónico. 2 

 59

Los mapas de energía liberada (Fig. 2.3) coinciden con la distribución de 

deslizamientos disparados por el terremoto que implica unos 25 km desde el lago 

Ilopango (incluido) hasta la ciudad de San Vicente. De la misma manera, las 

observaciones geológicas que hemos llevado a cabo en la zona muestran roturas 

superficiales del segmento de San Vicente a lo largo de al menos 12 km (Fig. 2.6). 

Interpretamos, por todo ello, que el terremoto de febrero de 2001 fue el resultado 

de la rotura de dicho segmento a lo largo de un mínimo de 12 km, aunque muy 

posiblemente alcanzara los más de 20 km del total del segmento San Vicente. Hemos 

encontrado gran dificultad a la hora de determinar si la rotura se extendió a la caldera 

del Ilopango o si se frenó en su margen este, pero considerando los datos estimamos que 

la rotura no debió superar los 21 km.   

El momento sísmico del terremoto de 2001 fue de 6.05 - 8.1 x 1018 Nm (Tabla 

2.1). A través de los parámetros de la falla obtenidos de observaciones geológicas y de 

la interpretación geométrica de la secuencia sísmica podemos evaluar si dichos 

parámetros de falla se ajustan a la energía que fue liberada durante el terremoto. Esto lo 

podemos hacer utilizando la ecuación de Aki y Richards (1980), que relaciona momento 

sísmico con la rigidez de la corteza, el área de la falla y el promedio del desplazamiento 

del plano de falla (Mo = μ a d), donde µ es el módulo de rigidez de los materiales de la 

corteza (normalmente 3 x 1011 Nm), a es el área de rotura y d es el desplazamiento 

medio. También es posible calcularlo mediante relaciones de escala de rotura en fallas 

derivadas de datos sísmicos históricos como son las relaciones empíricas de Wells y 

Coppersmith (1994).  

 

 



2.5. Parámetros de la fuente sísmica: integración de datos sísmicos y geológicos 
 

 60 

 

HARVARD 

(CMT) 

 

 

USGS (CMT) 

 

BUFORN ET AL., 

2001 

Inversión de ondas P

 

 

MARN-

SNET 

 

BOMMER ET AL., 

2002 

 

WELLS& 

COPPERSMITH, 1994

Relaciones empíricas 

 

ESTE ESTUDIO 

 

Mo = 8.1*1018 Nm 

Mw = 6.6 

Hora 14:22:16.40 

Localización Epicentral: 

Lat 13.98º N; Lon 88.97º 

W 

Prof: 15 km 

p1: STK: 276º; DP: 74º; 

slip: -175º 

p2  STK: 7º; DP: 86º; 

 slip: -16º 

Ejes T, NYP 

1.(T) VAL = 8.50; PL = 

14; 

AZM = 233 

2.(N)  VAL = - 0.83;  

PL = 73; AZM = 22 

3.(P) VAL = -7.66 ; PL = 

8; 

AZM = 141 

 

Mo = 6.2*1018 Nm 

Mw = 6.5 

Hora 14:22:05.82 

Localización Epicentral : 

Lat 13.67º N; Lon 88.94º 

W 

Prof : 15 km 

p1: STK: 96º; DP: 81º;  

slip: -178º 

p2  STK: 6º; DP: 88º; 

 slip: -9º 

Ejes T, NYP 

1.(T) VAL = 6.17; PL = 

5; 

AZM = 51 

2.(N)  VAL = - 0.02;  

PL = 81; AZM = 173 

3.(P) VAL = -6.14 ; PL 

= 7; 

AZM = 321 

 

Mo = 6.05*1018 Nm 

Mw = 6.5 

Hora 14:22:16 

Localización Epicentral : 

Lat 13.60º N; Lon 88.96º 

W 

Prof : 14 km 

STF: 14S 

p1: STK: 90º; DP: 191º;  

slip: -180º 

p2  STK: 90º; DP: 101º; 

 

 

 

Mw = 6.6 

Hora 08:22 

Localización 

Epicentral : 

Lat 13.60º N; Lon 

88.85º W 

Prof : 9 km 

Localización:  

Lat 13.621ºN 

Long 88.856º W 

San Vicente  

 

 

Mo = 6.05*1018 Nm  

 Localización Epicentral 

: 

Prof : 14 km 

Duración: 12 s 

Falla de desgarre con 

plano de falla 

subparalelo a la fosa 

tectónica 

 

AD = 0.37 m 

SRL = 19.3 km 

RA = 370.4 km2 

RLD = 33.4 km 

Parámetros derivados de 

relaciones de escala.  

Mw = 7.04 + 0.89 log AD; 

Mw = 5.16 + 1.12 log SRL;  

Mw = 3.98 + 1.02 log RA; 

Mw = 4.33 + 1.49 log RLD,  

Mw = magnitud  

AD = desplazamiento medio  

SRL = longitud de la rotura 

superficial  

RA = área de rotura 

RLD = longitud de la rotura 

subsuperficial 

 

AD = 0.42 m 

SRL = 12 - 21 km 

RA = 315 km2 

Parámetros derivados de 

datos de campo de 

nuestros estudio y de 

información sísmica, con 

la rotura del segmento 

San Vicente como la 

fuente del terremoto de 

febrero de 2001  

Localización:  

Lat 13.621ºN 

Long 88.856º W San 

Vicente  

ZONA DE FALLA DE 

EL SALVADOR, falla 

de desgarre con plano 

paralelo al arco 

volcánico 

TABLA 2.1. Parámetros del terremoto de El Salvador de febrero de 2001. 

 



Análisis sismotectónico. 2 

Los datos sismológicos sugieren que el terremoto principal rompió un plano de 

falla con buzamiento ~70º SO con una anchura en profundidad de ~ 15 ± 2 km (Tabla 

2.1) apareciendo el 95% de las réplicas a profundidades por encima de los 15 km. La 

longitud mínima de rotura, como ya hemos dicho, fue de 12 km, por lo que el área de la 

falla que rompió durante el terremoto de febrero de 2001 tiene como mínimo 180 km2 

siendo más probable un área de 315 km2 que implique la rotura de todo el segmento San 

Vicente (21 km) y que coincide con la distribución de las réplicas de las primeras horas 

tras el terremoto principal. Utilizando la ecuación de Aki y Richards (1980) para estos 

parámetros obtenemos un desplazamiento medio del plano de falla de ~0,6 m, lo que es 

coherente con los 0.42 m obtenidos de nuestros datos de campo y con los 0,5 m de 

deslizamiento medio del plano de falla en superficie sugeridos por el modelo de Kikuchi 

y Yamanaka en 2001 (Fig. 2.3a). Por medio de las relaciones empíricas de Wells y 

Coppersmith (1994), que relacionan la magnitud con el deslizamiento medio en 

superficie y con la longitud de rotura (Tabla 2.1), hemos obtenido 0,37 m de 

deslizamiento medio para terremotos con magnitudes de Mw 6.6 y longitudes de rotura 

de 19,3 km, lo que se ajusta a nuestros datos señalando a la rotura del segmento San 

Vicente como la responsable del terremoto de El Salvador de febrero de 2001.  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 61



 

2.6. TRANSFERENCIA DE ESFUERZOS ESTÁTICOS: IMPLICACIONES EN 

LA PELIGROSIDAD SÍSMICA  

 

Las primeras determinaciones de las modificaciones de esfuerzos estáticos 

ocasionadas por terremotos comenzaron con Smith y Van der Lindt (1969), Rybicki 

(1973), Yamashina (1978), Das y Scholz (1981) y Stein y Lisowski (1983). Pero no 

tuvieron repercusión debido a la baja magnitud de los cambios detectados (alrededor de 

0.1 MPa ó 1 bar), valor que representa solamente una fracción de la caída de esfuerzos 

total ocasionada por los terremotos. Durante los últimos diez años, las observaciones 

sísmicas realizadas en distintas zonas sismogenéticas y diferentes magnitudes de 

terremotos en todo el mundo han indicado que variaciones de los esfuerzos estáticos 

menores de 1 bar son capaces de inducir la reactivación de fallas cercanas cuando se 

encuentran próximas a la rotura, ya sean produciendo réplicas o terremotos principales. 

Este fenómeno ha sido descrito como procesos de Triggering (King at al., 1994; Harris 

et al., 1995). También se ha comprobado que dichos procesos son capaces de generar 

cambios en la tasa sísmica de una zona, incrementándola o reduciéndola en los meses 

sucesivos a la ocurrencia de un evento sísmico (Reasenberg y Simpson, 1992; Stein, 

1999). En muchos de los trabajos de procesos de Triggering se han utilizado cálculos de 

la modificación de esfuerzos de Coulomb determinados a partir de un modelo elástico 

de dislocación del evento principal, ya sea siguiendo a Chinnery (1963),  Weertman y 

Weertman (1964) u Okada (1992), y analizan la distribución geográfica de la sismicidad 

en comparación con la distribución de los cambios de esfuerzos. 

 La mayoría de los estudios encuentran una correlación positiva entre el número 

o tasa de réplicas, o la ocurrencia de otros eventos principales, con las regiones donde el 

cambio de esfuerzo indica un aumento. Los procesos de Triggering se atribuyen al 

Cambio de Esfuerzos de Coulomb (CFS): 
 

(ΔCFS = Δτslip + μ(Δσn + ΔP))    

ΔCFS>0 (Falla es cargada) 

ΔCFS<0 (Falla es relajada = sombra de esfuerzo) 

Δτslip es el esfuerzo de cizalla inducido por el primer terremoto sobre la falla del 

segundo terremoto según la dirección de deslizamiento de ésta. 

 62 



Análisis sismotectónico. 2 

Δσn  es el cambio de esfuerzo normal según la perpendicular al plano de falla del 

segundo terremoto. 

La sombra de esfuerzo se mantiene en el tiempo en función del proceso de 

recarga tectónica de la falla a largo plazo (Simpson y Reasemberg, 1994; Deng y Sykes, 

1997; Lienkaemper et al., 1997). Muchos autores simplifican la ecuación usando un 

coeficiente de fricción aparente, μ’, asumiendo un valor para la presión de fluidos P 

(Harris, 1998). 

 

(ΔCFS = Δτslip + μ’Δσn) 

 

Nosotros hemos estimado el CFS en un medio elástico siguiendo el método de 

Okada (1992), usando un valor del módulo de cizalla de 3,2 x 1010 N m-2 y 0,25 para el 

coeficiente de Poisson. Se ha utilizado 0,4 para el coeficiente de fricción aparente 

basándonos en los estudios de Deng y Sykes (1997). Valores de entre 0,2 y 0,6 para el 

coeficiente de fricción aparente no inducen ningún cambio significativo en los 

resultados. 

El terremoto de febrero de 2001 en el segmento San Vicente generó un aumento 

hacia el este (segmentos Lempa y Berlín) de los esfuerzos estáticos (Fig. 2.16). Por ello 

consideramos que la probabilidad de rotura de las fallas que estén bien orientadas en 

dichas zonas se ha incrementado. De hecho, la mayoría de la sismicidad ocurrida desde 

2001 a la actualidad se ha producido a lo largo de la ZFES y del arco volcánico allí 

donde los modelos predecían aumentos de esfuerzos estáticos (Fig. 2.17). 

Gracias al análisis de la secuencia sísmica de 2001 hemos interpretado que las 

réplicas de la zona del río Lempa (epicentros en verde en la figura 2.2) fueron inducidos 

por un cambio de esfuerzos estáticos producido por el terremoto principal y que no 

estaban relacionadas con la rotura de la falla principal. Para discutir la validez de esta 

afirmación y para determinar el estado de carga estática de esfuerzos posteriores al 

evento en los segmentos de la ZFES adyacentes al reactivado en 2001, hemos 

modelizado el cambio de esfuerzos estáticos de Coulomb producido por el terremoto 

principal y las réplicas más importantes sobre los planos de las falla activas 

cartografiadas en la zona, a las cuales nos referiremos como “fallas receptoras” (la 

Tabla 2.2 contiene los parámetros del modelo). 

 63



2.6. Transferencia de esfuerzos estáticos: implicaciones en la peligrosidad sísmica 
 

Como ya hemos descrito, la caída de esfuerzos en el plano de falla debido a un 

terremoto produce un incremento en el esfuerzo efectivo de cizalla alrededor del área de 

rotura (Chinnery, 1963). Esta transferencia de esfuerzos estáticos puede explicar la 

formación y localización de réplicas y puede disparar otros terremotos a largas 

distancias de la “falla promotora”, incluso decenas de kilómetros, en las zonas donde los 

esfuerzos de Coulomb aumentan. Este fenómeno, denominado Triggering (King at al., 

1994; Harris., 1998), se ha podido documentar en numerosos trabajos (por ejemplo 

Jaume y Sykes, 1992; King et al., 1994; Toda et al., 1998), indicando que variaciones 

pequeñas de esfuerzos estáticos (~1bar) son capaces de inducir la activación de fallas 

cercanas que estuvieran próximas a la rotura, ya sea con la formación de réplicas o de 

otros terremotos principales.   

Durante nuestro estudio hemos desarrollado varios modelos de transferencia de 

esfuerzos de Coulomb entre las fallas fuente o “promotoras” y las “receptoras” para dos 

fuentes de ruptura: la asociada a la rotura del terremoto (Mw 6.6) del 13 de febrero de 

2001, y la asociada a la réplica (Mw 5.8) del 8 de mayo. La geometría de la ruptura que 

hemos utilizado para la réplica está basada tanto en datos geológicos como sísmicos y 

define un área de 8 x 5 km con un plano que llega hasta los 7 km de profundidad y una 

orientación del plano de falla de N 106º/85º N. Las “fallas receptoras” son las 

identificadas en la cartografía de fallas activas de la zona y presentan cuatro 

orientaciones y cinemáticas distintas (fallas de desgarre dextral N 86º/75º S y N 

106º/85º N, fallas normales con cierto componente de desgarre N 140º/90º y fallas 

normales N 165º/80º S).  

La figura 2.16 muestra los distintos escenarios del cambio de esfuerzos de 

Coulomb sobre las cuatro tipos de fallas “receptoras” producidos por la rotura del 

segmento San Vicente. Los modelos muestran como, en cualquiera de los casos, el 

terremoto de febrero de 2001 de desgarre dextral crea un lóbulo de incremento de 

esfuerzos estáticos hacia el este, donde se produjeron las réplicas de Mw > 4.6. La 

mejor correlación entre las zonas de incremento de los esfuerzos estáticos de Coulomb y 

la localización epicentral actual de las réplicas la observamos en el modelo en el que la 

“falla receptora” es la falla normal de dirección N 165º E. El modelo apoya la idea de 

que el terremoto de febrero de 2001 disparó rupturas secundarias y réplicas, 

principalmente generadas por el movimiento de fallas extensionales de orientación NO-

SE localizadas en el segmento Lempa. 

 64 



Análisis sismotectónico. 2 

 

TABLA 2.2. Parámetros de los tres eventos más importantes de 2001 usados para los modelos de 

cambio de esfuerzos estáticos de Coulomb. 

 
 

Plano 

 

Centro de la rotura 

 

Mw 

 

DT  

 

Área de rotura  

 

Fecha del 

evento 

A/M/D 

 

strike 

 

Dip 

 

Rake 

 

Lat (°N) 

 

Long (°W) 

 (km) (km²) 

2001/02/13 86º 75º  –179° 13.67 –88.94 6.6 0 24.3x11.2 

2001/05/08 286º 85º –179° 13.29 –89.39 5.8 7 8 × 5 

2001/01/13* 30º 60º –98° 13.1 –88.9 7.7 20 60 × 42 

 

*Tomado de Martinez-Díaz et al 2004. 

DT = profundidad de la parte superior de la rotura.  
El efecto Triggering se atribuye al cambio de esfuerzos estáticos de Coulomb (CFS): CFS = 

τ β − μ (σβ-p) donde τ β  es el esfuerzo de cizalla sobre el plano de falla, σβ es el esfuerzo normal, p es 

la presión de fluidos y μ es el coeficiente de fricción. Para la serie sísmica de 2001, hemos estimado 

el cambio de esfuerzos de Coulomb mediante la ecuación: ΔCFS = Δτβ − μ‘ Δσβ  donde Δτβ  es 

considerado positivo en el sentido del deslizamiento de la falla, y Δσβ  es también positivo en régimen 

compresivo. μ‘ es el coeficiente de fricción aparente e incluye los efectos de la presión de poros y las 

propiedades del material de la zona de falla (ver Harris, 1998 para una mayor explicación sobre este 

parámetro). El valor positivo de ΔCFS se interpreta como que promueve la rotura, mientras que los 

valores negativos inhiben la actividad. En nuestro estudio hemos estimado el cambio de esfuerzos en 

un medio elástico siguiendo el método de Okada (1992), teniendo en cuenta un módulo de Young de 

f 8 * 105 Bares y un coeficiente de Poisson de 0.25. El coeficiente de fricción aparente es de 0.4, lo 

que es aceptable según Deng and Sykes (1997). Hemos utilizado el programa Coulomb 3.1 del USGS 

para hacer los cálculos de los esfuerzos. 
Para estimar los parámetros de la fuente sísmica hemos utilizado información de mapas de fallas 

activas, el catálogo de mecanismos focales de USGS CMT y Buforn et al. (2001), y el análisis 

espacial de las réplicas. 

 

    

 

 65



2.6. Transferencia de esfuerzos estáticos: implicaciones en la peligrosidad sísmica 
 

 
Figura 2.16: a) Modelos de los cambios de esfuerzos estáticos de Coulomb producidos por la rotura del 

segmento San Vicente de la ZFES durante el terremoto de febrero de 2001 sobre diferentes fallas 

receptoras. Los rojos, amarillos y verdes marcan las áreas donde los esfuerzos aumentaron después del 

terremoto, mientras que los colores azules marcan las zonas donde se predice una disminución de los 

esfuerzos estáticos de Coulomb. Muchas de las réplicas se produjeron en los lóbulos de aumento de 

esfuerzos. b) MDT con un esquema del segmento San Vicente como la fuente sísmica (S) y las fallas 

receptoras (R1 –R4) del segmento Lempa. 

 

 66 



Análisis sismotectónico. 2 

 El hecho de que el terremoto de El Salvador de febrero de 2001 esté relacionado 

con la ruptura de la ZFES tiene unas implicaciones muy importantes en el riesgo 

sísmico del país. Este terremoto reactivó una falla con una expresión morfológica muy 

similar a otras cartografiadas a lo largo del arco volcánico salvadoreño. Esto significa 

que existen fallas dentro de la ZFES que pueden haber generado en el pasado y generar 

en el futuro grandes terremotos de Mw > 6.5.  

En los últimos años, la sismicidad en la zona de estudio indica que la 

transferencia de esfuerzos estáticos es un fenómeno importante y que condiciona este 

proceso (Martínez-Díaz et al., 2004).  

La figura 2.17 representa el modelo de cambio de esfuerzos de Coulomb 

producido por los grandes terremotos de la serie de 2001 (ver tabla 2.2 para los 

parámetros) y con proyecciones de la sismicidad ocurrida con posterioridad a 2001. La 

actividad sísmica observada en la cuenca del río Lempa y relacionada con el 

movimiento de las fallas NO-SE puede tener efectos potencialmente sobre la estabilidad 

de los segmentos Lempa y Berlín. El cambio de CFS presentado está calculado para 

fallas de desgarre paralelas a la ZFES y para una profundidad de entre 8 y 12 km. En 

nuestro estudio hemos determinado que esta actividad reciente aparece agrupada en 

enjambres a lo largo de la ZFES (zonas marcadas con elipses en la Fig. 2.17) y 

corresponde a tres procesos distintos; a) sismicidad relacionada con la actividad de la 

caldera de Ilopango; b) actividad volcanotectónica ligada a episodios de inflación-

deflación del volcán San Miguel en su interacción con las fallas NNO-SSE que cruzan 

el edificio volcánico (Schiek et al., 2008) y; c) actividad tectónica a lo largo de la ZFES. 

Algunos enjambres coinciden aproximadamente con los extremos de las rupturas de la 

serie de 2001. Creemos que sería importante analizar más en detalle la actividad sísmica 

reciente para determinar en qué medida la secuencia sísmica de 2001 ha podido 

modificar el campo de esfuerzos locales en la zona. 

 

 

 

 

 

 

 

 67



2.6. Implicaciones en la peligrosidad y el riesgo sísmico 
 

 68 

El terremoto de El Salvador de 2001, y probablemente la mayoría de los 

terremotos históricos de Mw > 6 generados en el arco volcánico salvadoreño, son el 

resultado de la reactivación de uno o varios segmentos de la ZFES. Como se observó 

durante el terremoto de 2001, este tipo de sismicidad implica un alto riesgo para la 

sociedad salvadoreña debido a la gran concentración de población en zonas con fuertes 

pendientes y muy deforestadas susceptibles de sufrir deslizamientos, y debido también a 

la escasez de planes urbanísticos. 

A pesar de la alta vulnerabilidad, el riesgo sísmico en este país no está 

suficientemente bien definido, ya que no existe suficiente información sobre la historia 

sísmica de la ZFES ni de otras fallas activas de la zona que permita conocer 

adecuadamente la peligrosidad sísmica, ni tampoco de la interacción entre la sismicidad 

y la actividad volcánica. Los estudios paleosísmicos llevados a cabo, y que 

explicaremos en el siguiente capítulo, van enfocados a determinar parte de la historia de 

la ZFES y así poner algo de luz sobre la historia sísmica del arco volcánico salvadoreño 

y contribuir con ello a una mejor determinación de la peligrosidad sísmica. 



Análisis sismotectónico. 2 

 69 

Figura 2.17: Mapa del sector central de la ZFES en el que se muestra el cambio de esfuerzos estáticos de Coulomb (CFS) generado tras el terremoto de febrero de 2001 donde 

se han proyectado los epicentros de la actividad sísmica reciente (desde 2001 hasta 2008). Los colores que van del rojo al verde en el modelo predicen zonas con aumento de 

los esfuerzos (zonas donde se promueve la actividad), mientras los colores azules señalan zonas con disminución de los esfuerzos (zonas donde se inhibe la actividad). Las 

líneas negras muestran las trazas de las principales fallas activas en la zona. Las líneas blancas discontinuas agrupan enjambres de terremotos que más o menos coinciden con 

las zonas de aumento de esfuerzos de Coulomb como resultado del terremoto de febrero de 2001.  

 



 

2.7. CONCLUSIONES DEL ANÁLISIS SISMOTECTÓNICO 

 

La ruptura del segmento San Vicente de la ZFES, un plano de falla de 

aproximadamente 21 km de largo y entre 70º y 85º de buzamiento sur, es la responsable 

del terremoto de El Salvador de febrero de 2001 cuya cinemática fue de desgarre 

dextral. La ruptura superficial se produjo a lo largo de una falla que presentaba 

morfologías claras en superficie, pero que no fue reconocida hasta después del 

terremoto. Los reconocimientos de campo que hemos realizado han servido para 

identificar algunas de las roturas superficiales cosísmicas. Estas campañas de campo 

junto con la cartografía de detalle de las fallas activas de la ZFES, el análisis de 

mecanismos focales y energía liberada, y la distribución espacial de los deslizamientos 

disparados por el terremoto han supuesto una base de datos importantísima a la hora de 

entender el contexto tectónico de este evento sísmico y los riesgos asociados a él. 

Hemos identificado roturas superficiales en cinco puntos a lo largo de la traza de la falla 

en el segmento San Vicente, con un máximo observado de salto de desgarre dextral de 

0,6 m que fue disminuyendo hacia el este. El mapa de fallas activas sugiere que la ZFES 

está formada por cinco segmentos estructurales, pero la posibilidad de que el terremoto 

de febrero de 2001 rompiera todo el segmento San Vicente hace que estos segmentos 

estructurales puedan considerarse también como segmentos sismogenéticos.    

La sismicidad posterior a la secuencia de 2001 se puede correlacionar con la 

actividad sismo-volcánica y con la reactivación de parte de la ZFES que se encuentran 

en las zonas de aumento de los esfuerzos estáticos de Coulomb a raíz de los eventos de 

2001, lo que sugiere un alto nivel de interacción entre los distintos elementos de la zona 

de falla y del arco volcánico. Por ello, los segmentos de falla Lempa y Berlín, 

localizados hacia el este de la rotura de febrero de 2001, pueden haberse aproximado 

mecánicamente a la rotura como resultado de este terremoto. Sin embargo, existen 

pocos datos en cuanto a la recurrencia de la rotura de dichos segmentos. 

 A pesar de que el terremoto de El Salvador de febrero de 2001 fue de magnitud 

moderada (Mw 6.6), se produjeron grandes daños y numerosas víctimas debido, sobre 

todo, a la gran cantidad de deslizamientos inducidos y al colapso de edificios próximos 

a la traza de la falla. El riesgo sísmico en los alrededores de la ZFES, lo que incluye la 

ciudad de San Salvador con más de 2 millones de habitantes, es muy alto pues incluso 

terremotos moderados pueden causar gran numero de muertos y graves daños 

económicos y personales.  

