ÉQUIPE DE TEC UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID INSTITUT DE PHYSIQUE DU GLOBE DE PARIS NSE DE MADRID TESIS DOCTORAL MEMORIA PARA OPTAR AL GRADO DE DOCTOR PRESENTADA POR Marta Béjar Pizarro DIRECTORES: José J., 1966- , dir Martínez Díaz Rolando dir Armijo Madrid, 2015 © Marta Béjar Pizarro, 2011 Comportamiento mecánico de la interfase de subducción durante el ciclo sísmico : estudio mediante la geodesia espacial en el Norte de Chile UNIVERSIDAD COMPLUTENSE 5 3 2 9 2 9 21 26 Com portam iento mecanico de la interfase de subduccion durante el ciclo sismico: Estudio mediante la geodesia espacial en el Norte de Chile M arta Béjar Pizarro U niversidad Com plutense de M adrid (D epartam ento de Geodinam ica) In s titu t de Physique du Globe de Paris (Equipe de Tectonique et M écanique de la Lithosphère) M emoria de la Tesis presentada para la obtencion del grado de D octor por la Universidad Complutense de M adrid y el Institut de Physique du Globe de Paris Septiem bre 2011 II Supervisada por: Dr. José J. Martinez Diaz (UCM), Dr. Rolando Armijo (IPGP) y Dr. Anne Socquet (IPGP) Defendida ante el tribunal compuesto por: Ramon Capote del Villar Rosa Marfa Tejero Lopez Raul Madariaga Giorgi Khazaradze Tsilosani Rolando Armijo Dfa de la defensa: 21 de Septiembre de 2011 X i i o Ç û l ^ ' l ô Com portem ent mécanique de l ’interface de subduction au cours du cycle sismique: analyse et interprétation des données de géodésie spatiale au Nord Chili M art a Béjar P izarro Universidad Com plutense de M adrid (D epartam ento de Geodinam ica) In s titu t de Physique du Globe de Paris (Equipe de Tectonique et M écanique de la Lithosphère) Thèse pour obtenir le grade de Docteur de VUniversidad Complutense de M adrid et l ’Institut de Physique du Clobe de Paris Septem bre 2011 R esu m en En esta tesis se estudia el comportamiento mecânico de la interfase de sub­ duccion, en particular su interrelacion con los grandes terremotos y con las estructuras de la plaça superior en el Norte de Chile, trente a los Andes Cen­ trales. En esta zona se han producido grandes terremotos que h an causado grandes tsunamis en el pasado. El ultimo terremoto gigante (Mw > 8.5) tuvo lugar en 1877, por lo que se ha propuesto esta region como una lagu­ na sismica en la que puede producirse un terremoto de tipo “megathrust” . La region présenta una serie de estructuras singulares en la plaça superior, reveladas por la Peninsula de Mejillones y el Codo de Arica, que contro- lan la segmentaciôn y por tanto la extension de la ruptura de los grandes terremotos. Ademâs, la zona se situa al trente de los Andes Centrales, que es la segunda cordillera mas alta del planet a y la mas alta asociada a una zona de subduccion. Su mecanismo de levantamiento, principalmente acor- tamiento y espesamiento cortical, esta necesariamente condicionado por el proceso de subduccion. En este trabajo se estudia la detormacion superficial a escala regional, mediante medidas InSAR y GPS. El estudio se tocaliza en dos objetivos principales: 1) la detormacion cosismica asociada al terre­ moto de Tocopilla (Mw 7.7, 2007), que es el terremoto de subduccion mas importante que ha ocurrido en la region desde el terremoto de 1877 y 2) la detormacion intersismica de la plaça superior, desde el sur de la Peninsula de Mejillones hast a el Codo de Arica (~ 600 km de largo), durante el intervalo 2003 - 2010. Los result ados obtenidos sugieren que el terremoto de Tocopilla rompiô la zona protunda de la intertase sismogénica (entre ~ 30 - 50 km de protundidad) y no se propagé hasta la tosa. La ruptura se propagé ~150 km desde el hipocentro hacia el sur y se detuvo bajo la Peninsula de Mejillones, donde se concentré la mayor parte de la detormacién postsismica en el mes siguiente al terremoto. El comportamiento postsismico de esta regién y su asociaciôn con una zona de complejidad estructural, patente en