 



Análisis sismotectónico. 2 

Para su determinación se hace imprescindible una reevaluación de la 

peligrosidad sísmica de la zona, introduciendo la ZFES como fuente sismogenética 

principal. En consecuencia, es fundamental no solo conocer la geometría de esta zona 

de falla, sino también su historia de recurrencia sísmica. Este será el objetivo principal 

del siguiente capítulo.  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 71



 

 

 

 

 

 

 

 



3. ANÁLISIS PALEOSÍSMICO DE LA ZONA DE FALLA DE EL 

SALVADOR 
 

3.1. INTRODUCCIÓN 

 

En este capítulo describimos el estilo de deformación y la historia paleosísmica 

del segmento San Vicente de la ZFES que, como se analizó en el capítulo anterior, fue 

el responsable del terremoto del 13 de febrero de Mw 6.6. Hasta el momento no se 

habían realizado estudios de caracterización de la actividad sísmica prehistórica de la 

ZFES. Nuestro trabajo es el primer estudio de este tipo que se lleva a cabo en El 

Salvador y proporciona datos fundamentales a la hora de determinar correctamente la 

peligrosidad sísmica en la zona. El proyecto en el que se engloba este trabajo tiene 

como objetivo a medio y largo plazo llenar el vacío de conocimiento científico con 

respecto a la magnitud y recurrencia de los terremotos en El Salvador, así como aportar 

datos de utilidad para la prevención de futuros desastres mediante la correcta evaluación 

y gestión de la peligrosidad y el riesgo sísmicos. 

 

La ciencia de la paleosismología 

 

La paleosismología es una disciplina dentro del gran campo de la neotectónica, 

la tectónica activa, la geomorfología y la geología de terremotos. La geología de 

terremotos es el estudio de la historia, efectos y mecanismos de los terremotos 

producidos por la rotura de toda o parte de la corteza. Frecuentemente, la geología de 

terremotos se usa como sinónimo de tectónica activa, término usado para describir el 

estudio de los movimientos tectónicos que suceden en un período de tiempo que afecta a 

la sociedad (Wallace, 1986; Weldon, 1991). La geología de terremotos incluye el 

estudio de las formas tectónicas de la superficie terrestre y de las fallas y pliegues de la 

corteza producidos por la acumulación de terremotos a lo largo de miles de millones de 

años (McCalpin, 2009).  

 

 

 

73 



3.1. Introducción 

La neotectónica puede definir como el estudio de los movimientos de la corteza 

terrestre post-Miocenos (Beloussov, 1980; Vita-Finzi, 1986; Mörner y Adams, 1989) 

incluyendo medidas de movimientos tomadas con datos geodésicos (Yoshikawa et al., 

1981; Reilly y Hardord, 1986; Minster y Jordan, 1987; Sabadini et al., 1990; Krinitsky 

y Slemmons, 1990; Slemmons, et al., 1991) entre otras. La neotectónica también se 

define como el estudio de las estructuras tectónicas que se generan dentro del Régimen 

Tectónico Actual (Müir-Wood y Mallard, 1992). Tanto la tectónica activa como la 

neotectónica normalmente miden los patrones y la tasa de deformación de las fallas y 

los pliegues que resultan de los terremotos ocurridos cientos, miles o millones de años 

atrás (en función de la región estudiada). 

La paleosismología se encarga del estudio de los terremotos prehistóricos 

(Solonenko, 1973; Wallace, 1981), especialmente su localización, tamaño y datación 

(McCalpin, 2009). Los paleosismólogos interpretan evidencias geológicas generadas 

durante paleoterremotos individuales. La paleosismología difiere de los otros estudios 

geológicos sobre movimientos de la corteza durante el Cenozoico (neotectónica) en que 

se centra en la deformación instantánea de las formas del terreno y de los sedimentos 

durante los terremotos (Allen, 1986). Yeats y Prentice (1994) y Aki (2003) definen la 

paleosismología como la investigación geológica de terremotos concretos, décadas, 

siglos o milenios después de que sucedieran. Michetti et al. (2005) propone que se trata 

del estudio de los efectos sobre el terreno producidos por terremotos del pasado que se 

han preservado en el registro geológico y geomorfológico. 

El análisis paleosísmico permite el estudio de la distribución individual de 

paleoterremotos en el espacio y a lo largo del tiempo (de miles a decenas de miles de 

años). Estos estudios nos permiten empezar a entender algunos aspectos neotectónicos, 

como los parámetros sísmicos y la distribución de la deformación tectónica regional así 

como el comportamiento sismogénico de determinadas fallas. La paleosismología es 

también parte del extenso campo de la geología de terremotos que incluye aspectos de 

los estudios instrumentales de terremotos (sismología), tectónica y geología estructural, 

deformación histórica de la superficie (geodesia) y morfotectónica (geomorfología 

tectónica) del paisaje. Yeats et al. (1997), Burbank y Anderson (2001) y Keller y Pinter 

(2001) desarrollan más extensamente aspectos diferentes en el campo metodológico de 

la paleosismología.  

 

 74 



Análisis paleosísmico. 3 

Sin duda, una de las aportaciones más útiles de la paleosismología es que 

contribuye a completar el catálogo sísmico de las regiones en las que solo se dispone de 

datos de sismicidad histórica. La paleosismología complementa los registros de 

sismicidad histórica e instrumental mediante la caracterización y la datación de grandes 

terremotos prehistóricos. Mucha de la historia sísmica de la mayoría de las fallas es solo 

accesible a través de técnicas paleosísmicas. Los registros paleosísmicos abarcan 

generalmente de terremotos de magnitud mayor de 6-6.5 debido a que las evidencias de 

terremotos pequeños y moderados se dan raramente en la superficie. Solo los terremotos 

de magnitudes Mw > 6.0 o 6.5 están asociados a la rotura de planos de falla 

suficientemente grandes como para alcanzar la superficie y deformarla, dejando así un 

registro accesible a los estudios geológicos de superficie.  

 

El método paleosísmico 

 

Las evidencias de terremotos pasados pueden ir desde la deformación local de la 

superficie a lo largo de las fallas corticales (escarpes de falla, lagunas y zonas 

inundadas, desplazamientos de ríos y valles, formación de pliegues monoclinales, etc) 

hasta indicadores de elevación y subsidencia de amplias zonas en el entorno de las fallas 

(deformación de terrazas fluviales, elevación o subsidencia de la costa,  inundación de 

las marismas) pasando por efectos estratigráficos o geomorfológicos debidos a 

vibración del suelo o a tsunamis generados por terremotos lejanos (deslizamientos, 

caída de rocas, licuefacción y depósitos de tsunamis). La característica principal de la 

mayoría de estos fenómenos es que se forman durante o poco tiempo después de un 

terremoto y se denominan por ello cosísmicos.  

La paleosismología adapta muchos conceptos de la sismología, la geología 

estructural y la tectónica, pero los métodos y técnicas de campo provienen 

principalmente de la geología del Cuaternario y de la geomorfología, la mecánica de 

suelos, la sedimentología, la arqueología, la paleoecología, la fotogrametría, la 

determinación de edades mediante la geocronología o la edafología (McCalpin, 2009).  

La mayoría de los estudios paleosísmicos de campo requieren un entrenamiento 

intensivo o gran experiencia de geología del Cuaternario además de un amplio 

conocimiento interdisciplinar. Por lo tanto, muchos de los avances en paleosismología 

han venido de la mano de geomorfólogos y otros especialistas del Cuaternario que han 

trabajado a caballo entre la tectónica y la sismología (Wallace, 1986).  

 75



3.1. Introducción 

El objetivo de este capítulo de la tesis es la caracterización paleosísmica de la 

ZFES (segmento San Vicente), que consiste en el análisis de la historia de actividad 

reciente de la misma: identificar los distintos eventos sísmicos, datar dichos eventos y 

calcular su tamaño, calcular la velocidad de movimiento de la falla y sus intervalos de 

recurrencia y el máximo terremoto característico (cuando sea posible). Para obtener 

estos datos, la técnica más utilizada es el análisis de trincheras paleosísmicas. La parte 

más importante del estudio de trincheras es la correcta elección del lugar donde se 

excava la zanja y para ello es fundamental tener en cuenta tres aspectos: 

 

- La estructura. Debemos elegir un lugar donde la estructura de la falla sea 

conocida, al menos aproximadamente, pues esto será muy importante a la 

hora de interpretar los parámetros de la falla que obtengamos. 

- La morfología. Necesitamos lugares donde el escarpe de falla no sea 

demasiado alto, ya que la trinchera solo nos permite observar un máximo de 

una decena de metros en profundidad. 

- Los materiales. Para el análisis paleosísmico es necesaria la presencia de 

materiales susceptibles de ser datados que estén involucrados en el 

movimiento de la falla durante los distintos terremotos. Además, al realizar 

trincheras paleosísmicas se busca siempre el último evento sísmico que haya 

podido quedar en el registro geológico, por lo cual es fundamental que en la 

zona existan depósitos recientes (preferiblemente Holocenos) susceptibles de 

estar afectados por la falla.    

 

El procedimiento para la elección de la zona de trincheras es la realización de un 

análisis de la cartografía regional y local, un análisis morfológico de detalle de la zona 

de falla (análisis de la fotografía aérea, del modelo digital del terreno y de la red de 

drenaje), así como un reconocimiento de la zona en campo para determinar la viabilidad 

de la trinchera y la posibilidad de encontrar material susceptible de datación. Una vez 

elegido el punto exacto donde se realizará la trinchera los pasos que hemos seguido son 

los siguientes; 

 

 

 

 76 



Análisis paleosísmico. 3 

1-Excavación de la trinchera perpendicular a la falla. La longitud y anchura de 

ésta dependerán de las estructuras que aparezcan según progrese la excavación. 

2-Limpieza de las paredes de la trinchera. 

3-Mallado de las paredes. Normalmente la malla se establece de 1 por 1 metro, 

aunque puede variar dependiendo de la información que necesitemos obtener en 

cada trinchera. 

4-Identificación y señalización, mediante pines de colores, de las diferentes 

unidades, fracturas y fallas identificadas en las paredes. Es importante hacer una 

cartografía precisa de los paleosuelos desarrollados en los distintos materiales 

pues nos aportan información del tiempo de exposición de de los materiales 

durante los períodos de estabilidad intersísmicos y nos restringen los intervalos 

para la datación de eventos. 

5-Trazado y digitalización de las estructuras de las paredes de la trinchera a 

escala en papel milimetrado y toma de fotografías. Dichas fotografías son muy 

valiosas en el posterior estudio de laboratorio puesto que permiten revisar los 

datos, e incluso cambiar la interpretación en algunos casos, una vez cerrada la 

trinchera. 

6-Descripción de las unidades sedimentarias y tectonosedimentarias  

identificadas. 

7-Medición de la orientación de las paredes de la zanja y de las fallas 

encontradas y determinación de su cinemática.  

8-Toma de muestras para datación. Esta es una parte fundamental del estudio ya 

que permite situar los eventos en el tiempo y obtener los parámetros citados 

anteriormente que ayudan a caracterizar paleosímicamente la falla. Los 

sedimentos encontrados en nuestra zona de estudio han sido datados con carbono 

14, existiendo gran abundancia de materia orgánica en ellos. 

9- Discusión in situ de la historia de deformaciones aportada por la trinchera. 

 

Una vez recopilados todos los datos de campo, en gabinete se estudian las 

trincheras para la caracterización paleosísmica de la falla, digitalizando las estructuras 

registradas en campo y revisando la interpretación de la historia paleosísmica con los 

resultados de las dataciones. El objetivo es determinar: número de eventos reconocibles; 

edad de dichos eventos; cantidad de desplazamiento que se ha producido por evento y 

desplazamiento total; y la velocidad de movimiento de la falla.  

 77



3.1. Introducción 

Con estos datos podemos estimar los intervalos de recurrencia, tamaño de los 

terremotos y probabilidades de ocurrencia. Estos datos son útiles para las estimaciones 

de la peligrosidad sísmica de la zona. Además, conocer la tasa de movimiento de una 

falla nos puede ayudar a determinar velocidades de movimiento a escala regional, 

uniendo esos datos puntuales con otros datos de la zona (datos GPS, datos tectónicos 

regionales) para evaluar los modelos cinemáticos regionales. 

A lo largo de este capítulo se presentan los resultados del estudio de cinco 

trincheras excavadas en el segmento San Vicente. Para determinar la magnitud asociada 

a las roturas superficiales encontradas en ellas se han utilizado relaciones empíricas a 

partir de las longitudes de rotura de los distintos segmentos de la ZFES. Los datos 

obtenidos también se han comparado con los desplazamientos producidos en cada 

evento sísmico que quedan registrados en las paredes de las trincheras, pues el valor de 

desplazamiento está ligado a la magnitud del terremoto (Yeats et al., 1997).  

Debido a que el estudio paleosísmico se ha limitado a un solo segmento de la 

zona de falla, existen varios modelos que podrían explicar la historia de ruptura de la 

totalidad de la falla. Para caracterizar toda la ZFES será necesario continuar con el 

análisis paleosísmico en otros segmentos, ya que seis de los mayores terremotos 

destructivos ocurridos en el país en el periodo histórico parecen estar relacionados con 

la actividad del sector occidental de esta falla, que queda fuera de la zona de estudio.  

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 78 



Análisis paleosísmico. 3 

 79

Estructura local 

 

Nuestro estudio paleosísmico se centra en el segmento San Vicente (Fig. 3.1) 

por ser la fuente del último terremoto destructivo (el terremoto de El Salvador de 

febrero de 2001) producido a lo largo de la ZFES. Como ya se dijo en el capitulo 2, el 

segmento San Vicente consiste en una falla principal de unos 21 km de longitud, de 

dirección N 87º E y buzamiento 70º S  (Martínez-Díaz et al., 2004) que deforma en esta 

zona secuencias de materiales volcánicos, depósitos aluviales y terrazas Holocenas (Fig. 

3.2). También existen fallas secundarias de desgarre con cierta componente vertical y 

dirección NO-SE en este segmento. Los materiales volcánicos que aparecen 

desplazados son lavas, ignimbritas y tefras de edades que van desde el Pleistoceno a la 

actualidad. Los valles representan zonas ideales para las investigaciones paleosísmicas, 

puesto que son zonas de acumulación de sedimentos y materiales muy recientes 

susceptibles de ser datados. En este caso, al tratarse de una falla de desgarre, se ha 

tenido especial interés en buscar posibles obturaciones de la red de drenaje que 

generaran depósitos relacionados con el movimiento de la falla y que la cubrieran 

localmente.  

 

 

3.2. ANÁLISIS PALEOSÍSMICO DEL SEGMENTO SAN VICENTE  

 
Figura 3.1: Imagen de RADAR SRTM de El Salvador con el segmento San Vicente recuadrado.



3.2. Análisis paleosísmico del segmento San Vicente 

 80 

Figura 3.2: Mapa geológico y de fallas activas del segmento San Vicente. Las unidades geológicas están tomadas de Bosse et al. (1978), y las trazas de fallas han sido 

cartografiadas para este trabajo. 

 



Análisis paleosísmico. 3 

 81

Excavación y análisis de trincheras 

 

El objetivo principal que nos ha llevado a investigar el segmento San Vicente 

mediante trincheras paleosísmicas es doble, por un lado perseguimos obtener la historia 

sísmica de la ZFES (al menos para este segmento) y por otro conocer y analizar el estilo 

de deformación de la falla próximo a la superficie con el fin de entender la estructura de 

la falla a diversas escalas. La selección del sitio ideal para la excavación de trincheras 

paleosísmicas es una tarea difícil en El Salvador. La principal dificultad que hemos 

encontrado ha sido identificar la traza de la falla debido al origen volcánico de los 

materiales presentes en la región, a la alta meteorización sufrida por ellos en un clima 

subtropical como el de El Salvador y a la densa cubierta vegetal. Los depósitos de caída 

generados durante las erupciones volcánicas cubren totalmente el paisaje 

homogeneizando las morfologías y, por ello, identificar estructuras tales como escarpes 

de falla se hace complicado. Encontrar zonas con desplazamientos laterales de 

estructuras de orden métrico, tales como ríos desplazados, que indiquen la rotura de la 

falla en uno o varios eventos sísmicos, ha sido particularmente difícil. Debido a todo 

esto, solo hemos podido identificar algunos puntos que aportan información valiosa para 

determinar desde cuándo la ZFES es una estructura de deformación activa. En algunas 

ocasiones, y debido a la falta de información en cuanto a la medida de desplazamiento 

horizontal por evento, hemos tenido que combinar los datos de desplazamiento vertical 

producidos en cada terremoto con los datos de orientación de estrías y otros indicadores 

cinemáticos para obtener el salto neto de la falla por evento. 

Se han excavado cinco trincheras en el segmento San Vicente (Fig. 3.3): tres en 

el este, en el área de Verapaz, al norte del volcán San Vicente, y dos en su parte oeste, 

en el área del río Desagüe. En este capítulo se describen las trincheras, se presenta la 

cartografía detallada de la deformación expuesta en las paredes de las trincheras y se 

identifican las roturas producidas por cada terremoto. Una vez recopilada la historia de 

rupturas y otros parámetros, como el desplazamiento por evento y la longitud de la falla, 

hemos estimado la secuencia de eventos, el tamaño y edad para los grandes terremotos 

que generaron la rotura en superficie de esta compleja falla de desgarre. 

 



3.2. Análisis paleosísmico del segmento San Vicente 

 82 

Figura 3.3: Modelo digital del terreno (MDT) de diez metros de resolución del segmento San Vicente con las fallas activas y la localización de las trincheras. A) Imagen 

Quickbird de la zona de Desagüe  con las dos trincheras del oeste. B) Imagen Quickbird de la zona de Verapaz  con las tres trincheras realizadas al este del segmento San 

Vicente. 

 



Análisis paleosísmico. 3 

Para la determinación de la edad de los terremotos hemos identificado y datado 

distintas unidades estratigráficas que han sido deformadas por la falla. La edad de los 

materiales afectados y no afectados por la rotura del plano de falla asociada a cada 

evento sísmico acota la edad de dicho evento. Las edades de los materiales encontrados 

en las trincheras provienen también de la identificación de tefras conocidas en la zona, 

cuya edad ha sido determinada con anterioridad a este estudio por autores como Dull et 

al. (2001) o Hernández (2004), y de la datación de muestras mediante C14 realizada 

para este trabajo que se muestran en su totalidad en la Tabla 3.1.   

 

Trincheras de la zona de Verapaz 

  

En la zona de Verapaz, la parte este del segmento de San Vicente muestra las 

estructuras típicas de una falla de desgarre. En la figura 3.4 podemos observar 

claramente la traza de la falla de dirección E-O. Los movimientos dextrales producidos 

a lo largo de ella generan morfologías de shutter ridge que bloquean el drenaje de los 

arroyos y ríos de la zona y generan un valle lineal paralelo a la falla en la parte norte del 

escarpe. El extremo este del shutter ridge resulta ser una zona muy apropiada para la 

realización del estudio mediante trincheras debido a dos causas. Por un lado, el escarpe 

de falla no es muy alto facilitando la excavación, y por otro, el bloqueo del drenaje deja 

zonas donde existe acumulación de sedimentos Cuaternarios finos con materia orgánica 

adosados contra el escarpe de falla y susceptibles de ser datados. Por ello decidimos 

realizar una trinchera en este punto, la trinchera de El Carmen (Fig. 3.4b).  

Hacia el este de la trinchera El Carmen la falla cambia su orientación 

ligeramente de E-O a ENE-OSO generando un pequeño cambio también en su 

buzamiento superficial que pasa de tener un componente normal a tener un pequeño 

componente inverso (Fig. 3.4). En alzado, esta estructura está formada por una falla de 

desgarre principal que hacia la superficie se abre en varias ramas, algunas de ellas con 

componente predominantemente normal y otras con componente inverso, estructura en 

flor (Fig. 3.5). Para nuestro estudio realizamos dos trincheras en esta zona, trincheras 

Olivar y Monte (Fig. 3.4a), excavadas cortando la parte norte de la estructura 

anteriormente descrita. Es posible que el registro de terremotos en esta trinchera esté 

incompleto, ya que faltaría parte de la estructura generada por el movimiento de la falla, 

que no está cubierta por materiales recientes y que, por tanto, no se excavó. A 

continuación describiremos cada una de las tres trincheras anteriormente nombradas. 

 83



3.2. Análisis paleosísmico del segmento San Vicente 

 84 

TABLA 3.1. Edades de radiocarbono de las muestras tomadas para nuestro estudio y de los niveles guía 

de referencia datados en estudios previos. 

 

Edad calibrada 
Nº de 

Muestra 

Nº de 

Laboratorio 

Δ13 C 

(‰) 

 
Edad de 

radiocarbono 
(años BP) 

 2σ cal años BP 2σ cal años 

Unidades 

y 

trinchera 

Sc11 NZA 29114 -32.6 199 ± 15 
187-147 

(167 ± 20) 
AD 1763-1803  

2, El 

Carmen 

Sc21 NZA 29111 -25.4 335 ± 20 
465-313 

(389 ± 76) 
AD 1485-1637 

3, El 

Carmen 

Sc31 NZA 29117 -24.7 906 ± 15 
908-770  

(840 ± 68) 
AD 1042-1180 

4, El 

Carmen 

Sc41 NZA 29120 -21.6 6219 ± 15 
7119-7020  

(7070 ± 49) 
5170-5071 BC 

15, El 

Carmen 

So11 NZA 30106 -13.4 -1363 ± 20 
La muestra es moderna, de finales 

del Siglo XX 
2, Olivar 

So21 NZA 30105 -26.5 156 ± 25 
229-166 

(198 ± 30) 
AD 1721-1784  3, Olivar  

So31 NZA 30070 -25.3 222 ± 20 
304-273 

(288 ± 15) 
AD 1646-1677  5, Olivar 

So41 NZA 30633 -24.2 4541 ± 30 
5187-5051 

(5119 ± 68) 
3238-3102 BC 11, Olivar 

So51 NZA 30755 -26.4 4737 ± 45 
5584-5444 

(5514 ± 70) 
3635-3495 BC 13, Olivar 

Sd11 NZA 26965 -27.7 1081 ± 40 
1064-926 

(995 ± 69) 
AD 886-1024 6, Camino 

Sd21 NZA 26669 -34.2 7096 ± 40 7997-7843 

(7920 ± 77) 
6048-5894 BC 

10, 

Camino 

Undad Edad calibrada  Fuente 

Formación Tierra Blanca Joven 2σ 1478 ± 64 cal años BP Dull et al., 2001 

Formación Tierra Blanca 3 ~ 40300 ± 167000 Rose et al., 1999 
 

1Este estudio. Edad de radiocarbono convencional, BP, antes del presente (AD 1950). Calibración usando 
Calib 5.0 (Stuiver y Reimer 1993). Laboratorio: Institute of Geological & Nuclear Sciences Rafter 
Radiocarbon Laboratory, Nueva Zelanda. 
 

 

 



Análisis paleosísmico. 3 

 85 

Figura 3.4: Modelo digital del terreno (MDT) de diez metros de resolución de la zona de Verapaz con la localización de las trincheras. A) Fotografía de la estructura con la 

posición de las trincheras Olivar y Monte. B) Fotografía de la estructura de Shutter Ridge y la localización de la trinchera El Carmen en el valle lineal formado paralelo a la 

falla.  

 



3.2. Análisis paleosísmico del segmento San Vicente 

 86 

 Esta trinchera se localiza a una latitud de 13º 39’ 43” N y una longitud de 88º 

51’ 54” O, en la base de un escarpe de 5 m de altura asociada a un shutter ridge, en la 

parte este del segmento San Vicente (Fig. 3.3). El escarpe discurre paralelo a un 

pequeño valle lineal que se encaja en depósitos fluviales. La trinchera tiene una longitud 

de 12 m y una profundidad total de unos 5 m y fue excavada con una berma de un metro 

de ancho por razones de seguridad (Fig. 3.6). La excavación revela un importante 

depósito de ignimbritas y tefras riolíticas de la Formación Tierra Blanca Joven (TBJ), 

datada en unos 1.478 ± 64 cal. años BP (unidad 9) y procedente de la erupción más 

reciente del Ilopango (Rose et al., 1999 y Dull et al., 2001). Por debajo de esta unidad, a 

base de la trinchera y erosionada por TBJ, aparece un paleosuelo de color marrón 

oscuro (unidad 10 en figura 3.6) muy rico en arcilla y con abundante cantidad de 

materia orgánica que hemos datado en 7.070 ± 49 cal. años BP (Tabla 3.1).  

 

Trinchera El Carmen 

 

Figura 3.5: Esquema sobre la fotografía de la zona de la trinchera Monte de una estructura de flor positiva 

típica de zonas con tectónica de falla de desgarre. 

 



Análisis paleosísmico. 3 

 87 

 

Figura 3.6: Mapa del muro este de la trinchera El Carmen y foto de parte de la trinchera. 
 



3.2. Análisis paleosísmico del segmento San Vicente 

La Formación TBJ (unidad 9) se divide en ocho unidades volcano-estratigráficas 

(Fig. 3.7), resultado de las distintas fases eruptivas que generaron el depósito 

(Hernández, 2004). Esta estratificación interna de TBJ permite identificar las estructuras 

de deformación que la afectan.  

 

-Unidad A: es un depósito localmente disperso de piroclastos de caída, de 

granulometría fina y color café. Está compuesto por pómez y abundantes líticos, ambos 

de tamaño arena-grava. En los sitios donde aflora, tiene un espesor de unos pocos 

centímetros ya que es fácilmente erosionable por parte de la colada piroclástica de la 

unidad C.  

-Unidad B: depósito de colada piroclástica con fragmentos de pómez con 

tendencia grano-decreciente: cenizas gruesas en la base y lapilli a techo. Se trata de un 

depósito de espesor centimétrico y color amarillento por causa de la coloración de los 

óxidos de hierro que se forman al encontrarse en contacto con el paleosuelo subyacente. 

Al igual que la unidad A, es frecuente que no aparezca al ser erosionado por los 

depósitos de las siguientes fases.  

-Unidad C: depósito formado por dos coladas piroclásticas. La primera originó 

un depósito rico en líticos de composición andesítica y color gris. Sobre él se acumuló 

otro depósito de color amarillento debido a la alteración hidrotermal que han sufrido los 

fragmentos líticos de los que está compuesto. Presenta cierta estratificación, evidenciada 

por los fragmentos de pómez. Este segundo depósito tiene un espesor mucho mayor, 

siendo a veces el único que se puede encontrar.  

-Unidad D: depósito caracterizado por ser rico en cenizas finas con 

estratificación cruzada cuyo origen está relacionado con la dinámica de la oleada 

piroclástica. A techo abunda lapilli acrecional. En general, es pobre en líticos.  

-Subunidad α: ignimbrita soldada de color beige, con una tonalidad rosada 

hacia techo, que posee una matriz rica en cenizas finas, fragmentos de pómez y líticos 

de tamaño centimétrico. Está muy cementada en la base por sulfatos y silicatos. El resto 

está sin compactar. Presenta pipes de desgasificación.  

-Unidad E: depósito de productos derivados de erupción freatomagmática. Se 

caracteriza por un bandeado generado por la alternancia de niveles no consolidados y 

bastante deleznables, de color claro, correspondientes a cenizas gruesas y lapilli y 

fragmentos líticos andesíticos de tamaño arena-grava, y otros de color café claro, bien 

consolidados, compuestos por cenizas muy finas.  

 88 



Análisis paleosísmico. 3 

A techo de la unidad E y a muro de la unidad F se localiza la Subunidad β, que es 

frecuente que no aparezca al ser erosionada por las unidades posteriores. Está 

constituida por una ignimbrita de color café claro con una abundante matriz fina con 

pómeces y líticos en menor proporción. Es muy compacta. 

-Unidad F: formada por cinco coladas piroclásticas sucesivas, muy 

compactadas, de color blanco a beige. Están compuestas por una matriz de cenizas 

gruesas con fragmentos de pómez y líticos diseminados. En la base de cada una de las 

coladas se acumulan líticos gruesos de hasta 15 cm de diámetro. A techo de las mismas 

suelen encontrarse pómeces de hasta 52 cm. 

-Unidad G: es la unidad superior de la secuencia de Tierra Blanca Joven. Está 

compuesta por una sucesión de coladas piroclásticas que depositaron cenizas finas, de 

poco espesor y aspecto masivo, y los depósitos de caída asociados. 

 

 
Figura 3.7: Columna estratigráfica de la Formación Tierra Blanca Joven. Modificada de Hernández 

(2004). Las ignimbritas de las unidades c y d no aparecen depositadas en todas nuestras trincheras al igual 

que la unidad G. En la trinchera Olivar tampoco aparece la unidad F. A la derecha aparece una fotografía 

de la secuencia de TBJ en la trinchera Monte. 

 89



3.2. Análisis paleosísmico del segmento San Vicente 

TBJ queda cubierta en la trinchera por 2 ó 3 m de depósitos aluviales 

intercalados con paleosuelos. El depósito aluvial basal, es decir, el que se encuentra en 

contacto con TBJ es la ignimbrita retrabajada y resedimentada (unidad 8) y erosionada 

en parte por depósitos de canal aluvial (unidad 6). Entre ambos aparece una pequeña 

cuña coluvial (unidad 7) formada de la mezcla de materiales aluviales y TBJ. A techo de 

la unidad 6 aparecen dos paleosuelos (unidades 4 y 2) de edad 840 ± 68 y 167 ± 20 cal. 

años BP respectivamente (Tabla 3.1). Intercalado entre estos paleosuelos aparece una 

segunda cuña coluvial (unidad 3) datada en 389 ± 76 cal. años BP.  

Cubriendo toda la secuencia aparece el suelo actual, que en algunas zonas se 

encuentra alterado por el hombre debido a la preparación del terreno para los cultivos de 

maíz y caña de azúcar.    

En esta trinchera podemos observar una zona de gran deformación de unos 6 m 

de ancho con un plano de falla principal vertical, que desplaza todas las unidades 

presentes en la trinchera a excepción del suelo actual (unidad 1), y multitud de fallas 

secundarias. Interpretamos que todos los planos de falla presentes en la trinchera 

convergen en un solo plano en profundidad en base a la geometría que observamos y 

que es típica de una falla de desgarre en un sector con extensión local. En la base de la 

trinchera aparecen estrías de falla oblicuas (cabeceo 15º ± 5º NE) que indican 

movimientos principalmente dextrales con componente normal. El plano de falla 

principal presenta un desplazamiento vertical máximo de 1,6 m, que unido a la 

inclinación de la estría nos indica un salto total máximo de 6,2 ± 1,3 m.  

El análisis de la trinchera de El Carmen revela la existencia de tres eventos 

sísmicos distintos que produjeron rotura superficial (Fig. 3.6). El reconocimiento de 

estos eventos ha sido posible debido a: 1) la existencia de dos depósitos de cuñas 

coluviales, que se interpretan como unidades formadas por materiales derivados de los 

escarpes de falla producidos durante el terremoto; 2) la presencia de una zona de 

bloques adosada al plano de falla principal. Esta morfología es bastante típica de 

movimientos en dirección a lo largo de planos de falla de desgarre; 3) la geometría de 

algunos depósitos que terminan verticalmente contra el plano de falla. 

El evento más antiguo, que hemos denominado El Carmen 3 (C3), desplaza el 

paleosuelo I (unidad 10), la Formación TBJ (unidad 9) y la ignimbrita retrabajada 

(unidad 8). El desplazamiento producido por este terremoto generó un escarpe de falla 

que al erosionarse creó la Cuña Coluvial I (unidad 7). Así mismo, debido al evento C3 

se formó la estructura en bloques que observamos junto al plano de falla principal.  

 90 



Análisis paleosísmico. 3 

El evento C3 se produjo después de la deposición de la ignimbrita retrabajada 

(unidad 8), que es más moderna que TBJ (1.478 ± 64 cal. años BP), y anteriormente a la 

sedimentación de los materiales aluviales, que no hemos podido datar pero que son más 

antiguos que la unidad 4 (840 ± 68 cal. años BP).  

Este evento está asociado a un desplazamiento vertical mínimo de 1 m, lo que 

implica ~3,9 ± 0,8 m de salto total usando la estría encontrada en los planos de falla.  

El segundo evento, El Carmen 2 (C2), se distingue por el desplazamiento que 

produjo en las unidades 6 y 4 y por la formación de otra cuña coluvial derivada del 

escarpe de falla (unidad 3). El evento está bien datado debido a la abundancia de 

materia orgánica encontrada en la cuña coluvial que indica una edad de 389 ± 76 cal. 

años BP. El desplazamiento vertical de este terremoto es de 0,6 m aproximadamente, 

que en desplazamiento total supone 2,3 ± 0,5 m.  

Por último, el evento más joven que se expone en la trinchera, El Carmen 1 

(C1), se ha identificado gracias a la existencia de pequeños desplazamientos en la Cuña 

Coluvial II (unidad 3) y en el paleosuelo III (unidad 2). C1 puede corresponder al 

terremoto de febrero de 2001, aunque no todas las ramas de la falla rompan el suelo 

actual (unidad 1) en la trinchera. La labranza producida en esta zona cada año desde el 

2001 ha podido borrar los desplazamientos en la unidad 1. De cualquier manera, 

podemos afirmar que, al menos, un evento se produjo tras la sedimentación de la Cuña 

Coluvial II (unidad 3). Este último evento, C1, parece ser de desgarre puro si atendemos 

a la geometría de los materiales afectados. Esto nos hace muy difícil determinar el 

desplazamiento total producido por C1, con lo que hemos asumido una rotura similar a 

la encontrada en las roturas superficiales del terremoto de febrero de 2001 descritas en 

el capítulo anterior (0,6 m aproximadamente).*  

 

 

 

 

 

 

* Recientemente, una vez terminada esta tesis, se ha realizado una trinchera sobre la 

ruptura superficial SR1 (ver capítulo 2) y se ha podido identificar una ruptura en el 

material más reciente expuesto, que se interpreta asociada al evento de febrero de 2001. 

Esta ruptura es equivalente a la fractura que se interpreta como el evento C1. 

 91



3.2. Análisis paleosísmico del segmento San Vicente 

 92 

Trinchera Olivar 

 

La trinchera Olivar se excavó perpendicularmente a un escarpe de unos 3 m de 

altura en la parte este del segmento San Vicente  de la ZFES (latitud 13º 39’ 46” N y 

longitud 88º 51’ 30” W) (Fig. 3.3). En esta zona, la falla desplaza superficies Holocenas 

excavadas en depósitos de gravas. La estratigrafía que hemos encontrado en la trinchera 

Olivar es similar a la descrita en la trinchera El Carmen (Fig. 3.8), es importante tener 

en cuenta que los números que aparecen dentro de cada unidad identifican materiales 

distintos en cada trinchera.  

Varias unidades de Olivar se correlacionan con las de la trinchera El Carmen 

como la Formación TBJ (numerada en Olivar como unidad 6) o el paleosuelo oscuro de 

la base (numerada en Olivar como unidad 7), aunque este último material, Paleosuelo I, 

ha sido datado en 5.119 ± 68 cal. años BP en la trinchera Olivar (Tabla 3.1), algo más 

joven que en la trinchera El Carmen. La ignimbrita principal de la Formación TBJ no 

aparece en la estratigrafía de la trinchera Olivar por haber sido erosionada o por no 

depositarse. Otra diferencia estratigráfica que encontramos entre ambas trincheras es la 

presencia en Olivar de dos depósitos de gravas (unidades 8 y 9) situadas por debajo del 

Paleosuelo I. La unidad 9 la hemos datado en 5.514 ± 70 cal. años BP (Tabla 3.1). Sobre 

la Formación TBJ, y erosionándola en parte, se han desarrollado canales aluviales que 

han depositando tres unidades distintas (la unidad 5, de 288 ± 16 cal. años BP, la unidad 

4 y la unidad 2, de finales del Siglo XX) (Tabla 3.1) e, intercalado con estas, aparece el 

Paleosuelo II (unidad 3, 198 ± 30 cal. años BP) (Tabla 3.1). El suelo actual (unidad 1) 

se desarrolla a lo largo de toda la trinchera.  



Análisis paleosísmico. 3 

 93 

 

Figura 3.8: Mapa del muro este de la trinchera Olivar y foto de la trinchera. 
 

 



3.2. Análisis paleosísmico del segmento San Vicente 

Mediante el análisis de esta trinchera hemos interpretado cuatro eventos 

sísmicos que han causado rotura superficial basándonos en las relaciones de corte entre 

las distintas fallas y en las terminaciones y los desplazamientos de estas. La excavación 

muestra un gran número de planos de falla que hemos agrupado en tres tipos por su 

orientación y edad. Los dos tipos de fallas más antiguos (fallas N 70º/50-70º S y fallas 

N 76º/75-90º N) se encuentran desplazando los dos depósitos de gravas (unidades 8 y 9) 

y el Paleosuelo I (unidad 7), mientras que las fallas más modernas (fallas N 100º/80-90º 

N), además de afectar los materiales anteriores, también desplazan a TBJ (unidad 6). 

Las fallas de dirección NO-SE presentan estrías (cabeceo 12º ± 2º NO) marcan 

movimientos de desgarre dextral con componente inverso. 

Los tres eventos más antiguos han sido identificados en la parte sur de la 

trinchera. El terremoto más antiguo, Olivar 4 (O4), lo representa el desplazamiento de 

los planos de falla N 70º/50-70º S que terminan a la base de la Grava II (unidad 8). El 

segundo evento (O3) está representado por las fallas N 76º/75-90º N que desaparecen en 

la base del Paleosuelo I (unidad 7). En algunos puntos de la trinchera, los planos de falla 

más antiguos (los N 70º/50-70º S) están desplazados por los N 70º/50-70º S, lo que nos 

ha permitido obtener relaciones de corte. La edad de estos dos eventos descritos (O4 y 

O3) es anterior a la deposición del Paleosuelo I (5.119 ± 68 cal. años BP) y posterior a 

la sedimentación de la unidad 9 (5.514 ± 70 cal. años BP). 

El tercer evento que aparece en la trinchera (O2) desplaza el Palesuelo I pero no 

afecta a la Formación TBJ, luego este terremoto se produjo después de 5.119 ± 68 cal. 

años BP y antes de la sedimentación de TBJ, es decir, antes de 1.478 ± 64 cal. años BP. 

Por último, el terremoto más moderno, Olivar 1 (O1), lo identificamos por la rotura de 

la Formación TBJ a favor de planos de falla de dirección N 100º E y buzamiento 

prácticamente vertical. La edad la limitan TBJ y la unidad 3, es decir, el terremoto es 

anterior a 198 ± 30 cal. años BP y posterior a 1.478 ± 64 cal. años BP. En la trinchera 

existen algunas fracturas que atraviesan las unidades 2 y 3. Nosotros interpretamos estas 

fracturas como posibles fallas con movimientos centimétricos de desgarre dextral puro 

que pudieron haber sido causadas por el terremoto de El Salvador de febrero de 2001. 

Es muy posible que se produjeran más eventos entre los descritos aquí como O4 

y O3 pero el gran lapso de tiempo que aparece sin registro en la trinchera (~1.200 años) 

entre TBJ y la unidad 2 impide otras interpretaciones.  

 

 94 



Análisis paleosísmico. 3 

 95

No hemos podido determinar los desplazamientos netos asociados a cada evento 

para esta trinchera debido a la complejidad de la estructura que genera una zona de 

deformación muy distribuida, y la cinemática de las fallas, a excepción del evento O1. 

Para este evento hemos calculado un desplazamiento vertical de 0,7 m acumulado en 

varios planos de falla que, sumados a los datos de movimiento por las estrías 

encontradas (cabeceo 12º ± 2º NO), nos indican un desplazamiento total de 3,4  ± 0.5 m. 

 

Trinchera Monte 

 

Al igual que Olivar, la trinchera Monte está excavada cortando un escarpe de 

unos 3 m de alto al este del segmento San Vicente (Fig. 3.3; longitud 88º 51’ 20” W y 

latitud 13º 39’ 47” N). La estratigrafía expuesta en la trinchera Monte (Fig. 3.9) es 

similar a la de Olivar e incluye cuatro depósitos de gravas y arenas intercaladas 

(unidades 5, 6, 7 y 8) depositadas por debajo de un paleosuelo oscuro (unidad 4) que 

podemos correlacionar con el Paleosuelo I de la trinchera Olivar (unidad 7 en Olivar de 

edad 5.119 ± 68 cal. años BP). Por encima de este paleosuelo observamos la secuencia 

completa de la Formación TBJ (unidad 3) y un depósito de material aluvial (unidad 2). 

Cubriendo la trinchera se desarrolla el suelo actual (unidad 1). 

La excavación deja ver un gran número de planos de falla, al igual que ocurría 

en la trinchera Olivar. Existen dos orientaciones de fallas principales, las N 70º/60º S y 

las N 100º/80-90º, que afectan a las unidades 4, 5, 6, 7 y 8, con un desplazamiento 

vertical mínimo de 3,7 m. En esta trinchera no se observan rupturas de falla afectando a 

TBJ, lo que significa que no ha habido terremotos después de 1.478 ± 64 cal. años BP o 

que los eventos recientes se han propagado por las ramas de la falla situadas en la mitad 

meridional de la trinchera donde TBJ no se preserva. 

Según la información que aporta la trinchera hemos interpretado un mínimo de 

tres eventos sísmicos. El más antiguo, Monte 3 (M3) lo identificamos gracias al 

movimiento de los planos de falla N 100º/80-90º con un desplazamiento vertical 

mínimo de 2 m en las unidades 6, 7 y 8. Estas fallas muestran estrías oblicuas (cabeceo 

12º ± 2º) que indican desplazamientos totales para el evento M3 de 9,6 ± 1.5 m. El 

segundo y el tercer terremoto (M2 y M1) se identifican por desplazamientos progresivos 

debido al movimiento de las fallas N 70º/60º S. M2 desplaza la unidad 7 con un 

movimiento vertical mínimo de 1,3 m. La estría oblicua de cabeceo 15º ± 3º que aparece 

en estas fallas nos sugiere desplazamientos totales de 5 ± 1,2 m para M2. 



3.2. Análisis paleosísmico del segmento San Vicente 

 96 

 

 
Figura 3.9: Mapa del muro este de la trinchera Monte y foto de la trinchera. 



Análisis paleosísmico. 3 

La edad de estos dos eventos más antiguos es difícil de determinar ya que no ha 

sido posible datar las gravas y arenas que aparecen en la trinchera. Lo que sí sabemos es 

que son anteriores a la formación del paleosuelo que correlacionamos con una edad de 

5.119 ± 68 cal. años BP. Es posible que estos dos eventos sean los mismos que los 

terremotos antiguos identificados en la trinchera Olivar (O4 y O3) pues las gravas 

parecen pertenecer al mismo depósito. El evento más moderno en la trinchera Monte 

(M1) se identifica por un desplazamiento vertical de ~0,4 m de las unidades 4, 5 y 6. 

Creemos que M1 es posterior a la sedimentación de la unidad 4 (5.119 ± 68 cal. Años 

BP) y anterior a TBJ (1.478 ± 64 cal. años BP). El desplazamiento total para este evento 

basado en la estría (cabeceo 15º ± 3º) es de 1,9  ± 0,3 m.  

 

Trincheras de la zona del Río Desagüe  

  

La mayor parte del segmento San Vicente consiste en una traza de falla bien 

definida que muestra escarpes geomorfológicos claros. Sin embargo, en la zona del 

Desagüe, al oeste del segmento, encontramos la falla dividida en al menos tres ramas 

paralelas (Fig. 3.3). Debido a la alta tasa de erosión que existe en esta zona (el río ha 

generado gran incisión a lo largo de la traza de la falla) las trazas de las fallas no 

muestran una buena expresión en superficie y, por ello, nos ha resultado más 

complicado encontrar un buen punto donde realizar el estudio paleosísmico.  

En la zona de Desagüe hemos excavado una trinchera y limpiado y analizado un 

corte preexistente de materiales a lo largo de un camino, trincheras Desagüe y Camino 

respectivamente, las dos en la rama situada más al norte de las tres (Fig. 3.3). Se han 

descrito los materiales encontrados en la zona, así como la distribución de la 

deformación (la morfología y la estructura de la zona de falla) con el objetivo de añadir 

algo de información estratigráfica y estructural en un área poco estudiada. 

La trinchera Desagüe y el corte en el camino se encuentran a tan solo 50 m de 

distancia y ambos exponen una estratigrafía similar (Fig. 3.10a). En las zonas más bajas 

topográficamente se encuentran depósitos fluviales provenientes de materiales 

volcánicos retrabajados asociados a canales antiguos. Los canales los encontramos 

encajados y erosionando una vieja ignimbrita muy cementada (unidad 15). El depósito 

de canal más antiguo es la secuencia piroclástica Tierra Blanca 3 (TB3) retrabajada. 

TB3 es el depósito resultante de una gran erupción explosiva de la caldera de Ilopango 

hace ~40.000 años (Major et al., 2001).  

 97



3.2. Análisis paleosísmico del segmento San Vicente 

Esta secuencia consiste en un flujo piroclástico blanco con gran cantidad de 

pómeces, ceniza riodacítica fina y una ignimbrita potente (unidades 11, 12 y 13) 

depositadas por encima de un paleosuelo que hemos denominado Paleosuelo I (unidad 

14; hay que tener en cuenta que no hemos realizado correlación ninguna entre este 

paleosuelo y los encontrados en las trincheras El Carmen, Olivar o Monte).  

Para nuestro estudio hemos asumido que la ignimbrita que encontramos en 

Desagüe y Camino pertenece a TB3 debido a las similitudes que hemos encontrado en 

la descripción de esta unidad en otros lugares (comunicación personal de C. Pullinger e 

informes inéditos del SNET). El resto de los depósitos de canal que encontramos en 

estas trincheras son materiales más recientes.  

En la parte norte de las trincheras (Fig. 3.10b), las unidades 6, 7 y 8 aparecen 

cubiertas por una cuña coluvial (unidad 5) y por el Paleosuelo III (unidad 4). La unidad 

6 contiene gran cantidad de materia orgánica que ha sido muy útil a la hora de asignarle 

una edad de 995 ± 69 cal. años BP mediante datación con C14. Al sur de la trinchera 

Camino (Fig. 3.10b), la secuencia de sedimentos de canal se encuentra por encima del 

Palesuelo II (unidad 10) con 7.920 ± 77 cal. años BP de edad, que presenta un material 

intercalado interpretado como una cuña coluvial (unidad 9). Al norte de la trinchera de 

Desagüe (Fig. 3.10b) y por encima del Paleosuelo III, aparece una segunda secuencia de 

canal (unidades 2 y 3) que queda cubierta por el suelo actual (unidad 1). 

 

 

 
 

Figura 3.10a: Fotos de las trincheras Desagüe y Camino, izquierda y derecha respectivamente. 

 

 98 



Análisis paleosísmico. 3 

 99 

 
Figura 3.10b: Mapas de las trincheras Desagüe y Camino, muros oeste y este respectivamente. 



3.2. Análisis paleosísmico del segmento San Vicente 

 100 

Trinchera Camino 

 

El camino que baja al canal del río Desagüe (Fig. 3.3) corta una superficie con 

varios cambios de pendiente que pueden ser atribuidos tanto a escarpes de falla como a 

diferentes niveles de terrazas fluviales (Fig. 3.10b latitud 13º 40’ N y longitud 88º 58’ 

W). La pared del corte del camino, de unos 7 m de alto, expone una alta deformación 

(fallas y fracturas) a lo largo de sus 100 m de pared, aunque nuestro análisis se ha 

centrado únicamente en los 30 m alineados con la mayor deformación de la trinchera 

Desagüe. En la parte analizada en detalle existen dos fallas (fallas A y B) que desplazan 

materiales modernos, el resto de la pared expuesta solo presenta fallas afectando a la 

ignimbrita antigua. La falla A parece romper hasta la base de la unidad 9, mientras que 

la falla B desplaza depósitos más modernos, hasta la unidad 5 (Fig. 3.10b). 

Basándonos en la información de la trinchera de Camino, hemos interpretado la 

existencia de un mínimo de dos terremotos con rotura superficial. El evento más 

antiguo, Camino 2 (Ca2), se identifica por la presencia de la Cuña Coluvial I (unidad 9), 

formada por la erosión de un escarpe de falla, de edad posterior a 7.920 ± 77 cal. años 

BP. El evento más reciente (Ca1) lo hemos interpretado por el desplazamiento a lo largo 

de la falla B y la presencia de la Cuña Coluvial II (unidad 5). El material que aparece 

debajo de esta unidad se ha datado en 995 ± 69 cal. años BP, por lo que el evento Ca1 se 

produjo con posterioridad a esa edad. Los modelos de degradación de escarpes predicen 

que, como primera aproximación, el espesor máximo de la cuña coluvial es 

aproximadamente la mitad de la altura del escarpe que la generó (Wallace, 1977). 

Usando este criterio interpretamos que el evento Ca2 tuvo un desplazamiento vertical 

mínimo de 1 m, mientras que el de Ca1 fue de 0,5 m. Las estrías oblicuas (cabeceo 20º 

± 2º) y las medidas de desplazamientos oblicuos obtenidas en la trinchera nos indican 

un desplazamiento total de 2,9 ± 0,3 m para Ca2 y de 1,7 ± 0,2 m para Ca1.  

Los valores aquí calculados son valores mínimos ya que, debido a la falta de 

registro, no hemos podido determinar si existen más fallas afectando a los materiales en 

el intervalo entre los dos eventos anteriormente descritos. Algunas de las fracturas que 

aparecen hacia el extremo sur de la trinchera Camino, al sur de la falla A, afectan a la 

unidad 7 y al suelo actual. Hemos interpretado estas fracturas como caracteres 

secundarios que podrían estar producidos por la vibración generada por un terremoto en 

esta zona, que pudo haber sido el de febrero de 2001. La trinchera excavada 

recientemente, aunque está a falta de ser analizada, parece corroborar esta hipótesis. 



Análisis paleosísmico. 3 

Trinchera Desagüe 

 

La trinchera Desagüe, situada al oeste de la trinchera Camino (13º 40’ N latitud, 8º 58’ 

3” W longitud), está escavada sobre la misma superficie (Fig. 3.10a). La trinchera tiene 

30 m de largo y 7 de profundidad y, al igual que la trinchera anteriormente descrita, 

presenta dos zonas de cizalla principales que desplazan sedimentos modernos (fallas A 

y B) y una gran cantidad de fracturas y fallas distribuidas por toda la ignimbrita antigua. 

En esta trinchera se pueden identificar dos eventos con rotura superficial. La falla A, al 

sur de la trinchera, se detiene en el Paleosuelo III (unidad 4) y desplaza TB3 lo que 

indica un primer evento, Desagüe 2 (D2), de edad inferior a 40.000 años. La cantidad de 

desplazamiento producida en este evento es muy difícil de determinar, ya que parece 

haber sido un terremoto con movimiento de desgarre horizontal puro. La falla B, al 

norte de la trinchera, es muy similar a la que aparece en la trinchera Camino, tiene la 

misma estructura y afecta a los mismos depósitos. Esto nos hace suponer que la cuña 

coluvial (unidad 5) nos está indicando el mismo evento moderno que observábamos  en 

la trinchera Camino. Este segundo evento, Desagüe 1 (D1), equivale entonces a Ca1 y 

es posterior a 995 ± 69 cal. años BP. El desplazamiento vertical mínimo de este evento 

es de 0,6 m aproximadamente y el salto total, usando la estría encontrada en el plano de 

falla, es de 2 ± 0,2 m como mínimo.  

 

 

 

 

 

 101



 

3.3. HISTORIA PALEOSÍSMICA Y VELOCIDAD DE LA FALLA 

 

Como ya hemos descrito, San Vicente es un segmento de la ZFES con un plano 

de desgarre principal de dirección aproximada N 87º E en la mayoría de su recorrido, 

salvo en la parte occidental (área del río Desagüe), donde la deformación se distribuye 

en al menos tres ramas paralelas. Este segmento también incluye fallas de desgarre 

secundarias, de dirección NO-SE y que pueden absorber parte de la deformación de 

desgarre. La complejidad de la estructura en algunas zonas y el carácter fragmentario 

del registro sedimentario ha hecho difícil correlacionar los eventos que hemos 

identificado en todas las trincheras. 

En este apartado presentamos la historia de ruptura del segmento San Vicente de 

la ZFES (Fig. 3.11), basándonos en los datos obtenidos a partir de las trincheras 

paleosísmicas. Hemos interpretado que, al menos, se han producido siete grandes 

eventos sísmicos con ruptura superficial en los últimos 8.000 años, alguno de los cuales 

posiblemente afectó al segmento entero. Las rupturas que hemos asignado a cada evento 

varían desde 0,6 a 9,6 m de desplazamiento total de desgarre dextral. Es posible que los 

grandes desplazamientos por evento (DPE), como los 5 m o los 9,6 m observados para 

los eventos 5 y 6 respectivamente (columna “Total” en figura 3.11), representen más de 

un evento cada uno o que muestren eventos sísmicos que han reactivado dos o más 

segmentos de la ZFES. En nuestra interpretación, no hemos considerado los DPE 

sacados de las trincheras de la zona de Desagüe, ya que la deformación en esta área está 

claramente distribuida en varias ramas y nuestro trabajo no ha caracterizado toda la 

deformación reciente en esta zona. En esta tesis solo hemos utilizado la información de 

la zona de Desagüe para evaluar si algún evento descrito en Verapaz pudo haberse 

propagado hasta el lago Ilopango. 

 

 

 

 

 

 

 102 



Análisis paleosísmico. 3 

 
Figura 3.11: Esquema resumen del tamaño y la edad de las rupturas de falla en las cinco trincheras del segmento San Vicente de la Zona de Falla de El Salvador (ZFES). En la 

última columna se muestran los resultados totales sumando todos los eventos. 

 

 

 103 



3.3. Historia sísmica y velocidad de la falla 

Hemos interpretado que el evento 1 (última columna en Fig. 3.11) corresponde 

al terremoto de febrero de 2001. Esta afirmación parece clara en la trinchera El Carmen 

(evento C1), aunque en las otras trincheras excavadas es muy difícil de identificar por 

diversos motivos: a) la rotura pudo no haber alcanzado la superficie a lo largo de todo el 

segmento. Existe una expresión desigual de la ruptura en superficie y grandes cambios 

de DPE como ya documentamos en el capítulo anterior; b) es posible que no se aprecien 

los desplazamientos en los suelos actuales debido a la alta alteración que sufren en la 

preparación de las tierras de cultivo realizada por el hombre. En el capítulo anterior, 

argumentamos nuestra idea de que este evento rompió todo el segmento San Vicente y 

le asignamos un desplazamiento máximo horizontal puro de 0,6 m; c) el desplazamiento 

horizontal de 50 cm es difícil de observar en un corte vertical si no es como fisuras o 

fracturas, sobretodo cuando los materiales son masivos y homogéneos como las tefras.  

 La falta de evidencias claras de la existencia del evento 1 en la mayoría de 

nuestras trincheras indica que terremotos de tamaños similares (Mw 6.6) o menores al 

de febrero de 2001 son difícilmente reconocibles en las trincheras paleosísmicas. En 

base a esta observación, consideramos que estamos perdiendo el registro de los 

terremotos de desgarre dextral puro de tamaño moderado producidos por la rotura de la 

ZFES. Por ello, los resultados que obtengamos de velocidad y de DPE han de ser 

tenidos en cuenta como valores mínimos y los intervalos de recurrencia como valores 

máximos. Como ya hemos comentado anteriormente, en el momento de terminar la 

edición de esta tesis se excavó una trinchera ~3 km al oeste de la trinchera El Carmen 

que podría confirmar la ruptura superficial del terremoto de 2001.  

El evento 2 (Fig. 3.11) está representado por el evento C2 y presenta un 

desplazamiento de 2,3 ± 0,5 m. Los eventos Ca1 y D1 pueden representar también el 

evento 2 pero, como hemos dicho anteriormente, solo vamos a usar los datos de las 

trincheras Desagüe y Camino para estimar las longitudes de ruptura posibles y no para 

el cálculo del DPE debido al estilo de la deformación de la falla en esta zona.  

El evento 3 (Fig. 3.11) está representado por C3. La correlación de los eventos 2 

y 3 con los obtenidos en la trinchera Olivar es incierta ya que O1 se puede correlacionar 

con C2 o con C3 en cuanto a edad. Teniendo en cuenta la cantidad de desplazamiento, 

creemos que es más probable que O1 se correlacione con el evento 3 y por ello le 

asignamos un deslizamiento máximo de aproximadamente 3,7 ± 0,7 m (media entre los 

eventos C3 y O1). 

 104 



Análisis paleosísmico. 3 

En la trinchera Monte no hayamos rupturas afectando a los materiales recientes 

pero pueden haberse dado terremotos posteriores a la sedimentación de TBJ en otras 

fallas en el extremo sur de la trinchera afectando únicamente a los materiales más 

antiguos o puede que las últimas rupturas se dieran en planos de falla que no han sido 

expuestos en la trinchera.  

El evento 4 (Fig. 3.11) comprende los eventos O2 y M1 y le hemos asignado un 

desplazamiento aproximado de 1,9 ± 0,3 m. Debido a la falta de registro estratigráfico 

que tenemos en las trincheras Olivar y Monte, es posible que se produjera más de un 

terremoto en el período que va desde los 5.100 años hasta la sedimentación de TBJ. Este 

hecho lo tendremos en cuenta más adelante, a la hora de asignar los intervalos de 

recurrencia. 

 Los eventos 5 (O3 y M2) y 6 (O4 y M3) generaron desplazamientos grandes (5 

± 1,2 m y 9,6 ± 1,52 m, respectivamente), lo que podemos interpretar como que 

representan dos o más eventos cada uno con desplazamientos más pequeños que no 

hemos podido separar en el tiempo con los datos de las trincheras. También pueden 

indicarnos grandes rupturas que implican el movimiento de varios segmentos de la 

ZFES. Este punto será analizado más profundamente más adelante. La correlación de 

los eventos 5 y 6 con la zona del Desagüe es difícil debido a la mala resolución en 

cuanto a la edad de los eventos que tenemos en las trincheras de esta zona y por el 

carácter distribuido de su deformación. La falta de terremotos registrados en la trinchera 

Camino en el momento de producirse los eventos 5 y 6 registrados en la zona de 

Verapaz no implica necesariamente que la rotura no llegara hasta la zona de Desagüe, 

pues es posible que se reactivase otra rama de la falla en esta zona que no hemos 

analizado paleosísmicamente. El evento más antiguo, el evento 7 (Fig. 3.11), solo 

aparece en una de las trincheras analizadas (las otras trincheras presentan secuencias 

estratigráficas más jóvenes) y tiene un desplazamiento aproximado de 2,9 ± 0,3 m. 

Para realizar la caracterización sísmica de la falla hemos estimado unas 

velocidades de movimiento a partir de los desplazamientos horizontales y verticales 

obtenidos de la cartografía detallada de las trincheras. Estos datos nos aportan 

información sobre geometría y orientación del plano de falla y de la orientación de las 

estrías cerca de la superficie e indican velocidades muy constantes de desgarre dextral 

para la falla desde hace 8.000 años  con un valor medio de ~4 mm/año (Tabla 3.2). 

 

 105



3.3. Historia sísmica y velocidad de la falla 

 
TABLA 3.2. Tasas de desplazamiento dextral mínimo (mm/año) para el segmento San 

Vicente de la Zona de Falla de El Salvador, sacados de las trincheras. 
 

Fuente  Desplazamiento Edad (aprox.) Velocidad  

 
 

Trincheras 
 
 

6 ± 1 m  
 

23 ± 4 m  
 

26 ± 4 m  

 
Los últimos 1.500 años 

  
Los últimos 5.500 años  

 
Los últimos 8.000 años 

 

4.1 ±0.6 
 

4.1 ± 0.7 
 

3.2 ± 0.5 

 

Los 4 mm/año de movimiento dextral del segmento San Vicente difieren de las 

velocidades intersísmicas aportadas en los modelos cinemáticos regionales basados en 

velocidades de GPS propuestos por DeMets (2001) y Correa-Mora et al. (2009) y 

también de las estimaciones geológicas de deslizamiento dextral durante el Holoceno 

propuestas por Corti et al. (2005). En estos trabajos se proponen velocidades en torno a 

los 11 mm/año para la zona de falla. Sin embargo, estas velocidades GPS de carácter 

regional en realidad nos indican la velocidad de movimiento total del bloque de pro-

arco limitado por la ZFES, es decir, incluye la deformación de una banda de más de 40-

50 km de anchura, mientras que nuestros datos solo nos informan de la velocidad de la 

falla principal (y en concreto de un segmento de esta).  

Por esto consideramos que ese exceso de velocidad puede estar causado por la 

distribución de la deformación en las fallas secundarias que también forman parte de la 

ZFES, así como en la deformación interna del bloque de pro-arco. Por otro lado, otra 

parte de la diferencia entre la velocidad geológica (paleosísmica) y la velocidad GPS 

(intersísmica) puede ser consecuencia de los vacíos que tenemos en nuestro registro de 

deformaciones paleosísmicas debido a la dificultad a la hora de identificar y caracterizar 

los terremotos de magnitudes menores de Mw 6.6 en las trincheras. La velocidad de la 

falla estimada por Corti et al. (2005) se basa en la medida de desplazamientos de ríos a 

lo largo del segmento Berlín de la ZFES. La deformación del segmento Berlín parece 

estar más concentrada en la falla principal con la presencia de fallas secundarias mucho 

menos activas que en el segmento San Vicente. Es por ello razonable pensar que la traza 

principal tendrá mayor velocidad en esta zona, explicando así la diferencia de velocidad 

en ese sector. Por otra parte, los resultados preliminares (aún inéditos) de la red de GPS 

ZFESNET (Staller et al., 2008), que incluye 25 estaciones de medida rodeando la 

ZFES, indican que la velocidad de movimiento a lo largo de la falla principal es de 4-5 

mm/año (Staller, comunicación personal), lo que resulta coherente con nuestros datos 

paleosísmicos. 

 106 



Análisis paleosísmico. 3 

3.4. DESPLAZAMIENTOS POR EVENTO E IMPLICACIONES DE LA 

SEGMENTACIÓN DE LA ZFES 

 

El único evento histórico asociado claramente a la ruptura del segmento de San 

Vicente de la ZFES es el terremoto de El Salvador de febrero de 2001 (Mw 6.6). En el 

capítulo anterior le asignamos un DPE de 0,6 m y una longitud de rotura superficial de 

unos 20 km. Sin embargo, el estudio paleosísmico indica valores de DPE asociados a las 

rupturas previas en la falla de unos 2 ó 3 m, pudiendo llegar a tener hasta 9,6 m. No se 

ha podido comprobar si el valor de 9,6 m equivale a uno o varios eventos sísmicos, 

luego debemos considerarlo con cautela, pero es probable a partir de las evidencias 

paleosísmicas que el segmento San Vicente pueda, en ocasiones, reactivarse junto con 

otros segmentos generando magnitudes superiores a 7.0. 

Para investigar los posibles modelos de segmentación, hemos estimado los DPE 

y las magnitudes de los terremotos que serían esperables en función de las longitudes de 

falla cartografiadas. Este análisis lo hemos llevado a cabo usando relaciones de escala 

empíricas (Wells y Coppersmith, 1994 y las ecuaciones de Webb en Stirling et al., 2008; 

Tabla 3.3) y hemos comparado los resultados con los DPE obtenidos en nuestras 

trincheras y con el modelo de segmentación propuesto para la ZFES en el capítulo 

anterior, en el que identificábamos cinco segmentos distintos para la ZFES en base a la 

morfología y la estructura (segmentos Oeste, San Vicente, Lempa, Berlín y San Miguel 

en la figura 2.4). 

Los DPE pueden variar en eventos sucesivos para el mismo tamaño de 

terremotos en una zona debido a la variabilidad natural de los procesos de rotura (Yeats 

et al., 1997 y Hecker y Abrahamson, 2004), pero las variaciones también dependen de si 

un segmento se reactiva individualmente ó a la vez que otros segmentos contiguos de la 

falla, lo que produce tamaños de terremotos distintos. En este último caso, la 

variabilidad en los DPE está relacionada con cambios en el tamaño del terremoto, es 

decir, cambios en la longitud de la ruptura. Para las relaciones empíricas que hemos 

usado, valores de DPE de 0,6 m implican rupturas de ~ 20 km, lo que corresponde con 

la ruptura del segmento San Vicente de forma individual, mostrando lo ocurrido durante 

el terremoto de febrero de 2001. 

 

 

 

 107



3.4. Desplazamientos por evento e implicaciones de la segmentación de la ZFES 

Valores de DPE de 2 m implican longitudes de ruptura de 50 km 

aproximadamente, lo que puede corresponder con una rotura combinada de los 

segmentos Lempa y San Vicente. Valores de DPE del orden de 3 m implican rupturas 

de 70 km que en nuestro caso se alcanzarían con la reactivación de los segmentos San 

Vicente, Lempa y Berlín juntos. Longitudes de rupturas de ~100 km, necesarias para 

producir desplazamientos de 5 m, pueden corresponder con la ruptura de todos los 

segmentos de la ZFES desde el lago Ilopango hasta el golfo de Fonseca (segmentos San 

Vicente, Lempa, Berlín y San Miguel). Por último, aquellos asociados a DPE de más de 

9 m implican rupturas de ~140 km y sugieren terremotos que rompen los cinco 

segmentos de la ZFES y magnitudes Mw mayores de 7.5. 

Hemos de hacer hincapié en que nuestras estimaciones de los DPE presentan una 

elevada incertidumbre, puesto que las hemos obtenido usando los desplazamientos 

verticales de las trincheras y las orientaciones de las estrías. Hemos de ser cautelosos a 

la hora de utilizar los datos sobre todo con los DPE de 5 y 9 m, los cuales han sido 

calculados en materiales más antiguos (~8.000 años) y debido a la suma de los 

desplazamientos en varios planos de falla. Además, no podemos obviar la posibilidad de 

que estos desplazamientos representen más de un evento como ya hemos explicado con 

anterioridad. Por todo ello, solo utilizaremos los desplazamientos menores de 3,2 m 

como DPE representativos de los terremotos asociados a la ruptura de la ZFES. 

Incorporando estos datos a nuestras estimaciones preliminares de modos de ruptura, 

hemos interpretado que la ZFES se ha reactivado al menos con tres tamaños de 

desplazamiento por evento (DPE) distintos en los últimos 1.500 años: 0,6 m, ~2 m y ~3 

m, lo que significa la ruptura de 1, 2 o 3 segmentos respectivamente (para los eventos 1, 

2 y 3 de la figura 3.11). 

 

 

 

 

 

 

 108 



Análisis paleosísmico. 3 

3.5. MAGNITUDES MÁXIMAS GEOLÓGICAS, RECURRENCIA Y 

SISMICIDAD HISTÓRICA: IMPLICACIONES PARA LA PELIGROSISDAD 

SÍSMICA 

 

Anteriormente hemos mostrado que los valores de DPE obtenidos de la longitud 

de ruptura de la ZFES eran coherentes con los DPE obtenidos de las trincheras, con el 

rango típico de incertidumbre propio de las fallas de desgarre. Podemos entonces 

utilizar las longitudes de falla cartografiadas para calcular las magnitudes máximas 

geológicas de los terremotos que han  podido generar la ruptura de la falla mediante 

relaciones de escala. En la tabla 3.3 aparecen valores de magnitudes Mw distintos para 

las distintas longitudes de rotura superficial que varían desde los Mw 6.6 hasta Mw 7.7 

procedentes de las relaciones empíricas de Wells y Coppersmith (1994) y de Webb 

(Stirling et al., 2008). Ambas relaciones usan la ruptura superficial de la falla. La 

ecuación de Webb es una relación de escala con límite en cuanto al ancho de rotura de 

falla que se ha usado para fallas normales y para zonas con velocidades de movimiento 

bajas en terrenos volcánicos. Los resultados que obtenemos son muy similares a los 

calculados mediante las relaciones de Wells y Coppersmith para la ZFES (Tabla 3.3).  

Los resultados de ambas ecuaciones son coherentes con los datos sísmicos del 

terremoto de febrero de 2001 y con el modelo de distribución de deslizamiento 

cosísmico sobre el plano de falla creado por Kikuchi y Yamanaka (2001) para este 

mismo terremoto (ver capítulo 2), y también coinciden con lo que hemos observado en 

las trincheras y a nivel morfológico y estructural. Esto afianza los resultados de nuestro 

trabajo en cuanto a la caracterización de la falla.  

El estudio paleosísmico de la ZFES que hemos llevado a cabo sugiere que se han 

producido, al menos, dos terremotos de magnitudes Mw > 7 relacionados con las fallas 

del arco volcánico. Este resultado tiene implicaciones muy importantes en el riesgo 

sísmico de El Salvador, ya que la ocurrencia de grandes terremotos superficiales (< 20 

km de profundidad epicentral) a lo largo del arco volcánico es capaz de generar gran 

cantidad de daños y destrucción a un nivel hasta hoy no esperado. 

 

 

 

 109



3.6. Magnitudes máximas geológicas, recurrencia  y sismicidad histórica: implicaciones peligrosidad 
sísmica 

TABLA 3.3. Desplazamientos por evento (DPE) y magnitudes de terremotos derivadas de relaciones 

de escala a partir de las longitudes de la ZFES cartografiadas. 

Longitudes 
Longitud 
de Rotura 
Superficial 

(km) 

Mw* 
DPE (m) 
calculado 

Mw† 

Segmento San Vicente 

Segmentos San Vicente y Lempa 

Segmentos San Vicente, Lempa y Berlín 

Zona de Falla de El Salvador (desde el lago 

Ilopango hasta el golfo de Fonseca) 

 

21 

49 

73 

123 

 

 

6.6 

7 

7.2 

7.5 

 

0.5 

1.8 

3.2 

7.7 

 

6.7 

7.2 

7.4 

7.7 

 

* Regresiones empíricas de Wells y Coppersmith, 1994. Mw = 5.16 + 1.12 log SRL, donde SRL = longitud 
de rotura superficial (km) y Mw = magnitud momento. Mw = 6.81 + 0.78 log SED, donde SED = 
desplazamiento por evento (m). 
† Mw = 4.18 + 2/3 log (W) + 4/3 log (L) (Stirling et al., 2008), donde W = profundidad sismogenética  
(10-15 km), y L = longitud de rotura superficial (km). 

 

 

Hasta el momento, los terremotos históricos de Mw > 7 que han tenido lugar en 

El Salvador registrados en los catálogos regionales y locales han sido siempre atribuidos 

a la actividad sísmica de la zona de subducción (White et al., 1987; Dewey y Suarez, 

1991; White y Harlow, 1993; Harlow et al., 1993) producida por dos mecanismos 

distintos: 1) el empuje de la placa y la rotura de la zona de Wadati-Benioff y; 2) la 

formación de fallas normales debido a las fuerzas de extensión por la tracción o la 

flexión de la placa que subduce. Los terremotos históricos producidos en la zona 

continental y el arco volcánico han sido identificados como terremotos de magnitud 

moderada, siempre de Mw < 7.0. Según White et al. (2004), la intensidad máxima en la 

escala Mercalli Modificada (MM) producida por los eventos generados en la corteza 

superior y los generados en las zonas de subducción son similares en la región de El 

Salvador (entre VII y IX). Por ello, esto no ha podido ser un criterio para asignar un 

origen u otro a los terremotos históricos en el país. El criterio para asignar una fuente 

sísmica específica a los eventos históricos fue el área de la isosista de intensidad MM 

VII.  

 

 

 110 



Análisis paleosísmico. 3 

Para terremotos corticales se ha considerado que el área con intensidad MM VII 

es menor de 600 km2, mientras que para los grandes eventos sísmicos relacionados con 

la zona de subducción, el área ha de ser mayor que 10.000 km2 (White et al., 2004). Sin 

embargo, el terremoto de desgarre sinestral de Guatemala de febrero de 1976 (Mw 7.5) 

generado por la falla de desgarre de Motagua-Polochic, con una longitud de rotura 

superficial total de alrededor de 250 km, fue un terremoto superficial (5-20 km de 

profundidad epicentral) con un área de intensidad MM VII de > 10.000 km2 (White y 

Harlow, 1993). Esto significa que el criterio usado por la mayoría de los autores para 

asignar la fuente sísmica no es del todo adecuado y que podemos considerar que los 

terremotos del arco volcánico salvadoreño con magnitudes Mw > 7 podrían producir 

grandes áreas de intensidad MM VII. 

Los datos obtenidos de las trincheras nos indican una recurrencia media para 

grandes terremotos (Mw > 7) a lo largo de la ZFES de ~ 750 años para los últimos 

1.500 años (eventos 2 y 3, ver figura 3.11). 

El comienzo del registro histórico de terremotos en el país se remonta 500 años 

atrás, con lo que es posible que el evento 2 (Fig. 3.11) que hemos identificado en las 

trincheras pueda haber quedado reflejado en los documentos históricos. Para tratar de 

identificarlo hemos revisado los catálogos sísmicos históricos e instrumentales 

(accesibles en la red en las paginas: 

http://www.elsalvador.com/noticias/terremoto/cronologia.htm, http://neic.usgs.gov/, 

http://www.snet.gob.sv/ver/sismologia/registro/estadisticas/, y http://www.isc.ac.uk/), 

hemos recopilado libros y artículos de datos sísmicos (Lardé, 1978; Harlow et al., 

1993; White y Harlow, 1993; Peraldo y Montero, 1999; Ambraseys y Adams, 2001; 

Dewey et al., 2004; White et al., 2004). En esta revisión bibliográfica hemos encontrado 

que algunos terremotos históricos han podido ser asociados erróneamente a la actividad 

en la zona de subducción. El evento 2 obtenido de las trincheras se produjo entre el año 

1485 y el 1803 AD., lo que podría encajar con el terremoto de 1719 registrado en los 

catálogos históricos.  

La zona de subducción ha sido propuesta como la fuente sísmica de este evento 

por White y Cifuentes (1988), White y Harlow (1993), Peraldo y Montero (1999) y 

White et al. (2004), asumiendo un área de intensidad MM VII de 9.243 km2 (Fig. 3.12) 

y una magnitud Ms de 7.2. El mapa de isosistas (Fig. 3.12) muestra la apertura de la 

isosista de VII hacia el sur. Sin embargo, no hemos encontrado ninguna descripción de 

daños o efectos producidos por este terremoto al sur de El Salvador.  

 111

http://www.elsalvador.com/noticias/terremoto/cronologia.htm
http://neic.usgs.gov/
http://www.snet.gob.sv/ver/sismologia/registro/estadisticas/
http://www.isc.ac.uk/


3.6. Magnitudes máximas geológicas, recurrencia  y sismicidad histórica: implicaciones peligrosidad 
sísmica 

Pensamos por ello que la representación de la isosista en el mapa se debe más 

bien a que su autor prejuzga que la actividad en la zona de subducción es el origen del 

terremoto. Hay que tener en cuenta que la ZFES no fue descrita hasta 2004, luego los 

autores de los mapas de isosistas no consideraban la posibilidad de un terremoto tan 

importante en la zona volcánica.  

 

 
Figura 3.12: Mapa con la distribución de intensidades MM y las isosistas de VII y VIII producidas 

durante el terremoto de El Salvador de 1719, modificado de Peraldo y Montero (1999). 

 

 

Por otra parte, la descripción de los efectos producidos por el terremoto en los 

alrededores de las ciudades de San Salvador y San Vicente (Lardé, 1978; Peraldo y 

Montero, 1999) es muy similar a la referida tras el terremoto de febrero de 2001 

(Apéndice B). Lardé (1978) y Peraldo y Montero (1999) han recopilado descripciones 

de “grandes fracturas, zonas licuefactadas y emanaciones de gases de azufre” 

producidas durante el terremoto de 1719 y también recogen descripciones de la 

destrucción de numerosos edificios, iglesias y monasterios, especialmente en las 

ciudades de San Salvador y San Vicente.  

 112 



Análisis paleosísmico. 3 

Estos autores también hacen constar el elevado número de sísmos premonitorios 

y réplicas ocurridas en la zona. Se cree que el bajo número de muertos que produjo este 

terremoto (7 personas) fue debido a la existencia de más de 150 terremotos 

premonitorios que alertaron a la población.  

Toda esta información nos lleva a pensar que la fuente de este terremoto de 1719 

puede estar relacionada con alguna falla del arco volcánico salvadoreño y que nos 

encontremos ante un gran terremoto (Mw > 7) superficial. Nuestros estudios 

paleosísmicos sugieren que la fuente sísmica de este terremoto podría ser la falla 

principal de la ZFES a través de la reactivación del segmento San Vicente (la misma 

zona donde se produjo el terremoto de febrero de 2001), además de alguno de los 

segmentos adyacentes. 

Otra posibilidad es que el evento 2 obtenido en el estudio de trincheras se 

correlacione con el terremoto de 1748. White y Cifuentes (1988) y White et al. (2004) 

han estimado que este evento tuvo una magnitud de 7.1 y sugieren su origen en la 

actividad sísmica de la zona de subducción, pero Harlow et al. (1993) y Peraldo y 

Montero (1999), consideran que los daños producidos por este terremoto están muy 

concentrados (Apéndice B) en los alrededores del lago Ilopango (Fig. 3.13), lo que 

apuntaría a un origen más local. 

Para determinar si uno de estos dos terremotos o algún otro se corresponde con 

el evento 2 que obtenemos del estudio paleosísmico, se hace necesario un estudio 

mucho más exhaustivo y profundo de los documentos históricos y los catálogos 

sísmicos de El Salvador. En este capítulo hemos tratado de dejar constancia de la 

necesidad de dicho estudio para una mejor caracterización de la peligrosidad y el riesgo 

sísmico en la zona.  

 

 113



3.6. Magnitudes máximas geológicas, recurrencia  y sismicidad histórica: implicaciones peligrosidad 
sísmica 

 114 

Por otra parte, hemos analizado la sismicidad histórica en El Salvador (catálogo 

de terremotos en Apéndice B) desde 1524 hasta la actualidad tratando de identificar 

eventos de Mw 6.0-6.6 (similares al terremoto de febrero de 2001) asociados a las fallas 

del arco volcánico ya que no hemos podido dar un intervalo de recurrencia para 

terremotos de Mw < 6.6 a partir de los datos obtenidos de las trincheras. Para algunos 

terremotos, como los de 1719 y 1748, hemos optado por una de las dos opciones de 

fuente sísmica dadas por los distintos autores (origen en la actividad sísmica de la zona 

de subducción u origen en la sismicidad relacionada con las fallas del arco volcánico). 

También hemos recopilado información sobre las localizaciones epicentrales y la hemos 

proyectado en la figura 3.14 junto con los datos de terremotos superficiales del Siglo 

XX relocalizados. 

Figura 3.13: Mapa con la distribución de intensidades MM producidas durante el terremoto de El 

Salvador de 1748, modificado de Peraldo y Montero (1999). 

 

 

 

 

 



Análisis paleosísmico. 3 

 115 

 
Figura 3.14: Sismicidad total en El Salvador desde el año 1524 al 2008 para magnitudes Mw > 5.7 recopiladas para este estudio del catálogo completo del SNET, de Lardé 

(1978) y de Peraldo y Montero (1999). La localización epicentral de los terremotos antes del 1900 está basada en efectos locales y por ello tiene gran incertidumbre.  



3.6. Magnitudes máximas geológicas, recurrencia  y sismicidad histórica: implicaciones peligrosidad 
sísmica 

Considerando que todos los terremotos representados en la figura 3.14 

estuvieran asociados a la rotura de la ZFES (y teniendo en cuenta que la zona de falla 

tiene una anchura de ~15 km), hemos obtenido un intervalo de recurrencia para 

terremotos de magnitudes intermedias (Mw 5.7-6.4) de 15 ± 5 años para toda la ZFES. 

Si consideramos solamente los terremotos localizados en los alrededores del segmento 

San Vicente (siendo muy cautelosos, pues existe una gran incertidumbre en la 

localización epicentral para los terremotos históricos), la recurrencia del segmento San 

Vicente es de unos 25 ± 5 años para el mismo período de tiempo. La recurrencia media 

de la ZFES para terremotos de 6.5 < Mw < 7.0, basándonos en nuestro estudio de 

sismicidad histórica, sería de ~ 40 ± 10 años.  

Estos resultados son una primera aproximación a la recurrencia de la ZFES. 

Como ya hemos apuntado anteriormente, se hace necesario una revisión de los análisis 

de la sismicidad histórica anterior al Siglo XX para caracterizar mejor tanto las fuentes 

sísmicas como las localizaciones epicentrales de los terremotos a tenor de los nuevos 

conocimientos acerca de la estructura de la ZFES y de su actividad paleosísmica. 

Así mismo, es importante remarcar que nuestro trabajo, aunque pionero en 

cuanto a estudios paleosísmicos en la ZFES, se ha centrado, casi exclusivamente en el 

segmento San Vicente en cuanto a los grandes terremotos se refiere. Los estudios de la 

ruptura de la falla a lo largo de otros segmentos de ésta son necesarios para corroborar 

las cuantificaciones aquí expresadas sobre los parámetros de la falla y para refinar las 

estimaciones de la peligrosidad de dicha falla en su conjunto. 

 116 



Análisis paleosísmico. 3 

3.6. CONCLUSIONES DEL ANÁLISIS PALEOSÍSMICO 

 

Los primeros estudios paleosísmicos llevados a cabo en El Salvador, a lo largo 

de la ZFES, indican que las principales fallas en esta zona forman parte de un sistema 

de desgarre dextral capaz de generar terremotos de magnitudes que pueden llegar hasta 

Mw 7.7. Este resultado difiere de lo hasta la fecha definido para la sismicidad de El 

Salvador, donde los terremotos de magnitudes Mw > 6.5 han sido siempre asociados a 

eventos de subducción obviando la posibilidad de que las fallas activas a lo largo de 

arco volcánico puedan generar terremotos de Mw > 6.5. Los estudios paleosísmicos 

mediante trincheras, las dataciones con C14 y los estudios de campo a lo largo del 

segmento San Vicente de la ZFES revelan evidencias de, al menos, siete terremotos con 

rotura superficial en los últimos 8.000 años, el más reciente ocurrido en febrero de 

2001. También nos indican que en la zona se pueden dar terremotos de magnitudes 

mayores de Mw 7, basándonos en los desplazamientos por evento (DPE) que varían 

desde 0,6 a 9,6 m y en posibles longitudes de rotura de la falla. El carácter reciente de 

los eventos combinado con la velocidad geológica de movimiento de la falla calculada 

en este estudio (4 mm/año), que es coherente con velocidades GPS tanto locales como 

regionales, sugiere intervalos de recurrencia de ~ 750 años para los terremotos más 

grandes. 

Sin embargo, una evidencia de nuestro estudio es que los terremotos pequeños o 

moderados (Mw < 6.7) generados por la rotura de un solo segmento son difíciles de 

reconocer en las trincheras paleosísmicas y su presencia puede cambiar el valor de 

intervalo de recurrencia de la falla. Es decir, el análisis de las trincheras nos informa de 

los eventos de Mw > 6.6 ocurridos pero debemos ser conscientes de que podemos estar 

obviando un alto número de eventos de desgarre puro de Mw ~ 6.6 similares al evento 

del 13 de febrero de 2001, con las importantes implicaciones que ello conlleva para la 

peligrosidad sísmica en la zona. 

Por otra parte, es de gran interés determinar si terremotos como el de Mw 6.6 de 

febrero de 2001 afectan a la dinámica de la falla y en qué medida lo hacen, ya que la 

rotura de un segmento puede producir un déficit de deslizamiento en relación a las fallas 

o segmentos cercanos que puede generar un incremento de la peligrosidad en la zona. 

 

 

 117



3.6. Conclusiones 

Así mismo, el análisis paleosísmico de la ZFES nos hace mirar de forma distinta 

a la sismicidad histórica catastrófica ocurrida en la región. La falta de información 

acerca de la estructura del arco volcánico, de la existencia de la ZFES hasta su 

identificación en el año 2001 y de su historia paleosísmica, nos hace considerar que la 

interpretación de las fuentes sismogenéticas de los terremotos históricos de la zona de 

El Salvador ha estado sesgada. Los nuevos conocimientos obtenidos de la ZFES 

justifican, a nuestro entender, una reinterpretación de la sismicidad histórica a la vista 

de que los datos paleosísmicos indican que las fallas de la ZFES han generado y pueden 

generar en el futuro terremotos de Mw > 7.0. Por ello es necesario continuar con el 

estudio paleosísmico del resto de los segmentos de la falla para determinar mejor los 

parámetros de la ZFES. 

 

 

118 
 



 
 

4. ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LA ZONA DE FALLA DE EL 

SALVADOR  

 

4.1. INTRODUCCIÓN 

 

El estudio estructural se centra en el análisis de una gran zona de falla de 

desgarre dextral, la ZFES, de unos 150 km de longitud por 20 km de anchura de la zona 

de cizalla de dirección E-O (Martínez-Díaz et al., 2004) y paralelo a la costa a lo largo 

del arco volcánico salvadoreño (Fig. 4.1a). Las fallas principales (o zonas de 

deslizamiento principal) de la ZFES, que se sitúan al norte de los volcanes activos, 

buzan hacia el sur mientras que las fallas localizadas al sur de los volcanes activos y 

buzan hacia el norte. Esta geometría ha llevado a algunos autores a considerar que la 

ZFES pudo haberse desarrollado sobre una estructura de graben generada por extensión 

previa al desgarre (Carr, 1976). La ZFES afecta a formaciones volcánicas compuestas 

por lavas, y depósitos de ignimbritas y tefras de edad Pleistoceno-Holoceno, así como a 

terrazas fluviales y abanicos Holocenos. A pesar de que esta zona de falla es una de las 

estructuras más importantes del norte de Centroamérica, y de la alta sismicidad que 

produce, ha sido objeto de muy pocos estudios tectónicos y estructurales. La razón 

principal de esto es la escasez de afloramiento de la zona de falla motivada por una 

densa cubierta vegetal, así como por la naturaleza masiva de las formaciones volcánicas 

afectadas que dificulta la identificación de marcadores de la deformación. Por ello, 

hemos aprovechado la exposición de muy buenos afloramientos de las estructuras 

tectónicas en las excavaciones de las trincheras paleosósmicas, así como en varios 

grandes deslizamientos producidos a lo largo de la ruptura del terremoto de 2001 

estudiado en el capítulo 1. 

La estructura superficial de la falla muestra una arquitectura joven en régimen de 

desgarre transtensivo que viene dado por la deriva relativa de la placa de Caribe hacia el 

este (Álvarez-Gómez et al., 2008) en relación con la placa de Cocos.  

 

 

 

 

 

119 



4.1. Introducción 

Las grandes fallas de desgarre paralelas a bordes de placa activos de subducción 

suelen ser el resultado de la convergencia oblicua de las placas litosféricas, donde el 

movimiento relativo se reparte en desplazamientos paralelos y perpendiculares al 

margen de la placa. El desplazamiento paralelo al margen es absorbido por movimientos 

transcurrentes en la falla vertical localizada en el continente (Fitch, 1972). Sin embargo, 

en el caso de la ZFES la estructura superficial de la falla muestra una organización 

joven y un régimen de desgarre transtensivo que según recientes trabajos de 

modelización tectónica y de velocidades GPS, está generado por la deriva relativa de la 

placa de Caribe hacia el este (Álvarez-Gómez et al., 2008; Correa-Mora et al., 2009) 

(Fig. 4.1b). 

La singularidad de la ZFES en cuanto al origen tectónico hace de esta estructura 

un objeto de estudio muy interesante. En este capítulo describimos la estructura y 

evolución de la ZFES, que ha sido la fuente sísmica de numerosos y recientes 

terremotos de magnitudes moderadas a altas y la compararemos con modelos teóricos y 

análogos. Nuestro objetivo es llegar a entender el comportamiento de la falla en cuanto 

a su desplazamiento, estructura, segmentación y evolución, así como intentar determinar 

cómo la deformación tectónica se acomoda en esta parte de Centroamérica. Las formas 

del terreno y las estructuras generadas por la actividad reciente de la ZFES se han 

preservado poco, debido a la alta tasa de erosión que sufre El Salvador y a la 

homogeneización constante del paisaje, gracias a la deposición masiva de materiales 

volcánicos piroclásticos que cubren la superficie en cada evento volcánico en las 

proximidades de las calderas. Estos dos factores, unidos a la densa cubierta vegetal,  

hacen que se produzca una pérdida de información muy rápida en la zona, y la que ha 

persistido tras los grandes eventos eruptivos es poco evidente en el terreno. A pesar de 

ello, durante nuestro estudio hemos podido analizar las estructuras producidas por el 

movimiento de las fallas que han quedado preservadas para determinar la cinemática 

que opera en la región. Para ello hemos utilizado como herramientas fundamentales: a) 

el análisis morfotectónico de modelos digitales del terreno con resoluciones entre 20 y 

90 m; b) análisis de fotografías aéreas; c) análisis de imágenes de satélite Quickbird y d) 

análisis de afloramientos de campo tanto naturales como excavados en las trincheras 

paleosísmicas.  

 

 

 120 



Análisis estructural. 4 

 121

Parte de la zona de falla presenta un importante componente vertical y en 

algunos puntos la complejidad estructural de la superficie es grande, con numerosas 

trazas de fallas paralelas unas a otras con movimientos tanto de desgarre como con 

componente de falla normal. Como ya hemos apuntado anteriormente, la ZFES muestra 

indicadores de movimientos recientes a muy diversas escalas, desde deformaciones del 

terreno a escala de centímetros que son el resultado de los movimientos generados 

durante el último terremoto (terremoto de El Salvador de febrero de 2001), a 

deformaciones a escala kilométrica de calderas y cuencas.  

Estas y otras observaciones nos aportan importante información sobre el 

comportamiento de la falla durante cada terremoto y también sobre la evolución de 

dicha falla a largo plazo y el papel que ha jugado en la tectónica regional. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 



4.1. Introducción 
 

122 

Figura 4.1: A. Imagen de RADAR SRTM de El Salvador con la línea blanca marcando la Zona de Falla de El Salvador. B. Modelo digital del terreno (MDT) de diez metros 

de resolución sacado del mapa topográfico 1:25.000 con las fallas y segmentos activos de la Zona de Falla de El Salvado (ESFZ). Los rectángulos señalan las áreas abarcadas 

por las figuras 4.5 y 4.6. 

 
 



Análisis estructural. 4 

4.2. ESTRUCTURA, CINEMÁTICA Y VELOCIDAD GEOLÓGICA DE LA 

ZFES  

 

En los capítulos anteriores, dividimos la ZFES en cinco segmentos en base a 

datos sísmicos y morfológicos utilizando fotos aéreas y el modelo digital del terreno. 

Los sedimentos volcánicos cubren e igualan la superficie cada vez que se produce una 

erupción con caída de tefras, enterrando los escarpes preexistentes y homogeneizando el 

paisaje. Esto, por un lado, dificulta la observación de estructuras aunque, por otro lado, 

nos asegura que gran parte de las estructuras observadas en el modelo digital son muy 

jóvenes y nos hablan de la cinemática holocena de la ZFES. 

A lo largo de esta tesis hemos llevado a cabo análisis morfotectónicos en la zona 

para intentar determinar la edad del paisaje y de la red de drenaje afectada por la ZFES. 

Dentro del análisis morfotectónico también hemos estudiado los ríos y arroyos de la 

zona buscando anomalías en la red de drenaje (bloqueos, desvíos anómalos, capturas 

etc.) como consecuencia de los movimientos de las fallas. El análisis de la morfología, 

especialmente de la red fluvial, a escalas locales ha dado escasos resultados 

interpretables, ya que la dinámica de la red fluvial en zonas volcánicas con actividad 

piroclástica predominante es muy complicada. La experiencia en regiones similares a la 

nuestra como la Taupo Volcanic Zone (Nueva Zelanda) indica que en función de la 

magnitud de los grandes episodios de erupciones explosivas ácidas la red fluvial puede 

quedar completamente  cubierta generándose otra red con una geometría nueva. Sin 

embargo, en otros casos puede quedar parcialmente cubierta, de modo que la 

implantación de la red siguiente sigue la misma geometría previa. Esto dificulta la 

elección de una edad para las anomalías y deformaciones  en la red fluvial generadas 

por la ZFES, por lo que solamente hemos utilizado aquellas observaciones a escala 

cartográfica que nos permiten hacer estimaciones de velocidad. El análisis que mejor 

resultados ha dado para caracterizar la estructura actual de la ZFES es el estudio de las 

trazas y escarpes en el modelo digital del terreno de 10 m de resolución y el análisis de 

la estructura de la falla en las paredes de las trincheras paleosísmicas y afloramiento 

locales.  

 

 

 

 123



4.2. Estructura, cinemática y velocidad geológica de la ZFES 

En los últimos cuatro años hemos realizado observaciones de campo detalladas a 

lo largo de unos 70 km de longitud de la zona de falla desde el lago Ilopango hasta la 

zona del volcán Berlín (Fig. 4.1). A continuación describiremos primero las estructuras 

identificadas en la falla a escala de afloramiento y sus indicadores cinemáticos. 

Posteriormente, y de oeste a este, describiremos las deformaciones del terreno 

producidas por la acumulación de movimientos a largo plazo. Por último, detallaremos 

la velocidad media de la falla calculada mediante el análisis del modelo digital del 

terreno y la compararemos con los resultados obtenidos en el capítulo anterior mediante 

paleosismología y con los datos publicados de GPS de la zona.  

 

Estructura y cinemática de la falla a escala de afloramiento 

 

Para nuestro estudio de la estructura superficial de la ZFES hemos analizado las 

paredes de las cinco trincheras paleosísmicas excavadas en el segmento San Vicente, 

detalladas en el capítulo anterior y los afloramientos naturales y cortes de carreteras de 

la zona de falla a escala métrica, a lo largo de la zona de desplazamiento principal. 

Asimismo, se han medido fallas en 16 estaciones a lo largo de todo el segmento. Con la 

interpretación de estas estructuras pretendemos determinar el régimen tectónico local a 

lo largo de la falla principal durante el cuaternario, y si se observan o no estructuras 

previas o rejugadas que nos hablen de la evolución del régimen tectónico reciente. Esto 

nos ayudaría a interpretar la evolución estructural de la ZFES en su conjunto y su 

relación con la segmentación actual. 

  En las estructuras observadas en las trincheras (Fig. 4.2) podemos identificar 

cómo la deformación de desgarre se distribuye en numerosos planos de falla en una 

banda de cizalla de entre 10 y 25 m de ancho, con orientaciones y buzamientos 

variables. En profundidad la estructura parece converger hacia una o dos fallas 

principales. Esto nos da una idea de una estructura compleja en superficie y más sencilla 

en profundidad a medida que aumenta la presión de confinamiento, de modo que la falla 

se ramifica hacia arriba en una geometría en flor típica de las fallas de desgarre 

(Harding, 1985; Price y Cosgrove, 1990). 

   

 

 
 

 124 



Análisis estructural. 4 

 

 
 

Figura 4.2: Fracturación observada en las paredes de las trincheras excavadas en el segmento San Vicente 

de la ZFES en los que aparecen la distribución de fallas ilustrando la alta complejidad de las estructuras 

que convergen en profundidad.   

 

En la figura 4.3 observamos un ejemplo a escala métrica de cómo un único plano 

de falla en profundidad se divide en varios planos hacia la superficie, con distintos 

componentes verticales que pueden ir desde planos de apariencia de falla normal a 

inversos.  

 

 125



4.2. Estructura, cinemática y velocidad geológica de la ZFES 

 
Figura 4.3: Fotos de las fallas expuestas en los muros de las trincheras que de un plano en profundidad se 

abren en varios planos hacia la superficie. 

 

Por otra parte, hemos seleccionado para su interpretación estructural algunos 

afloramientos naturales de la falla principal. En uno de ellos, cercano al deslizamiento 

de la Leona (Fig. 4.4), que afectó a la carretera Panamericana (estación 15 en figura 

4.5), se aprecia como los depósitos volcánicos de la caldera La Carbonera están 

afectados por fallas normales que, a su vez, aparecen desplazadas por fallas de desgarre 

más modernas. La formación de las fallas normales puede ser atribuida una etapa 

extensional previa al actual desgarre transtensivo coherente con una estructura previa de 

graben extensional propuesta por algunos autores. Otra posible interpretación sería un 

efecto local debido al colapso de la caldera La Carbonera cuyo escarpe se sitúa próximo 

a este afloramiento.  

 126 



Análisis estructural. 4 

 

 

 
Figura 4.4: Foto de la zona de la curva de La Leona, en el talud de la carretera Panamericana, al NO DE 

San Vicente, que muestra un corte con las relaciones entre fallas. Los depósitos volcánicos que 

observamos están afectados por fallas normales que, a su vez, están desplazadas por las fallas de desgarre 

más recientes.  

 

La orientación de estas estructuras es coherente con el movimiento 

predominante de desgarre dextral. Un componente oblicuo del desplazamiento 

extensional aparece en algunas zonas, con la presencia de fallas en-echelon que 

presentan escalones con saltos a la izquierda y escarpes verticales y que podría explicar 

estructuras extensionales locales.  

Con el objetivo de analizar la continuidad de la geometría y cinemática de la 

deformación a lo largo del segmento San Vicente de la ZFES y en la zona de 

terminación del segmento al norte de la cuenca del Lempa, hemos medido 22 estaciones 

de fallas sobre rocas de edades desde Miocenas a Holocenas. En las figuras 4.5 y 4.6 

observamos  proyectado dichos datos en el modelo digital del terreno junto al mapa de 

fallas activas y los diagramas de rosas de direcciones.  

 127



4.2. Estructura, cinemática y velocidad geológica de la ZFES 

 128 

En la mayoría de estaciones con mayor número de datos se observan familias 

predominantes con direcciones coherentes con la fracturación secundaria propia de una 

cizalla de desgarre dextral E-O: planos Riedel (planos R (ONO-ESE a NO-SE) y R’ (N-

S a NNW-SSE) y planos Y (E-W), siguiendo la terminología descrita por Tchalenko y 

Ambraseys (1970) y Logan et al., (1979).  

En el caso que nos ocupa, la zona de falla está en su mayor parte cubierta por un 

manto de depósitos piroclásticos muy jóvenes (Cuaternarios) que, a modo de análogo 

natural de un ensayo de deformación analógica de “caja de arena” (Riedel, 1929 y 

Tchalenko, 1968), favorece la presencia de una estructura inmadura en superficie 

dominada por fracturación secundaria de cizalla. Las orientaciones predominantes de 

esta fracturación secundaria (NNO-SSE, NO-SE y O-E) unidas a la existencia de estrías 

que nos muestran el movimiento dextral general con componente normal  apoyan un 

campo de esfuerzos dominantemente transtensional, con SHmax y SHmin orientados 

~N160ºE y ~N70ºE respectivamente. 

La figura 4.8 muestra algunos ejemplos de distintas estructuras identificadas a lo 

largo de la traza de la falla. Se han encontrado estructuras a escala de decimétricas a 

hectométricas en prácticamente toda la zona de falla con la aparición de fracturas en-

echelon, bloques levantados creando crestas de presión. En algunos sectores la zona de 

falla se presenta como uno o varios planos de falla muy lineales que se extienden a lo 

largo de varios cientos de metros, que discurren paralelas a la dirección general de la 

traza de falla principal, como se apreció en la ruptura durante el terremoto de El 

Salvador de febrero de 2001 apareciendo estructuras en flor y bandas de deformación 

distribuida  (Fig. 4.8c). 



Análisis estructural. 4 

 
Figura 4.5: Datos estructurales de fallas, recogidos a lo largo del segmento San Vicente de la ZFES. El diagrama de rosas de direcciones de la izquierda representa la 

distribución de orientaciones en las estaciones del oeste del segmento (1, 2, 3 y 4), mientras que el de la derecha representa la distribución de orientaciones en las estaciones 

del centro y del este del segmento (resto de estaciones). 

 129 



4.2. Estructura, cinemática y velocidad geológica de la ZFES 

 130 

Figura 4.6: Estaciones de análisis de indicadores cinemáticos de falla y su representación estereográfica, medidos en la zona del río Lempa y con la representación de estos 

datos en una rosa de direcciones. 

 



Análisis estructural. 4 

 

Figura 4.7: Esquema que muestra estructuras secundarias que se generan normalmente en rocas de 

cobertera sobre una falla principal de desgarre en el basamento. Modificada de Price y Cosgrove, 1990. 

 

 
Figura 4.8: Ejemplos de estructuras relacionadas con el movimiento de la ZFES. a) Foto de una estructura 

de push up típica de fallas de desgarre observada en el muro de la trinchera El Carmen. b) Estructura de 

Shutter ridge producida por el desplazamiento progresivo de la falla. El plano de falla se encuentra en la 

base de la estructura, donde realizamos la trinchera. c) Afloramiento de la zona de cizalla principal de la 

ZFES 1,3 km al oeste de la trinchera El Carmen. La cizalla aparece distribuida en un bloque de relieve 

positivo limitado por dos fallas principales.     

 

 

 

 131



4.2. Estructura, cinemática y velocidad geológica de la ZFES 

Estructura y cinemática de la falla a escala cartográfica 

 

Con el objetivo de observar las variaciones laterales en la estructura y cinemática 

de la zona de cizalla que forma la ZFES así como su continuación hacia el este y el 

oeste hemos planteado la descripción de la misma  desde el oeste hacia el este dividida 

en varias secciones (que en algunos casos coinciden con los segmentos ya definidos en 

capítulos anteriores) en función de la orientación de la zona de cizalla, la orientación, 

grado de continuidad y distribución de las fallas secundarias (Fig. 4.9).  

La sección más occidental de la falla  corresponde con la zona de conexión de la 

ZFES con la Falla de Jalpagua en Guatemala. Este sector de la ZFES, que 

correspondería con el segmento oeste, presenta una deformación dispersa y solo se 

localizan varias fallas de dirección N120ºE que se conectan hacia el oeste para continuar 

en Guatemala como la falla de Jalpatagua. En la zona más occidental de la sección la 

componente vertical de la falla es muy clara, generando levantamientos de bloques 

hacia el norte y una zona deprimida hacia el sur.   

La Sección Centro-Oeste (Fig. 4.9) coincide con el segmento oeste definido en 

capítulos anteriores. Esta sección de la ZFES se caracteriza por presentar una zona de 

cizalla muy distribuida de unos 40 km de anchura por 80 km de longitud y presenta las 

fallas principales con orientaciones NO-SE. La localización de los volcanes y calderas 

activos que aparecen dentro de esta sección coincide con las zonas más deprimidas, que 

se alarga en dirección NO-SE y aparece limitada por fallas de desgarre de la misma 

dirección, con componente vertical de movimiento. Las fallas que limitan la depresión 

al norte presentan escarpes con buzamientos hacia el sur, mientras que las fallas que 

limitan la estructura al sur presentan, en general, escarpes con buzamiento al norte 

(Cordillera de Apaneca). Esta morfología recuerda a una estructura de graben con los 

volcanes activos en su interior. En la Sección Centro-Oeste se observan también 

numerosas fallas de direcciones NNO-SSE y NNE-SSO que asociamos a un régimen 

extensional local que se analizará posteriormente.  

Asimismo, algunas de las fallas de este sector se asocian con la presencia de los 

edificios volcánicos. La carga de esfuerzos verticales inducida por el crecimiento de los 

edificios volcánicos genera fallas de direcciones NNO-SSE en los flancos de los 

volcanes, paralelas a la dirección del SHmax.  

 

 

 132 



Análisis estructural. 4 

 133

La fallas de desgarre puro de direcciones E-O y ENE-OSO aparecen también  

retocando las morfologías volcánicas previas indicando que la tectónica de desgarre es 

posterior a la construcción de muchos de los edificios volcánicos de la zona y de la 

estructura de graben. 

La Sección Centro-Este de la ZFES (Fig. 4.9) incluye los segmentos San 

Vicente, Lempa y Berlín (ver capítulo 2) y es la zona donde la falla principal está mejor 

desarrollada a lo largo de un plano de falla con una traza más clara y continua. Esta 

sección corresponde a una zona de cizalla de 20 km de anchura por 60 km de longitud y 

está dominada por tres familias de fallas distintas: fallas normales con componente 

horizontal de dirección NNO-SSE, fallas de desgarre con cierto componente normal de 

dirección NO-SE y fallas de desgarre puro de dirección E-O. Estos tres tipos de fallas 

forman parte de una zona de cizalla de desgarre dextral de dirección E-O.  

En fallas de desgarre dextral, estructuras de tipo releasing bends o stepovers 

hacia la derecha, tienen tendencia a crear estructuras transtensionales tales como fallas 

normales, pliegues monoclinales, grabens romboidales y cuencas pull-apart generadas 

por el solape entre fallas principales. Este último es el caso que parece darse en el esta 

sección  de la  ZFES tal y como fue propuesto por  Corti et al. (2005).   

Cerca del río Lempa, la falla cambia ligeramente de dirección (de E-O a ONO-

ESE) ganando componente normal del movimiento (Fig. 4.10a). Su solape con las fallas 

E-O dextrales al sur y este de la cuenca del Lempa inducen la formación de una 

estructura pull-apart (la cuenca del Lempa). Esta cuenca acumula sedimentos lacustres 

Pliocenos y fluviales Cuaternarios que cubren las trazas de algunas de las fallas 

principales. Es muy interesante notar que la estructura pull-apart, aparte de incluir la 

propia cuenca del Lempa, incluye la sierra del Lempa que ha sufrido un evidente 

colapso tectónico extensional a través de una muy densa red de fallas normales NNO-

SSE (Fig. 4.10a). 

 

 



4.2. Estructura, cinemática y velocidad geológica de la ZFES 

 134 

Figura 4.9: Modelo digital del terreno de diez metros de resolución con las fallas activas y la división en secciones de la ZFES realizada para este estudio. La zona recuadrada 

corresponde a la figura 4.10a. 

 

 



Análisis estructural. 4 

En la figura 4.10 hemos comparado la cuenca del Lempa con el modelo 

analógico de pull-apart transtensional creado por Wu et al. (2009) obteniendo una 

correlación bastante buena entre ambos en términos de la distribución de fallas y la 

cinemática de estas. Por ello, podemos afirmar que la geomorfología y las estructuras en 

superficie de la Sección Centro-Este son el reflejo de un movimiento lateral dextral de 

la falla, con un importante componente transtensional dentro de la estructura de pull-

apart. Las relaciones de corte que hemos identificado entre los diferentes conjuntos de 

fallas en la zona del río Lempa son muy interesantes. La propagación hacia el este de las 

fallas Riedel ONO-ESE tiende a conectar con los planos Y de direcciones E-O (ver 

borde norte del valle del Lempa en Fig. 4.10a). En este proceso las fallas Riedel cortan y 

desplazan en ocasiones a las fallas extensionales previas de la cuenca pull-apart.     

El importante escarpe E-O que bordea por el norte la cuenca del Lempa es 

demasiado alto para estar únicamente asociado a la componente extensional de las fallas 

de desgarre E-O  o ONO-ENE de la ZFES. Un análisis de la morfología en el modelo 

digital permite observar que dicho escarpe está formado por dos edificios volcánicos 

inactivos que están siendo desmantelados por la tectónica desgarre transtensiva. La 

propagación de las fallas de desgarre NNO-SSE y E-O afectan a los flancos de esos 

edificios y hunden las zonas centrales desdibujando su morfología previa (Fig. 4.10). 

Una estructura similar aun más desdibujada podría observarse en la sierra del Lempa. 

En la figura se han marcado las direcciones y buzamiento de las antiguas superficies de 

ladera que aun se observan en los bloques separados por fallas y sus direcciones de 

buzamiento centrífugas son coherentes con esta interpretación. Esta estructuración 

apoyaría, al igual que se observaba en la Sección Centro-Oeste, la existencia de un 

tránsito de una tectónica extensional que controlaría un volcanismo alineado a lo largo 

de uno o varios grabens a  una tectónica de desgarre transtensiva 

La Sección Este coincide con el segmento San Miguel (Fig. 4.9) y consiste en 

una zona de falla de 60 km de largo con carácter bastante intermitente  formada por 

numerosas y pequeñas fallas en-echelon de dirección E-O que se relevan hacia la 

izquierda, marcando una zona de cizalla principal de dirección O-E. En esta sección no 

se han apreciado desplazamientos verticales significativos ni existen un control 

significativo del relieve, lo que apoya que la cinemática de zona de la falla está 

dominada por movimientos de desgarre, pero no tan intensos como en las secciones 

previas.  

 

 135



4.2. Estructura, cinemática y velocidad geológica de la ZFES 

Datos de velocidad de GPS recientes (Correa et al., 2009) sugieren que la 

velocidad de movimiento de este tramo de la ZFES es menor que en las secciones 

occidentales. La deformación de desgarre en esta parte de la ZFES parece estar 

transferida hacia el sur la Cordillera de Jucuarán (Fig. 4.9), donde podemos distinguir 

dos familias de fallas activas muy penetrativas afectando depósitos recientes; fallas 

normales de dirección N-S; y fallas oblicuas de dirección ONO-ESE (fallas normales 

con componente de desgarre). 

La presencia de estas estructuras nos indica que la zona está bajo un régimen 

extensional o transtensional que parece absorber buena parte del movimiento de 

desgarre transferido desde la Sección Centro-Este de la ZFES. Son necesarios estudios 

adicionales más detallados de esta área para determinar si existe una zona de desgarre 

principal de dirección E-O a lo largo de la costa (dada su geometría rectilínea, tal y 

como proponen Correa et al, 2009), al sur de la Cordillera de Jucuarán, o si por el 

contrario, la deformación de desgarre está distribuida en una amplia banda desde la 

ciudad de San Miguel hasta la costa pacífica. 

Como se ha podido ver  a lo largo de toda su longitud y de unos segmentos a 

otros  la ZFES presenta variaciones significativas de su estructura, anchura, expresión 

superficial y distribución de la deformación. En el capítulo final de evolución de la 

estructura se intentará explicar esta variabilidad en un marco evolutivo de la zona. 

 

 136 



Análisis estructural. 4 

 
Figura 4.10: a) Modelo digital del terreno de la cuenta pull-apart del Lempa con las fallas activas. Las 

trazas en rojo representan las fallas principales, las trazas en negro las fallas secundarias y las trazas 

blancas los antiguos edificios volcánicos. b) Modelo de pull-apart transtensional tomado de Wu et al. 

(2009). 

 137



4.2. Estructura, cinemática y velocidad geológica de la ZFES 

Velocidad de movimiento de la ZFES 

 

Durante el estudio de la ZFES hemos estimado la velocidad de la falla a partir de 

diferentes grupos de datos de desplazamientos: 1) los procedentes del análisis 

estructural de detalle de las paredes de las trincheras paleosísmicas, que nos han 

aportado información sobre los desplazamientos, tanto verticales como horizontales, en 

cortos períodos de tiempo (8.000 años); 2) datos procedentes de la identificación y la 

medida de los desplazamientos en los canales fluviales que cruzan las trazas de las fallas 

principales, que nos aportan valores de desplazamiento horizontal a medio plazo 

(36.000 años); 3) datos de desplazamientos medidos a escala cartográfica de grandes 

formaciones geológicas tales como calderas,  sierras o crestas  que nos hablan de los 

desplazamientos tanto horizontales como verticales de la falla para períodos de tiempo 

prolongados (del orden de pocos Ma).  

En el capítulo 3, y basándonos en los datos de desplazamiento vertical y de 

estrías de las fallas analizadas en las trincheras paleosísmicas, calculamos una velocidad 

media de movimiento de desgarre dextral para la falla de 4 mm/a. En cuanto a la 

cuantificación de los indicadores de la cantidad de deslizamiento producido por las 

fallas principales sobre la red fluvial, el más claro fue ya descrito por Corti et al. (2005) 

en los alrededores del pueblo El Triunfo (13º33’36’’N, 88º27’0’’W) (Fig. 4.11), donde 

calcularon desplazamientos horizontales generados por la falla de unos 400 m en una 

red de drenaje que presenta una fuerte incisión. Nosotros consideramos que ese 

desplazamiento está sobreestimado y lo hemos recalculado obteniendo un 

desplazamiento de 200 m (Fig. 4.11). Según Corti et al. (2005), la edad de la red de 

drenaje en esta zona es menor de 36.000 años (que es la edad de los materiales sobre la 

que se instala). Utilizando esa edad estimamos una velocidad mínima para la falla en 

esta zona de 5.5 mm/a. 

Otro desplazamiento de canales fluviales producido por el movimiento de la 

ZFES ha sido medido en el segmento San Vicente en varios arroyos tributarios del Río 

Desagüe (Fig. 4.12).  Este es el único lugar a lo largo de este segmento donde los 

desplazamientos en los ríos son suficientemente claros. La morfología de esta zona ha 

sido muy modificada por la actividad explosiva del volcán de la Ilopango a lo largo del 

tiempo.   

 138 



Análisis estructural. 4 

 
Figura 4.11: Modelo digital del terreno de la zona de El Triunfo que muestra la restitución del 

desplazamiento horizontal dextral de los principales arroyos de la zona a favor de la traza principal de la 

ZFES. El mejor encaje entre los canales a ambos lados de la falla lo obtenemos mediante al restauración 

de un desplazamiento próximo a los 200 m. 

 

Particularmente, la erupción de Tierra Blanca 3 (hace ~ 40.000 años, Tabla 3.1) 

y la subsiguiente deposición de la principal ignimbrita produjo un gran impacto en la 

morfología y en el sistema de drenaje local de la zona. La ignimbrita rellenó y 

homogeneizó el paisaje y lo convirtió en una superficie casi plana que fue 

posteriormente erosionada por la incisión de la red fluvial actual.  La cercanía a la 

fuente de la erupción y la enorme potencia de la ignimbrita nos permite considerar que 

la red fluvial se “blanqueó” por completo y por ello, el desarrollo del drenaje en esta 

zona lo consideramos de edad inferior a la sedimentación de Tierra Blanca 3 (< 40.000 

años). 

 139



4.2. Estructura, cinemática y velocidad geológica de la ZFES 

 
Figura 4.12: MDT de la zona de Desagüe mostrando la influencia de los movimientos de la ZFES en los 

patrones de drenaje local. En las dos ramas del sur de la falla principal se pueden apreciar 

desplazamientos horizontales dextrales en varios ríos o arroyos que han sido cuantificados restaurando la 

geometría inicial de la red de drenaje. 

 

La figura 4.12 muestra la falla principal en la zona de Desagüe y algunos arroyos 

con desplazamientos dextrales que alcanzan valores de 100 m. Con estos datos de 

desplazamiento horizontal y la edad de la red fluvial, hemos estimado una velocidad de 

desgarre dextral mínima para el segmente San Vicente de 2,5 ± 0,2 mm/a (Tabla 3.2). 

Este valor es coherente con la velocidad obtenida en las trincheras para los últimos 

8.000 años si consideramos que aquí el movimiento de la ZFES está repartido en al 

menos tres ramas de la falla.  

Para el cálculo de velocidades de la falla a más largo plazo, hemos llevado a 

cabo medidas de desplazamientos en dos calderas volcánicas antiguas. La figura 4.13a 

muestra la caldera de La Carbonera (Rotolo y Castorina, 1998) al sur de la traza de falla 

principal, y la posible continuación de esta estructura al norte o noreste, con la presencia 

de un gran escarpe en los materiales de la Formación Bálsamo. Nos encontramos pues 

ante un desplazamiento de la caldera La Carbonera de unos 9 ± 0,5 km producidos en 

los últimos 1,7 Ma, lo que nos indica una velocidad para la falla de ~ 5.3 ± 0,3 mm/a.  

 140 



Análisis estructural. 4 

 

 
Figura 4.13: a) MDT con la geología del segmento San Vicente que nos muestra el posible 

desplazamiento lateral dextral de unos 9 km de la caldera La Carbonera. b) MDT con la geología del 

segmento Berlín que muestra la restauración de la geometría de una caldera antigua. Nuestra mejor 

correlación indica un desplazamiento horizontal dextral de 3 km.  

 

Más hacia el este, en el segmento Berlín, se observa el relicto morfológico de 

otra caldera en los materiales de la Formación Cuscatlán (datada en 1 Ma) que aparece 

cortada y desplazada aproximadamente 3 ± 1 km (Fig. 4.13b), lo que nos aporta una 

velocidad mínima de la falla en esta zona de 3 ± 1 mm/a. Esta última estructura no 

parece estar afectada por un desplazamiento vertical significativo por lo que 

entendemos que la componente vertical de la falla fue pequeña en el segmento Berlín.  

Otras de las zonas en las que hemos llevado a cabo estimaciones de 

desplazamientos es en la cuenca del río Lempa. El área  sometida a extensión en esta 

zona abarca tanto la cuenca del Lempa como la sierra del Lempa, lo que representa una 

anchura total  próxima a 30 km.  

 

 

 141



4.2. Estructura, cinemática y velocidad geológica de la ZFES 

Estimamos que para retro-deformar la apertura del pull appart y la extensión de 

la sierra del Lempa, asumiendo que el movimiento de desgarre puro tiene un vector de 

deslizamiento de 45º de azimut, serían necesarios 20 km de movimiento. En base a las 

relaciones empíricas entre el desplazamiento total de una falla y su longitud propuestas 

por Kim y Sanderson (2005), para un desplazamiento total de 20 km estaríamos ante una 

falla de entre 150 y 250 km de longitud (Fig. 4.14), lo que coincide bastante bien con la 

longitud total de la ZFES. Suponiendo que los 20 km de desplazamiento representan el 

desplazamiento total de la falla desde el Mioceno Superior (~5 Ma), que es la edad que 

asumimos para la formación de la cuenca y la edad de la Formación Bálsamo (la 

formación más antigua afectada por la estructura de pull-apart), hemos calculado una 

velocidad media para la ZFES de unos 4 mm/a. El desplazamiento vertical total varía a 

lo largo de la zona de falla en función de los cambios en el componente extensional. 

Estos parecen ser mayores en la parte occidental de la falla, donde la dirección de esta 

sufre un giro de E-O a ONO-ESE. 

 
Figura 4.14: Gráfica donde se representa el desplazamiento máximo de la falla en metros (dmax) frente a 

su longitud total también en metros (L) para fallas de desgarre creada a partir de datos empíricos por Kim 

y Sanderson ( 2005). En ella hemos introducido los datos de la ZFES (línea roja continua). 

 142 



Análisis estructural. 4 

Comparación con las velocidades obtenidas mediante datos de GPS  

 

Tanto las estimaciones de velocidad para la ZFES a largo plazo 

(desplazamientos en materiales geológicos) como los cálculos a medio plazo 

(desplazamientos de la red fluvial) y corto plazo (análisis paleosísmicos) nos hablan de 

valores muy similares (Tabla 1). La velocidad media para la falla que obtenemos 

teniendo en cuenta todos nuestro datos es de entorno a 4.25 ± 1.25 mm/a.  

 

 
Tabla 1 Velocidades de desplazamiento dextral mínimas (mm/a) para la sección Centro-Este de la Zona 
de Falla de El Salvador. 
 

 
Fuente 

 
Edad Velocidad 

 
Trincheras 

 
8.000 a 4 mm/a 

 
Desplazamientos en ríos 

 
36.000 a 5.5 mm/a 

 
Desplazamientos en grandes estructuras 

geológicas 
 

~ 1 Ma 3-5.3 mm/a 

Velocidades de GPS Deformación actual 
intersísmica 8.5 mm/a 

 

 

En los últimos años se han realizado varios trabajos basados en nuevos datos de 

velocidades GPS obtenidos tanto en redes de temporales como en estaciones 

permanentes (De Mets, 2001; Correa-Mora et al., 2009). De los datos de este último se 

desprende una velocidad de deformación intersísmica de la zona de desplazamiento 

principal de la ZFES en la región estudiada de 8,5 mm/a (diferencia entre las estaciones 

A y B de la figura 4.15). El déficit de aproximadamente 4 mm/a entre los datos 

geodésicos y los geológicos usados en esta tesis se pueden explicar por varias razones: 

 

-1) La deformación está altamente distribuida en la zona, con lo que la falla 

principal no absorbería todo el movimiento que se registra en los GPS, sino que 

parte (puede que los 4 mm/a) estaría repartida en el movimiento de las fallas 

secundarias de la banda de deformación de la ZFES. 

 

 143



4.2. Estructura, cinemática y velocidad geológica de la ZFES 

 144 

-2) La pérdida de información debida a que los depósitos volcánicos, que son 

fundamentalmente tefras, cubren los escarpes de falla y dificultan la observación 

del registro geológico de toda la deformación en superficie asociada a la ZFES. 

-3) La existencia de deformación interna de carácter dúctil que, sumada a la 

primera razón, podría explicar parte importante del déficit.  

-4) La variación de la velocidad de la falla con el tiempo a lo largo del ciclo 

sísmico de la falla. 

 

Lo más probable es que el citado déficit se deba a una combinación de estas 

cuatro razones. Las medidas que se están obteniendo sobre una red de GPS más densa 

(ZFESNET) en torno a la ZFES (Staller et al., 2008) ofrecerá en pocos años datos muy 

valiosos para comprender la distribución de los desplazamientos y tratará de explicar la 

velocidad de la falla a corto plazo y su relación con su comportamiento a medio y largo 

plazo. 

  



Análisis estructural. 4 

 145 

Figura 4.15: MDT de diez metros de resolución de El Salvador con las fallas activas y los datos de GPS tomados de Correa-Mora et al. (2009). Las flechas rojas indican la 

dirección del movimiento y el tamaño mediante vectores y el número es la velocidad en mm/a. A, estación GPS A; B, estación GPS B; FJ, Falla Jalpatagua; FAh, Falla 

Ahuachapan; FSA, Falla Santa Ana; FCo, Falla Coatepeque; FI, Falla Izalco; FCm, Falla Comasagua; FSS, Falla San Salvador; FA, Falla Apaneca; FSV, Falla San Vicente; 

FLP, Falla La Paz; FL, Falla Lempa; FB, Falla Berlín; FT, Falla Triunfo; FSM, Falla San Miguel; FC, Falla Chirilagua. 

 



 

4.3. EVOLUCIÓN DE LA ESTRUCTURA DE LA ZFES 

 

A pesar de que esta tesis se ha centrado en el estudio de detalle del sector central 

y centro oriental de la ZFES, y de la carencia de datos geofísicos que informen acerca 

de la estructura en profundidad de la falla, en este apartado vamos a llevar a cabo un 

ejercicio interpretativo de la posible evolución estructural de la zona de falla, que pueda 

explicar la estructura observada en superficie y su comportamiento sismogenético y 

paleosísmico. 

 

Estructuración local de la ZFES y fracturación secundaria 

 

Vamos a comparar la estructura de la ZFES, los indicadores cinemáticos y las 

velocidades obtenidas durante nuestro estudio con modelos teóricos y análogos, con el 

objetivo de conocer el papel que la ZFES juega en la dinámica y la topografía del arco 

volcánico salvadoreño y la evolución de esta falla con el tiempo. Los modelos análogos 

de deformación a escala se han aplicado con éxito en el análisis de los parámetros y 

estructuras de deformación que se generan en regímenes de desgarre (Schreurs, 1994; 

McClay y Dooley, 1995; Richard et al., 1995; Schreurs y Colletta, 1998; Schreurs, 

2003; Holohan et al., 2008). La comparación de nuestras observaciones con las 

estructuras obtenidas en los trabajos experimentales puede arrojar alguna luz sobre la 

geometría de la ZFES (tanto en superficie como en profundidad), las condiciones de su 

evolución estructural y su enmarque en el régimen geodinámico de El Salvador. Por 

último, propondremos un modelo de evolución de la estructura superficial de la falla 

como una estructura joven generada a través de la unión por crecimiento y coalescencia 

de distintos planos de falla bajo un régimen de desgarre transtensivo  

En la mayor parte de los trabajos previos centrados en  la modelización análoga 

de la formación y crecimiento de zonas de falla zonas sometidas a régimen de desgarre 

(Tchalenko, 1970; Logan et al., 1979; Schreurs, 1994) las estructuras que primero se 

forman son las fallas sintéticas Riedel (R), con ángulos que van desde los 23º hasta los 

35º con respecto a la dirección de la cizalla (Fig. 4.16b). Casi de forma simultánea, 

aparecen las Riedel antitéticas (R’) formando ángulos con la dirección de la cizalla de ~ 

70-78º. Según aumenta la deformación, las fallas iniciales crecen, mientras que otras 

nuevas se forman.  

 146 



Análisis estructural. 4 

El modelo de Schreurs (1994) presentado en la figura 4.16b corresponde con una 

zona de deformación por cizalla distribuida en materiales blandos poco cohesivos. 

Considerando este modelo y en esta etapa de la evolución de la deformación, se observa 

el desarrollo de dos tipos secundarios de fallas debido a rotaciones locales de los ejes de 

esfuerzo: fallas Riedel de desgarre sinestral (R’) formando ángulos con la cizalla de 60º 

y manteniendo espaciados constantes entre ellas; y fallas Riedel de desgarre sinestral 

(R’L) de alto ángulo con la cizalla. A todas estas fallas se las denomina cross faults, ya 

que tienden a crear bloques con límites más o menos transversales a la cizalla. Con el 

incremento en la deformación, los ángulos entre la dirección de aplicación de la cizalla 

y las cross faults que se generan van disminuyendo. Tanto las cross faults como los 

espacios sin fracturar que quedan entre ellas sufren una rotación horaria alrededor de 

ejes verticales que genera formas sigmoidales en las estructuras. Al final del 

experimento (con mayor deformación) las fallas Riedel (R) suelen ir enlazándose hasta 

formar las fallas principales paralelas a la cizalla (planos Y). 

La ausencia en la ZFES (Fig. 4.16a) de planos Y bien desarrollados y la fuerte 

interacción entre fallas paralelas a la cizalla al  compararse con los modelos análogos 

nos sugieren que la ZFES debe estar en un estadio temprano de su evolución, lo que 

significa que es aún un sistema de desgarre joven en proceso de articulación, al menos 

en niveles superficiales de la corteza.        

El Salvador está ampliamente cubierto por depósitos volcánicos recientes 

procedentes de episodios eruptivos de carácter ácido. El espesor de estos depósitos es 

muy alto a lo largo del eje volcánico, sobre todo en las Secciones Central y Occidental. 

La estructura superficial de la ZFES se desarrolla sobre estos depósitos que cubren 

formaciones más rígidas (como la Formación Bálsamo). La estructura local que hemos 

descrito anteriormente en este capítulo indica la existencia de distintas ramas paralelas 

unas a otras que forman la ZFES en superficie. Posiblemente estas ramas se unan en 

profundidad formando una única zona de falla principal localizada en el sustrato rígido.  

Para modelos en regímenes de desgarre transtensional (Schreurs y Colletta, 

1998), los ángulos de las fallas que se forman al progresar la cizalla son menores que en 

los modelos de desgarre puro, debido a la componente extensional de la transtensión, 

como ocurre en la ZFES (Fig. 4.16c). 

 

 147



4.3. Evolución de la estructura de la ZFES 
 

Entre las zonas de desgarre dextral principales se desarrollan fallas antitéticas de 

desgarre sinestral. El ángulo de estas últimas fallas también tiende a disminuir con el 

aumento de la deformación (ángulos de 53º a 36º), debido a las  rotaciones  locales de 

los ejes de esfuerzos inducidos por el movimiento individualizado de bloques limitados 

por fallas. Al igual que en el modelo de desgarre puro, se produce un desarrollo de fallas 

normales entre las fallas de desgarre sintéticas y paralelas a ellas (Schreurs, 1994). 

Estas fallas normales presentan ángulos de entre 60º y 70º y tienen 

desplazamientos horizontales bajos o inexistentes. Su desarrollo implica cambios 

locales en la orientación de los principales ejes de esfuerzos, y podría explicar la 

componente normal observada a veces en las fallas E-O de la ZFES. 

La distribución de las fallas cartografiadas en la ZFES unido a los resultados de 

modelos tectónicos regionales  de distribución de esfuerzos y deformaciones (Alvarez-

Gomez et al., 2008; Correa-Mora et al., 2009)  apuntan a un régimen transtensivo como 

régimen geodinámico de esfuerzos en la zona durante el Cuaternario. 

 

Estructuración regional: modelo evolutivo 

 

Si nos fijamos en la geometría general de la ZFES (Fig. 4.16), observaremos 

como la zona de desplazamiento principal (marcada por las principales fallas con trazas 

gruesas negras) presenta una ligera concavidad hacia el norte que favorece una 

componente extensional en la parte oeste de la zona de falla (zona sombreada en 

amarillo), con el subsiguiente desarrollo de depresiones tectónicas donde aparece el 

vulcanismo y abundante fracturación normal ONO-ESE y NO-SE con escarpes 

importantes. 

En algunos lugares, como el frente norte de la Cordillera de Apaneca o el 

escarpe de falla del segmento San Vicente, la altura de los escarpes es excesivamente 

grande para haber sido generados únicamente por la componente vertical del 

movimiento de desgarre transtensivo. Estos escarpes de falla normal, y también la 

depresión longitudinal (aunque discontinua) conocida como “Median trough of El 

Salvador” (Williams y Meyer-Abich, 1955; Carr, 1976), pueden explicarse por estar 

asociados a una estructuración extensional previa similar a la identificada en la 

evolución tectónica de Nicaragua que generó el graben de Nicaragua. 

 

 

 148 



Análisis estructural. 4 

 
Figura 4.16: a) MDT de El Salvador con una síntesis de las principales fallas activas y nuestro modelo 

tectónico. La lineas negras marcan las trazas de las fallas principales y los puntos negros marcan los 

principales volcanes activos. El área coloreada en amarillo representa la zona deprimida limitada por 

fallas de la ZFES y que tradicionalmente se ha considerado como la “Median Trough of El Salvador” 

(William y Meyer-Abich, 1955 y Carr, 1976). Dentro de esta figura están incluidas las distintas 

estructuras que se forman bajo un sistema de cizalla simple dextral con condiciones ideales. Los nombres 

asociados a las distintas fallas (R, R’, Y, T y P) hacen referencia a la terminología de Tchalenko y 

Ambraseys, 1970. b) Estructura final obtenida en un modelo análogo de desgarre puro con cizalla 

distribuida. c) Esquema del estadio final de un modelo análogo que simula un desgarre transtensional 

creado por Schreurs y Colleta (1998). FJ, Falla Jalpatagua; FAh, Falla Ahuachapan; FSA, Falla Santa 

Ana; FCo, Falla Coatepeque; FI, Falla Izalco; FCm, Falla Comasagua; FSS, Falla San Salvador; FA, Falla 

Apaneca; FSV, Falla San Vicente; FLP, Falla La Paz; FL, Falla Lempa; FB, Falla Berlín; FT, Falla 

Triunfo; FSM, Falla San Miguel; FC, Falla Chirilagua. 

   

 

 

 

 

 149



4.3. Evolución de la estructura de la ZFES 
 

 150 

La figura 4.18 muestra un modelo sinóptico de evolución desde el Plioceno hasta 

la actualidad a partir de nuestro análisis estructural y de la tectónica regional. 

 

Figura 4.17: Modelo tectónico de Nicaragua, El Salvador y Honduras modificado de Burkart y Self 

(1985). En esta figura el arco volcánico de El Salvador se intrepreta como un graben similar a la 

Depresión de Nicaragua. 

Durante el Plioceno, Nicaragua sufrió una extensión de dirección NE-SO que 

fue el evento tectónico responsable de la apertura de la Depresión de Nicaragua 

(Weinberg, 1992). Según Schellart (2005), la disminución en la tasa de convergencia de 

las placas pudo inducir la retracción de la subducción, provocando un proceso de roll 

back de la placa de Cocos, lo que produjo una extensión en el backarc o intra-arc de la 

placa de Caribe con la formación de fallas normales de dirección N 130º E a modo de 

rift. Weinberg (1992) propuso que la deformación actual que afecta a la Depresión de 

Nicaragua sigue un régimen transtensional de desgarre dextal localizado a lo largo del 

frente volcánico de Centroamérica y que está sobreimpuesto al rift previo. Esta última 

fase de desgarre resultaría en la formación de múltiples familias de fallas de direcciones 

tanto paralelas como transversales a la dirección de la depresión. El Salvador debió 

sufrir una extensión similar en el mismo período, pero con tasas de extensión menores, 

lo que generaría pequeñas estructuras de graben de menores dimensiones y 

desconectadas entre sí a lo largo del arco volcánico (Fig. 4.17). Este régimen tectónico 

generó las fallas normales de direcciones ONO-ESE y E-O,  la depresión central de El 

Salvador y  los edificios volcánicos alineados E-W como los que controlan el borde 

norte de la cuenca de Lempa. Estas estructuras preexistentes estarían siendo utilizadas y 

rejugadas por la tectónica transtensional cuaternaria.  

 

 



Análisis estructural. 4 

 151 

Figura 4.18: Modelo sinóptico de evolución para la ZFES. N, fallas normales; Y, planos Y; R, planos Riedel; SO, segmento oeste; SSV, segmento San Vicente; SL, segmento 

Lempa; SB, segmento Berlín; SSM, segmento San Miguel; SA, volcán Santa Ana; SS, volcán San Salvador; IL, caldera de Ilopango; SV, volcán San Vicente; BE, volcán 

Berlín; SM, volcán San Miguel.  

 



4.3. Evolución de la estructura de la ZFES 

Partimos de una etapa extensional con la formación de pequeños grabens (fase 

A, Fig. 4.18). Ya probablemente en el Cuaternario el cambio en el régimen geodinámico 

de la zona generado por la deriva de la placa Caribe hacia el este (Álvarez-Gómez et al., 

2008, Correa-Mora et al., 2009) provocó el inicio del régimen de desgarre transtensivo.  

Una vez instaurado este régimen van generándose  planos Y que, en algunos casos, 

utilizan los planos de falla creados en la etapa anterior y fallas normales secundarias 

(fase B, Fig. 4.18). A medida que progresa la deformación, se van formando los planos 

R y los planos Y progresan (fases C y D, Fig. 4.18). En algunas zonas, y dependiendo 

de la componente extensional del desgarre, se generan las cuencas pull apart (fases E y 

F, Fig. 4.18).  

El régimen transtensional de desgarre dextral propuesto por Weinberg (1992) es 

coherente con los datos recogidos durante la realización de esta tesis doctoral. La 

ausencia en los datos de velocidades GPS de Nicaragua y El Salvador de una 

componente de movimiento normal a la fosa significativa implica el escaso o nulo 

acoplamiento de placa que subduce (placa de Cocos) a lo largo de la interfase (Álvarez-

Gómez et al., 2008). El movimiento de desgarre dextral que sufre El Salvador está 

relacionado con la deriva de la placa de Caribe, lo que genera el movimiento relativo del 

bloque de Chortís hacia el este (Cáceres et al., 2005; Guzmán-Speziale et al., 2005; 

Álvarez-Gómez et al., 2008; Correa-Mora et al., 2009), y no con la partición de la 

deformación por la oblicuidad en la subducción tal y como proponía DeMets (2001), ya 

que no existe acoplamiento que permita la transmisión de los esfuerzos desde la 

subducción. 

La complejidad de la estructura de la ZFES y las variaciones en cuanto a la 

cinemática a lo largo del desgarre provienen del carácter incipiente de la estructura 

superficial de la zona de falla y de las variaciones laterales del ángulo entre la zona de 

desplazamiento principal y las fuerzas de deriva de la placa de Caribe.  

 

 

 

 

 

 

 

 152 



Análisis estructural. 4 

4.4. CONCLUSIONES DEL ANÁLISIS ESTRUCTURAL 

 

 La gran cantidad de datos que hemos podido recopilar durante nuestro estudio 

estructural nos han permitido avanzar de forma significativa en el conocimiento de la 

estructura de la ZFES y de su evolución. Se ha evidenciado que la deformación está 

distribuida a diversas escalas. Esta distribución ha sido observada a escala de 

afloramiento en las trincheras excavadas, en las que se aprecia una estructura en flor, 

con anchuras que superan en ocasiones los 40 metros, formadas por planos de falla que 

convergen en profundidad. A escalas cartográficas, esta distribución se expresa en una 

estructura superficial compleja y en la escasez de planos de cizalla paralelos a la 

dirección regional de la ZFES (planos Y) bien desarrollados, lo que sugiere que se trata 

de una zona de falla de desgarre que se encuentra en las primeras etapas de su evolución 

y nos indica que la estructura superficial relativamente joven y/o inmadura. La 

geomorfología y la estructura superficial de la zona de falla sugieren movimientos 

laterales dextrales con una fuerte componente transtensiva, sobre todo en las zonas de 

solapamiento de planos Y como son las  cuencas pull-apart.  

La velocidad obtenida para la falla principal de la ZFES a partir de datos 

paleosísmicos es de 4.25 ± 1.25 mm/a para los últimos 8000 años. Esto implica un 

déficit de deformación con respecto a los datos de velocidades intersísmicas obtenidas a 

partir de datos GPS. Esta diferencia indica que parte de la deformación de cizalla parece 

absorberse en fallas secundarias fuera de la falla principal, o bien en deformación 

interna. Por ello, se hace necesario continuar en el futuro el estudio paleosísmico y 

estructural en la zona a fin de determinar de forma más precisa la distribución de la 

deformación a lo largo de la ZFES.  

La estructura y cinemática de la ZFES a escala regional, los datos cinemáticos 

extraídos de las trincheras y las morfologías y dimensiones de los escarpes cuaternarios 

asociados a la falla principal son coherentes con la existencia en El Salvador de una 

etapa extensional, previa al régimen de desgarre, similar al rifting ocurrido en Nicaragua 

durante el Plioceno. Esta etapa generó estructuras y escarpes que en el cuaternario están 

siendo retocadas y/o rejugadas por el sistema actual de desgarre transtensivo. 

 153



4.4 Conclusiones 

Una de las cuestiones claves a tratar en el futuro es la naturaleza de la estructura 

de la ZFES en profundidad. El análisis estructural, al igual que al paleosísmico, parece 

sugerir que varios segmentos de la ZFES pueden moverse a la vez durante un único 

evento sísmico, con lo cual la estructura de la falla tiene más continuidad a 

profundidades sismogénicas que en superficie. Se hacen necesarios estudios geofísicos 

para clarificar esta cuestión, muy importante en cuanto a la determinación de la 

peligrosidad y el riesgo sísmico en la zona.  

154 



5. CONCLUSIONES 

 

Una vez discutidas las implicaciones de nuestro estudio y obtenidas las 

conclusiones parciales en cada uno de los capítulos correspondientes a las diferentes 

metodologías que hemos empleado, en este capítulo agrupamos de forma sintética las 

conclusiones más importantes que podemos extraer de esta tesis y sus implicaciones en 

la tectónica activa que pensamos pueden ser de utilidad para mejorar las estimaciones 

de la peligrosidad sísmica de la zona. Nuestro estudio parte de un marco geodinámico 

en el que las deformaciones recientes observadas en El Salvador se enmarcan dentro de 

la dinámica de un sistema de punto triple difuso entre las placas de Norteamérica, 

Caribe y Cocos (Plafker, 1976; Guzmán-Speziale et al., 1989; Guzmán-Speziale y 

Meneses-Rocha, 2000; Lyon-Caen et al., 2006), donde el bloque de Chortís se deforma 

principalmente como efecto de la deriva hacia el este de la placa de Caribe con respecto 

a la de Norteamérica, produciendo una zona de desgarre con componente transtensivo 

en El Salvador (Álvarez-Gómez et al., 2008).   

En El Salvador, el régimen transtensivo producido por el movimiento del bloque de 

Chortís hacia el este se traduce en deformación de desgarre dextral transtensiva a lo 

largo de la Zona de Falla de El Salvador (ZFES). Con anterioridad a este estudio ya se 

había hecho referencia a la ZFES como la responsable del terremoto de El Salvador de 

febrero de 2001 de desgarre dextral (Martínez-Díaz et al., 2004), pero nuestro trabajo 

(capítulo 2) ha servido para concretar el segmento que generó dicho terremoto, así como 

para aproximar las dimensiones y características de la rotura. Las campañas de campo 

que hemos realizado, junto con la cartografía de detalle de las fallas activas de la ZFES, 

la cartografía detallada de la ruptura superficial, el análisis de mecanismos focales, los 

cambios de esfuerzos estáticos inducidos y energía liberada y la distribución espacial de 

los deslizamientos disparados por el terremoto, constituyen una base de datos y 

evidencias muy importante a la hora de entender el contexto tectónico de este evento 

sísmico, su influencia mecánica en el entorno y su influencia en la peligrosidad.  

El mapa de fallas activas que hemos elaborado sugiere que la ZFES está formada 

por cinco segmentos geométricos. El hecho de que el terremoto de febrero de 2001 

rompiera todo el segmento San Vicente nos hace pensar que estos segmentos 

geométricos puedan considerarse también como segmentos de falla sismogénicos.  

 

155 



5. Conclusiones 

La ruptura superficial del terremoto del 13 de febrero de 2001 se produjo a lo 

largo de aproximadamente 21 km, en un plano de falla E-O y buzamiento entre 70º y 

85º S. El terremoto generó ruptura superficial cosísmica clara de la falla  a lo largo de su 

traza, que no fue reconocida hasta este estudio. El análisis de esta ruptura superficial 

reconocida en el segmento San Vicente nos aporta un salto máximo de desgarre dextral 

de ~ 0,6 m en la parte central del segmento que disminuye hacia el este. No existen 

datos que puedan informar de si el salto disminuye también hacia el sector occidental 

del segmento.   

El terremoto de febrero de 2001 generó un aumento significativo de esfuerzos 

estáticos de Coulomb en los segmentos de la ZFES situados al este del segmento de San 

Vicente. Gran parte de la actividad sísmica posterior al 2001 se localiza sobre la ZFES 

en los bordes de la ruptura de 2001 y en zonas donde han aumentado dichos esfuerzos, y 

también en las zonas de vulcanismo activo próximas a la falla (Ilopango, Berlín y San 

Miguel). Por ello es importante determinar si terremotos como el de Mw 6.6 de febrero 

de 2001 afectan a la dinámica de la falla a corto y medio plazo, y en qué medida lo 

hacen, ya que la ruptura de un segmento puede producir un incremento instantáneo de la 

peligrosidad sísmica en los segmentos adyacentes. Los segmentos de falla Lempa y 

Berlín, localizados hacia el este de la ruptura de febrero de 2001, han sufrido un 

aumento de esfuerzos estáticos de Coulomb como resultado del mismo, que los pueden 

haber acercado a la inestabilidad. Sin embargo, no existen datos en cuanto a la 

recurrencia o la edad de la última ruptura en dichos segmentos lo que hace necesario 

extender en ellos estudios paleosísmicos.   

Los estudios paleosísmicos mediante trincheras, las dataciones con C14 y los 

estudios de la estructura a escala de afloramiento aportan información importante sobre 

la historia de ruptura de la ZFES (capítulo 3). A lo largo del segmento San Vicente, los 

datos de las trincheras revelan que las principales fallas en esta zona forman parte de 

una estructura de desgarre dextral en la que se ha identificado un desplazamiento medio 

por evento (DPE) que varía desde 0,6 a 3 m (pudiendo llegar hasta un máximo de 9,6 

m). Estos resultados implican que la ZFES ha sido capaz en el pasado de generar 

terremotos de magnitudes Mw > 7.0, y muestran evidencias de que han ocurrido, al 

menos, siete terremotos con ruptura superficial en los últimos 8.000 años. 

 

 

156 



Conclusiones. 5 

La ocurrencia de eventos de Mw > 7.0  es muy importante, ya que hasta ahora 

este tipo de terremotos de gran magnitud se habían relacionado únicamente (usando 

exclusivamente como criterio su tamaño) con la zona de subducción (alejada de los 

lugares poblados de El Salvador). Los resultados paleosísmicos obtenidos introducen 

nuevos datos a tener en cuenta a la hora de calcular la peligrosidad sísmica, ya que 

inducirían valores de aceleración pico, significativamente más elevados y más próximos 

a las poblaciones salvadoreñas. 

 La edad de los eventos paleosísmicos identificados combinada con la velocidad 

media de movimiento de la falla (4 mm/año) sugiere intervalos de recurrencia para 

eventos de mayor magnitud (Mw > 7.0) de ~ 750 años. Sin embargo, una conclusión 

importante de nuestro estudio es que los terremotos de tamaño moderado (6.0 < Mw > 

7.0) generados por la ruptura de un solo segmento, como el evento de febrero de 2001, 

son difíciles de reconocer en las trincheras y apenas dejan evidencias identificables 

debido a su pequeño salto y su componente horizontal. Por ello el intervalo de 

recurrencia de eventos destructivos de Mw > 6.0 debe ser bastante inferior.  

Con el objetivo de describir la estructura y la cinemática de la ZFES, y de 

estimar velocidades de movimiento de la falla a más largo plazo que las determinadas 

mediante la paleosismicidad, hemos dividido la falla en cuatro secciones y analizado la 

estructura de cada segmento a escala regional utilizando la cartografía geológica y el 

modelo digital del terreno (capítulo 4). Los análisis de la estructura de la falla nos han 

llevado a la identificación de desplazamientos a largo plazo producidos por el 

movimiento de ésta gracias a la reconstrucción de las geomorfologías originales de los 

ríos y valles y morfologías erosivas y volcánicas, así como a la retrodeformación de la 

apertura de la cuenca del Lempa. Los desplazamientos horizontales que hemos obtenido 

de este análisis estructural sugieren una velocidad media para la falla principal en la 

Sección Centro-Este de ~ 4.25 ± 1.25 mm/a. Este valor es inferior a los 8 mm/a de 

velocidad de deformación para esa misma sección de la ZFES que indican los datos de 

velocidades de GPS. Este déficit se explica porque los valores paleosísmicos se refieren 

exclusivamente a las deformaciones asociadas a la rama principal de la ZFES, mientras 

que los datos de GPS engloban tanto la deformación asociada a la zona de 

desplazamiento principal como a las fallas secundarias y la deformación interna.  

 

 

157 



5. Conclusiones 

La presencia de formaciones volcánicas masivas y muy recientes, y la densa 

vegetación propia del clima subtropical que tiene El Salvador hace que sean muy 

escasos los indicadores de fracturación activa y los afloramientos de la estructura de la 

ZFES. A pesar de esto, la cantidad de datos que hemos podido recopilar nos han 

permitido inferir ciertos detalles de la estructura de la ZFES y de su evolución. La 

presencia de una estructura superficial compleja en la zona con abundante fracturación 

secundaria tipo “R” y el escaso número de fallas tipo “Y” bien desarrolladas es 

característico de zonas de desgarre en fases inmaduras de su evolución con poco 

desplazamiento acumulado y nos indica que la ZFES es un sistema de desgarre 

relativamente joven.  

En base a todos estos datos, hemos propuesto una evolución para la falla en la 

cual la zona habría sufrido una etapa de tectónica extensional equivalente al rifting 

descrito en Nicaragua durante el Plioceno, aunque menos intensa, con la formación de 

estructuras extensionales orientadas con direcciones E-O y carácter discontinuo, cuyos 

relictos están en la actualidad siendo retocadas y deformadas por el sistema de desgarre 

transtensivo de la ZFES asociado al movimiento del bloque de Chortís hacia el este. 

La gran cantidad de fallas activas de edad Cuaternaria con expresión en la 

superficie en El Salvador nos indica que la probabilidad de que se produzcan terremotos 

de magnitud moderada en el país es muy elevada. La irregularidad y multiplicidad de 

fallas y segmentos y la gran complejidad de algunas partes de la estructura de la ZFES, 

junto con los pocos desplazamientos acumulados encontrados, son aspectos típicos de 

sistemas de fallas inmaduros, lo que hace más difícil la estimación de la peligrosidad 

sísmica que implican. Todo ello apoya la necesidad de nuevos estudios que caractericen 

las trazas de la falla. 

Una de las cuestiones clave que queda abierta para el futuro, y que es de gran 

importancia para mejorar el entendimiento del potencial sismogenético de la ZFES, es 

la naturaleza de su estructura en profundidad. Los desplazamientos a largo plazo 

descritos en el capítulo 4, junto con los terremotos de magnitud Mw > 7.0 identificados 

mediante el análisis paleosísmico, sugieren que varios segmentos de la ZFES pueden 

moverse juntos en un único evento, con lo cual la estructura de la falla tiene mayor 

continuidad a profundidades sismogénicas que la que se observa en superficie. Se hacen 

necesarios estudios de prospección geofísica para clarificar esta cuestión. 

158 



EPÍLOGO 

  

A pesar de que el terremoto de El Salvador de febrero de 2001 fue de magnitud 

moderada (Mw 6.6), se produjeron grandes daños y numerosos muertos y heridos 

debidos tanto a la propia ruptura sísmica como a la gran cantidad de deslizamientos 

disparados. El riesgo sísmico en los alrededores de la ZFES, lo que incluye la ciudad de 

San Salvador con más de 2 millones de habitantes y las ciudades de San Vicente y San 

Miguel, es muy alto pues incluso terremotos moderados pueden causar gran numero de 

muertos y graves daños económicos y personales debido fundamentalmente a la elevada 

vulnerabilidad. Además, en un país con una gran deforestación, una expansión de la 

población muy rápida y sobre todo incontrolada, con numerosos asentamientos en zonas 

donde la propiedad de la tierra es “difusa” como las lindes, taludes de la carretera 

Panamericana, etc., que son zonas muy escarpadas y susceptibles de sufrir grandes 

aceleraciones del terreno debido a los terremotos e importantes deslizamientos, la 

correcta evaluación de la peligrosidad sísmica es fundamental a la hora de realizar 

planes de urbanismo adecuados que minimicen los daños. 

Los estudios que hemos llevado a cabo en El Salvador en estos últimos años han 

supuesto el comienzo del análisis de la tectónica activa y la actividad paleosísmica de la 

Zona de Falla de El Salvador (ZFES), que era una falla desconocida hasta el año 2004. 

Como es habitual en cualquier estudio de carácter científico, y más siendo pioneros en 

la aplicación de metodologías en una zona, la realización de esta tesis ha generado 

muchas más preguntas que respuestas. 

¿Cuál es la velocidad de movimiento de la ZFES? ¿Existen o han existido 

variaciones en la velocidad de la falla con el tiempo? ¿Y entre los distintos segmentos? 

¿La ZFES es en profundidad una única estructura con continuidad o es una estructura 

compleja en proceso de estructuración? ¿Podría moverse toda la falla en un único 

terremoto? ¿Existe alguna relación entre la actividad sísmica asociada a la ZFES, la 

posición de los edificios volcánicos activos de su entorno y la actividad volcánica? 

¿Cuándo cambió el régimen tectónico en la zona de extensional a desgarre 

transtensional? ¿Puede tener esto un reflejo en la actividad de los volcanes o viceversa? 

 

 

159 



Epílogo 
 

A pesar de todos estos interrogantes, y muchos más que han surgido y surgirán 

en el futuro, los resultados que hemos obtenido han supuesto una llamada de atención 

sobre la importancia de los estudios paleosísmicos y estructurales en El Salvador. La 

conclusión principal de la tesis es que la ZFES es una fuente sismogenética de 

importancia regional con un potencial destructor grande. Esta falla debe ser incorporada 

en los cálculos de la peligrosidad sísmica de El Salvador y considerada en los planes de 

ordenación del territorio. Así mismo, los resultados de carácter sismotectónico y 

estructural combinados con otros trabajos previos de escala regional (Álvarez-Gómez, 

2008 y Correa-Mora et al., 2009) nos permiten afirmar que la ZFES es una estructura 

tectónica de importancia regional implicada en la evolución geodinámica reciente del 

bloque de Chortis. 

 A continuación, resumimos varios aspectos que, a raíz de los resultados 

obtenidos y sobre todo de las dificultades encontradas en algunas partes del estudio, 

convendrían ser abordados en los próximos años para entender un poco mejor la 

tectónica activa de El Salvador.  

- En relación con la segmentación de la falla, sería necesario extender los estudios 

paleosísmicos a otros segmentos de la ZFES con el fin de calibrar las 

observaciones en cada uno de ellos y confirmar o descartar la posibilidad de que 

los segmentos puedan romper juntos a través de grandes eventos sísmicos. 

- Estudio en profundidad de la falla. Para conocer la continuidad de esta en 

profundidad, lo que influirá de forma importante en el tamaño máximo potencial 

y peligrosidad de los terremotos. 

- Realizar dataciones absolutas de numerosas formaciones de tefras de edad 

cuaternaria reciente (de las que ahora se desconoce la edad o bien ésta es relativa 

pues se basa en correlaciones poco fiables) que están afectadas por la 

fracturación o están cubiertas, y determinación de los espesores de dichas tefras. 

El conocimiento de estas edades nos ayudará a la hora de entender el grado de 

madurez y la velocidad de formación de la estructura de la ZFES y a constreñir 

las edades de paleoterremotos. Además, son muy importantes para intentar 

extraer relaciones entre la actividad sísmica y la volcánica. 

 

 160 



Epílogo 
 

- Analizar la continuación lateral de la estructura hacia Guatemala y Nicaragua. 

Para definir la ZFES hay que determinar sus límites. Es muy importante conocer 

la continuidad de la falla hacia el sistema de Jalpatagua en Guatemala y 

determinar qué ocurre con la ZFES en Nicaragua, si el desgarre se transfiere 

lateralmente hacia la zona marina o si desaparece de algún modo. 

- Revisión de los registros de sismicidad histórica. En esta tesis se han revisado, 

muy por encima, alguno de los terremotos históricos destructivos de El Salvador 

y su posible relación con la ZFES. No obstante sería necesaria una revisión y un 

estudio más exhaustivo de sus localizaciones, sin prejuicios basados en el 

tamaño del evento, con el fin de asociar o descartar la relación de algunos de los 

grandes terremotos destructivos de la época colonial con el movimiento de la 

ZFES. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

161 



 

 

 

 

 



 

APÉNDICE A 
 

COMPLETITUD DEL CATÁLOGO SÍSMICO 

 

A finales de 1983, se instaló la Red Nacional de Telemetría Sísmica, compuesta 

por diez estaciones equipadas con sensores verticales modelo S-13. A finales de 1991 la 

red se incrementó en once estaciones equipadas con sensores verticales modelo SS-1. 

Actualmente, se encuentran en funcionamiento quince estaciones telemétricas ubicadas 

en el interior del país. La distribución de las estaciones telemétricas así como los lugares 

de ubicación se muestran en la figura A1 y en la tabla A1. 

En este estudio se ha utilizado un catálogo sísmico elaborado por el Servicio 

Nacional de Estudios Territoriales de El Salvador a partir de datos de la red local de El 

Salvador, que consta de 15 estaciones sísmicas. Los datos de magnitud Mw han sido 

homogeneizados con los datos procedentes de las distintas redes sísmicas de 

Centroamérica. Para determinar la completitud del registro sísmico, los técnicos del 

SNET realizaron un análisis visual de la distribución temporal de la sismicidad 

agrupada en intervalos de magnitud de 5 décimas, en el rango de magnitudes mayores 

que Mw 3.5 (Fig.A2) (Stepp, 1973). En la tabla A2 se muestran los años de inicio del 

período de completitud (año de referencia) estimados para cada rango de magnitudes, a 

partir de la observación de la figura A2. El inicio del periodo de completitud viene 

marcado, idealmente, por una inflexión en el registro de eventos de determinado rango 

de magnitud. La determinación exacta de esta inflexión, sin embargo, no es siempre 

evidente. Este hecho es especialmente claro en el caso de los rangos de magnitud 

mayores (Mw > 5.5). Debe tenerse en cuenta que, dado que la recurrencia de tales 

eventos puede variar desde centenares a miles de años, sería necesario disponer de una 

ventana temporal más extensa que la del catálogo para detectar con claridad el inicio del 

período de completitud. Para subsanar este problema se ha optado por situar el inicio del 

período de completitud, para los mayores rangos de magnitud, próximo al inicio del 

registro histórico, hacia el año 1500. 

 

 

 

163 



Completitud del catálogo sísmico 

 164 

Figura A.1: Mapa de El Salvador con la distribución de las estaciones telemétricas de la red sísmica del 

país. 

 

 

 

TABLA A1. Estaciones telemétricas de la red sísmica de El Salvador 

No. Código Ubicación 
1 MTO2 Cerro Montecristo, Santa Ana 
2 YPE Candelaria de la Frontera, Santa Ana 
3 CUS Tacuba, Ahuachapán 
4 BOQ6 El Boquerón, Volcán de San Salvador 
5 PIC4 El Picacho, Volcán de San Salvador 
6 CIG Estación Central, San Salvador 
7 LFU San Martín, San Salvador 
8 LBR3 San Martín, San Salvador 
9 LFR1 San Miguel Tepezontes, San Salvador 
10 LCB2 San Emigdio Tepezontes, Cuscatlán 
11 QZA El Rosario, La Paz 
12 LALZ, SJUZ, LPAZ, SDMZ  Berlín, y Santiago de Maria, Usulután 
13 VSM Volcán San Miguel 

 

 

 



Apéndice A 

165 

Figura A.2: Distribución acumulada de eventos desde 1522 para diferentes rangos de magnitud, a partir   del catálogo sísmico de Centroamérica para profundidades menores 

que 34 km, homogenizado a magnitud momento (Mw). Se indican los años de referencia adoptados mediante inspección visual. 

0

0.1

0.2

0.3

0.4

0.5

0.6

0.7

0.8

0.9

1

1.1

1522 1572 1622 1672 1722 1772 1822 1872 1922 1972
Años

N
úm

. A
cu

m
ul

ad
o 

N
or

m
al

iz
ad

o

Mw_3.5-3.9
Mw_4.0-4.4
Mw_4.5-4.9
Mw_5.0-5.4
Mw_5.5-5.9
Mw_6.0-6.4
Mw_6.5-6.9
Mw_7.0-7.4
Mw_7.5-7.9
Mw_8.0-8.4
Año de Referecia

1522

1732 1745

1865

1932 1957

1971

1976

1984

Profundidad h ≤ 34km

 



Completitud del catálogo sísmico 

TABLA A2. Años de referencia a partir de los cuales se considera completo el catálogo sísmico de 

Centroamérica para cada intervalo de magnitud. 

 h ≤ 34 km h > 34 km 

Magnitud 
Mw 

Año de 
Referencia 

Año de 
Referencia 

3,5 – 3,9 1984 1983 

4,0 – 4,4 1976 1980 

4,5 – 4,9 1971 1972 

5,0 – 5,4 1957 1965 

5,5  – 5,9 1932 1959 

6,0 – 6,4 1865 1953 

6,5 – 6,9 1745 1850 

7,0 – 7,4 1732 1825 

7,5 – 7,9 1522 1522 

> 8.0 1522 1522 

 

166 



APÉNDICE B 
 

CATÁLOGO SÍSMICO DESDE 1524 A LA ACTUALIDAD 

 

A continuación, se presenta la cronología y la interpretación, en algún caso, de los sismos que han afectado al territorio salvadoreño, 

recopilados por el SNET de El Salvador.  

 

Fecha Hora 
GMT 

Ubicación 
(Lat, Lon) Magnitud Prof. 

(km) 

Intensidad 
Máxima  
(MM) 

Epicentro Comentarios 

1524 --- --- --- --- --- San Salvador Primera ruina de que se tiene noticia 

23 de Mayo de 
1576 ---        --- ---    --- --- 

Entre San Marcos y Santo 
Tomás,   

San Salvador. 
Total destrucción de San Salvador. 

1593 --- --- --- --- --- San Salvador Terremoto daña severamente  
 San Salvador 

1625 --- --- --- --- --- San Salvador Violento terremoto causa graves   
daños en San Salvador 

1650 --- --- --- --- --- San Salvador Violento terremoto causa daños  
en San Salvador 

1656 --- --- --- --- --- San Salvador Terremoto en San Salvador 
30 de Sep. de 

1659 --- --- --- --- --- --- Gran erupción del volcán Boqueron. Completa destrucción 
de San Salvador 

24 de Agosto de 
1671 --- --- --- --- --- San Salvador Terremoto llamado de San Bartolomé 

1707 --- --- --- --- --- San Salvador Ruina completa en San Salvador 
5 de Marzo de 

1719 --- 13.300° N 
89.120° O 7.4 --- --- San Salvador, San Vicente Ruina de San Salvador, San Vicente y pueblos vecinos 

1730 --- 13.738° N 
89.292° O 5.5 --- --- San Salvador Violento terremoto en San Salvador 

167 



Catálogo sísmico desde 1524 a la actualidad 

Fecha Hora 
GMT 

Ubicación 
(Lat, Lon) Magnitud Prof. 

(km) 

Intensidad 
Máxima  
(MM) 

Epicentro Comentarios 

Abril 1765 --- 13.720° N 
89.066° O 5.7 --- --- Ilopango, San Martín, 

Perulapía y Perulapan 
Temblores dañan Ilopango, San Martín, San Bartolomé 

Perulapía y San Pedro Perulapan 

1769 --- --- --- --- --- Izalco Violenta serie de temblores en  
la Villa de Izalco 

29 de Julio de 
1773 --- 

13.950° N 
91.400° O 

13º57’ 
 

7.5 --- --- El Salvador Violento terremoto ocasiona serios daños en San Salvador , 
Panchimalco, Huizúcar, Jayaque y Guaymoco 

Julio del 1774 --- --- --- --- --- El Salvador 
Temblores dañan pueblos del Bálsamo y causan grandes 

estragos en   
Huizúcar y Panchimalco 

29 de Nov. de 
1783 --- 13.632° N 

88.787° O 6.6 --- --- San Vicente Terremoto, se produce a las 2:30 pm, daña la Villa de San 
Vicente de Austria 

1792 --- --- --- --- --- Izalco Violento temblor en Izalco 
2 de Febrero de 

1798 --- 13.702° N 
89.208° O 5.4 --- --- San Salvador Terremoto a las 2:00 pm destruye San Salvador, tambien se 

vió afectado Cuscatlán 

20 de Agosto de 
1815 --- 13.633° N 

89.175° O 6.1 --- --- San Salvador 
Gran temblor en toda la provincia de San Salvador, muchos 
templos de la capital quedaron deteriorados, la parroquia de 

Panchimalco quedó destruida 

7 de Febrero de 
1831 --- 

13.400° N 
89.750° O 

13º24’ 
89º45’ 

7.1 --- --- El Salvador 
Gran terremoto producido a la 1:00 pm causando notables 
estragos en San Salvador y daños en muchas poblaciones 

del Sur 

Dic. de 1838 --- --- --- --- --- San Miguel Gran terremoto daña completamente Chinameca y San 
Miguel 

21 de Marzo de 
1839 --- 13.762° N 

89.230° O 6.2 --- --- San Salvador Terremoto (3 pm) causó daños en San Salvador y pueblos 
vecinos (Quezaltepeque y Nejapa) 

23 de Junio 1847 --- 13.708° N 
89.469° O 5.9 --- --- El Salvador Temblor causa daños en los pueblos del Balsamo, en 

particular Armenia y Jayaque 

16 de Abril de 
1854 --- 13.681° N 

89.135° O 6.5 --- --- 
La intensidad pico fue cerca 

de San Jacinto, San 
Salvador 

Ruina en San Salvador, la capital se trasladó a Santa Tecla.

8 de Mayo de 
1854 --- --- --- --- --- San Salvador Fuerte temblor destruye algunas paredes en San Salvador y 

causa alarma en Cojutepeque 

 168 



Apéndice B 

Fecha Hora 
GMT 

Ubicación 
(Lat, Lon) Magnitud Prof. 

(km) 

Intensidad 
Máxima  
(MM) 

Epicentro Comentarios 

11 de Junio de 
1854 --- 13.672° N 

89.038° O 6.3 --- --- San Vicente 
Terremoto a las 2:00 pm, destruye la torre de Reloj en San 

Vicente,  
La iglesia y otras poblaciones 

18 de Junio de 
1854 --- --- --- --- --- San Miguel Fuertes temblores en San Miguel 

26 de Nov. de 
1854 --- --- --- --- --- San Salvador Fuerte terremoto causa daños en San Salvador, se 

reportaron 20 heridos 

9 de Dic. de 1856 --- --- --- --- --- San Salvador, Cojute-peque Terremoto a las 11:00 am que destruye parte de 
Cojutepeque y algunas casas en San Salvador 

25 de Agosto de 
1859 --- 12.850°N  

88.000° O 7.1 --- --- La Unión Fuerte temblor a las 11:00 pm en El Puerto de La Unión, 
causa daños sin victimas que lamentar 

8 de Dic. de 1859 --- 

13.350° N 
89.150° O 

13º21’ 
89º9’ 

7.3 --- --- San Salvador Fuerte temblor, se produce a las 10:45 pm en San Salvador, 
se generó un Tsunami que afectó el puerto de Acajutla 

21 de Junio de 
1860 --- 13.630° N 

88.887° O 5.8 --- --- San Vicente Serie de temblores en San Vicente, daños en muchas 
poblaciones 

3 de Dic. de 1860 --- 13.350° N 
89.450° O 7.1 --- --- San Salvador Fuerte temblor, se da a las 11:00 am, daños en las 

poblaciones de los alrededores 
21 de Marzo de 

1867 --- --- --- --- --- Armenia Violento temblor destruye la Iglesia de Armenia 
 

30 de Junio de 
1867 --- 13.310° N 

89.200° O 7.1 --- --- El Salvador Violento temblor a las 5:30 pm que dañó San Salvador, La 
Libertad, San Vicente, Suchitoto, Santa Tecla 

29 de Dic. de 
1872 --- 13.633° N 

88.876° O 5.4 --- --- San Vicente Violento terremoto a las 11:50 pm daña muchas viviendas 
en San Vicente y ocasiona varios muertos 

19 de Marzo de 
1873 --- 13.300° N 

89.300° O 7.1 --- --- San Salvador Violento temblor se produjo en San Salvador a las 4:30 pm

2 de Octubre de 
1878 --- --- --- --- --- El Salvador 

Violento terremoto causa la ruina total de Jucuapa, daños 
parciales en Chinameca y considerables en El Triunfo, 

Santiago de María, Alegría y  otras poblaciones  

20-21 de Dic. de 
1879 --- --- --- --- --- San Salvador,  

Ilopango 

Serie de temblores (600-800) que se extendió hasta el día 
31 en los alrededores del Ilopango, produciendo daños en 

los alrededores del lago Ilopango. 

 169 



Catálogo sísmico desde 1524 a la actualidad 

Fecha Hora 
GMT 

Ubicación 
(Lat, Lon) Magnitud Prof. 

(km) 

Intensidad 
Máxima  
(MM) 

Epicentro Comentarios 

8 de Julio de 
1883 --- --- --- --- --- San Salvador Fuerte temblor destruye algunas paredes en San Salvador a 

las 8:10 am 
12 de Octubre de 

1887 --- --- --- --- --- La Unión Fuerte temblor a las 7:00 pm causa daños en La Unión 

9 de Sep. de 1891 --- 13.250° N 
89.300° O 7.1 --- --- San Salvador Semi-ruina de San Salvador y otros pueblos 

18 de Octubre de 
1892 --- --- --- --- --- La Unión 

Serie de temblores en el Área de la Bahía de Fonseca, 
causando fuertes derrumbes en la isla de Conchaguita. 

Considerables daños en La Unión 
2 de Enero de 

1893 --- 13.705° N 
89.164° O 5.6 --- --- San Salvador Sismo a las 9:00 am ocasiona la semiruina de San Salvador 

y Soyapango 
25 de Marzo de 

1899 --- 13.651° N 
88.796° O 5.7 --- --- San Vicente Movimiento sísmico causa la ruina de San Vicente, 

Apastepeque e Istepeque 

18 de Abril de 
1902 --- 14.000° N 

91.000° O 

Ms=7.9   
(Alfaro et al, 

1990) 
25.0 --- --- 

Maremoto en Ahuachapán destruyendo Barra de Santiago, 
Cara Sucia y Garita Palmera. Daños en el occidente y en 

San Salvador 

19 de Julio de 
1912 --- 13.867° N 

89.567° O 

Ms=5.9   
(White y 

Harlow, 1993)
--- --- --- Violento temblor causa daños en Armenia, Izalco y Santa 

Ana 

8 de Junio de 
1917 00:55 13.700° N 

89.500° O 

Ms=6.5   
(White y 

Harlow, 1993)
--- --- --- Erupción del Boquerón. Sismo causa destrucción en 

Armenia y grandes daños en Ateos, Sacacoyo y San Julián

8 de Junio de 
1917 01:30 13.750° N 

89.267° O 

Ms=6.4   
(White y 

Harlow, 1993)
--- --- --- Segundo sismo causa daños en San Salvador, Apopa, 

Nejapa, Quezaltepeque, Opico y Santa Tecla 

20 de Dic. de 
1936 02:43 13.717° N 

88.933° O 
Ms=6.1  
(White) --- --- San Vicente Destrucción de San Vicente. Entre 100 a 200 muertos 

6 de Mayo de 
1951 23:03 13.52° N  

88.40° O 
Ms=6.0  
(White) 10 --- Jucuapa y China-meca --- 

6 de Mayo de 
1951 23:08 13.52° N   

88.40° O 
Ms=6.2   
(White) 10 --- Jucuapa y China-meca Murieron más de 400   

personas 
7 de Mayo de 

1951 20:22 13.48° N  
88.45° O 

5.8  
(White) 10 --- Jucuapa y China-meca --- 

12 de Abril de 
1961 22:20 13.20° N   

88.90° O 
5.95   

(USGS) 122 VI en San 
Salvador Océano Pacífico Daños menores en San Salvador y el sur de El Salvador 

 170 



Apéndice B 

Fecha Hora 
GMT 

Ubicación 
(Lat, Lon) Magnitud Prof. 

(km) 

Intensidad 
Máxima  
(MM) 

Epicentro Comentarios 

3 de Mayo de 
1965 10:01 13.70° N   

89.17° O 
Ms=6.0   
(Whte) 15 VII en San 

Salvador San Salvador 125 muertos, 400 heridos y 4000 casas destruidas 

4 de Febrero de 
1976 09:01 15.30° N   

89.10° O Ms=7.5 5 

IX en Ciudad 
de Guatemala. 

V en San 
Salvador. 

Guatemala 
En Guatemala hubo 254.750 casas destruidas, más de 

22.700 muertos y más de 76.000 heridos.   
No hubo daños en San Salvador 

19 de Junio de 
1982 06:21 13.30° N   

89.30° O 
7.0 PAS  
6.0 ISC 82 VII en San 

Salvador Océano Pacífico 
Según informe de Cruz Roja Salvadoreña, 8 personas 

murieron y 96 resultaron heridas. Hubo un promedio de 
5000 personas damnificadas 

23 de Abril de 
1985 03:22 13.56° N   

88.67° O 
mb=4.8   
(USGS) - VI en Berlín Área de Berlín, Depto. de 

Usulután 
Se registraron más de 5.000 sismos, por lo menos 167 

fueron sentidos en el área epicentral 

10 de octubre de 
1986 17:49 13.67° N  

 89.19° O 
mb=5.4 (CIG-

USGS) 7.3 VIII-IX en 
San Salvador San Salvador 1.500 muertos, 10.000 heridos, unas 60.000 viviendas 

destruidas o seriamente dañadas 

3 de noviembre 
de 1988 14:46 13.88° N   

90.45° O 
mb=5.6   
(USGS) 69 VI en 

Ahuachapán 

Océano Pacífico. Al Sur del 
depto. de San José, 

Guatemala 

5 personas murieron, algunos heridos, y cerca de 100 
viviendas dañadas al sur de Guatemala 

1 de marzo de 
1999 21:57 13.639° N 

88.786° O Mc=4.6 10.3 VI-VII en San 
Vicente Zona de San Vicente 

A partir del 1 de marzo, 934 sismos fueron  
registrados, de los cuales 71 fueron sentidos en la ciudad de 

San Vicente y alrededores. Se reportaron daños en 
viviendas e iglesias. 

17 de marzo de 
1999 21:38 13.663° N 

88.802° O Mc=4.5 9.1 VI en San 
Vicente Zona de San Vicente 

3 de abril de 1999 4:22 13.296° N 
87.575° O Mc=5.3 14.1 VII en la Isla 

de Meanguera Zona del Golfo de Fonseca

 
A partir del 2 de abril de 1999 se reportó una serie de 

sismos en la Zona del Golfo de Fonseca. 

3 de abril de 1999 10:10 13.225°N  
87.603° O Mc=5.8 12.5 VII en la Isla 

de Meanguera Zona del Golfo de Fonseca
17 terremotos fueron sentidos en la Isla de Meanguera y 

sitios aledaños. Se reportaron daños en muros de 
mampostería y grietas moderadas en algunas edificaciones.

13 de enero de 
2001 17:34 12.83° N  

88.79° O Mw=7.6 39.0 VII en San 
Salvador Zona de Subducción 

Se reportan 944 fallecidos, 1.155 edificios públicos 
dañados, 108.261 viviendas destruidas, 19 hospitales 

dañados, 405 iglesias dañadas, 445 derrumbes  
(Fuente: COEN) 

13 de febrero de 
2001 14:22 13.64° N  

88.94° O Mw=6.6 13.0 VI en San 
Salvador Zona de San Vicente 

Se reportan 315 fallecidos, 82 edificios públicos dañados, 
41.302 viviendas destruidas, 5 hospitales y 73 iglesias 

dañadas y 71 derrumbes  

 171 



Catálogo sísmico desde 1524 a la actualidad 

 172 

Fecha Hora 
GMT 

Ubicación 
(Lat, Lon) Magnitud Prof. 

(km) 

Intensidad 
Máxima  
(MM) 

Epicentro Comentarios 

17 de febrero de 
2001 20:25 13°39.6' N 

89°14.9' O Ml=5.1 5.1 VI en San 
Salvador 

Área Metropolitana de San 
Salvador 

No se reportaron  daños materiales importantes, pero si 
pánico en el Área Metropolitana de San Salvador 

 

 

Glosario 
 

---: No existe dato registrado. 
mb: Magnitud de ondas de cuerpo 
Ms: Magnitud de ondas de superficie 
Mc: Magnitud coda 

USGS: United States Geological Survey 
CIG: Centro de Investigaciones Geotécnicas 

PROF: Profundidad en kilómetros 
MM: Escala de Intensidad Mercalli Modificada 



Apéndice B 

DESCRIPCIÓN DE DAÑOS Y EFECTOS DE ALGUNOS TERREMOTOS 

 

Descripciones del terremoto de 1719  

 

“Durante un eclipse lunar, a la una de la madrugada del lunes 6 de marzo de 

1719, un mega-sismo de una probable magnitud 7.0 grados Richter destruye a San 

Vicente y a San Salvador, causa grandes grietas en diversos puntos de los alrededores 

de la capital provincial y provoca en ella la muerte de siete personas.” 

“El lunes 6 de marzo de 1719 sobrevienen una fuerte detonación subterránea y 

un violento mega-sismo vertical, oscilatorio y ondulatorio echa por el suelo, en menos 

de cinco segundos, a la antigua San Salvador, de la que solo queda en pie una quincena 

de estructuras públicas y privadas, estremecidas por una réplica del sismo tres horas 

más tarde. Al trasmonte del cerro de San Jacinto, aparece una luz rojo-violeta, emitida 

en ráfagas intermitentes, y se percibe un olor sulfuroso sofocante. El foco de conmoción 

es ubicado por la comisión científica gubernamental en las alturas de Texacuangos, 

sobre los bordes lacustres de Ilopango. Así, entre la subida de casi un metro en el nivel 

del lago de Ilopango, gritos agónicos, nubes de polvo, grandes cantidades de menudos 

escombros, incendios y confesiones públicas individuales, hay que recordar que las 

gentes, presas del pánico, gritaban sus pecados postradas de hinojos en las calles, para 

no morir inconfesas, los últimos vestigios de la San Salvador colonial pasaban a la 

historia.” 

     Lardé, 1960; Peraldo y Montero, 1999. 

“Más de 150 temblores el 5 de marzo de 1719, el más violento fue en la hora del 

eclipse....En el lastimoso suceso producido de los terremotos experimentados en la 

ciudad de San Salvador y demás de su jurisdicción.” 

 “Temblores y terremotos acaecidos en la Villa de San Vicente de Austria y 

ciudad de San Salvador en los días 4 y 6 de marzo de ese año........Siete personas 

murieron en la ciudad San Salvador y los demás pueblos quedaron arrasados 

incluyendo sus iglesias y aquella ciudad quedó asolada.”  

        Feldman, 1988a. 

 

 

 



Descripción de daños y efectos de terremotos  

“Por causa de esta ruina (la de 1719) se hizo en nuestra plazuela un pajar 

grande para vivienda de los religiosos y una ermita de paja que sirvió la iglesia dos 

años.” 

    Documentos del monasterio de Santo Domingo. 

 

“Toda la villa (San Vicente) se vino al suelo con sus templos y sus casas, como 

acaeció en San Salvador, obligando a sus habitantes a refugiarse en el pueblo de 

Apastepeque, cuya iglesia quedó también arruinada y pereció en ella el Maestro del 

coro.” 

         Lardé, 1978.  

 

Descripciones del terremoto de 1748 

  

 “Ruina de algunos templos en San Martín Perulapan. Iglesia arruinada por 

temblores en marzo. San Martín Cojutepeque, San Martín Obispo. Iglesia arruinada 

por temblores en marzo 13.” 

         Feldman, 1988a. 

 

“El 13 de mayo de 1748 hubo un terremoto destructor en la región central de El 

Salvador, pues arruinó los templos, por lo menos, de San Juan Cojutepeque, Olocuilta y 

Aculhuaca.” 

Lardé, 1978. 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 174 



BIBLIOGRAFÍA 

 

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175 



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 192 


	Portada
	AGRADECIMIENTOS
	PRÓLOGO
	ÍNDICE
	1. MARCO GEOLÓGICO
	2. ANÁLISIS SISMOTECTÓNICO DEL TERREMOTO DE ELSALVADOR DEL 13 DE FEBRERO DE 2001
	3. ANÁLISIS PALEOSÍSMICO DE LA ZONA DE FALLA DE ELSALVADOR
	4. ANÁLISIS ESTRUCTURAL DE LA ZONA DE FALLA DE ELSALVADOR
	5. CONCLUSIONES
	EPÍLOGO
	APÉNDICE A
	APÉNDICE B
	Glosario

	BIBLIOGRAFÍA