las grandes fallas N-S que atraviesan la peninsula, sugieren que se tra ta de una barrera estructural. El terremoto de Tocopilla solo liberô un ~ 2.5% del déficit de momento acumulado en la interfase de subduccion en los ùltimos 130 anos. Esto implica que la laguna sismica signe estando cargada y la posibilidad de que se produzca un gran terremoto de subduccion (de Mw > 8.5) ha aumen- tado después de este terremoto, que ha increment ado los esfuerzos en las regiones adyacentes a la ruptura. Por otro lado, los modelos de acoplamiento intersismico sugieren que existe una relaciôn mecânica entre el comporta­ miento de la zona de subduccion y las estructuras de la plaça superior. 1) El limite inferior de la zona que se carga durante el periodo intersismico varia lateralmente siguiendo la linea de costa, que a su vez es paralela a las unidades morfotectonicas que forman el borde occidental del orôgeno an- dino, en particular del alzamiento relativamente reciente del bloque costero [Armijo y Thiele, 1990; Coudurier Curveur, 2011). El acoplamiento de la zona de subduccion en esta region parece por tanto estar intimamente aso- ciado al proceso general de levantamiento de los Andes. 2) Las dos regiones que marcan la segmentaciôn lateral (la Peninsula de Mejillones y el Codo de Arica) estân solo parcialmente acopladas en nuestro modelo. Esto puede deberse a la presencia de complejidades estructurales en la misma interfase de la subduccion (posiblemente estructuras de tipo duplex), estrictamente debajo de las singularidades geométricas visibles en la morfologia de la costa en ambas regiones. R ésu m é Dans cette thèse, nous étudions le comportement mécanique de l’interface de subduction, en particulier sa relation avec les grands tremblements de terre et les structures de la plaque supérieure dans le nord du Chili, à la latitude des Andes centrales. Dans cette région se sont produits de grands séismes associés à d ’importants tsunamis dans le passé. Le dernier séis­ me géant (Mw > 8.5) datant de 1877, il a été proposé que le Nord Chili soit vu comme une lacune sismique où un tremblement de terre de type “megathrust” peut se produire. La région présente un certain nombre de structures singulières dans la plaque supérieure, comme au niveau de la Péninsule de Mejillones et du Coude d ’Arica, qui contrôlent la segmenta­ tion et l’étendue de la rupture des grands séismes. En outre, la zone se situe à la latitude des Andes centrales, qui est la deuxième plus haute chaîne du monde et la plus haute associée à une zone de subduction. Son mécanisme de soulèvement, principalement par raccourcissement et épaississement de la croûte, est nécessairement influencé par le processus de subduction. Nous avons étudié à l’aide de l’interférométrie radar (InSAR) et du GPS, la défor­ mation superficielle à une échelle régionale. L’étude est focalisée sur deux objectifs principaux: 1) la déformation cosismique associée au séisme de To­ copilla (Mw 7.7, 2007), le séisme de subduction le plus im portant ayant eu lieu dans la région depuis le séisme de 1877 et 2) la déformation intersismi­ que de la plaque chevauchante depuis le sud de la Péninsule de Mejillones jusqu’au Coude d ’Arica (~ 600 km de long) sur l’intervalle 2003-2010. Les résultats suggèrent que le séisme de Tocopilla a rompu la zone profonde de l’interface sismogénique (entre ~ 30 - 50 km de profondeur) et ne s’est pas propagé jusqu’à la fosse. La rupture s’est propagée latéralement sur ~ 150 km depuis l’hypocentre vers le sud et s’est arrêtée sous la Péninsule de Mejillones, où la majeure partie de la déformation postsismique s’est concentrée au cours du mois suivant le séisme. Le comportement postsismi­ que de cette région, ainsi que sa complexité structurale, qui se traduit par de grandes failles normales N-S qui découpent la péninsule, suggère qu’elle pourrait agir comme une barrière structurale. Le tremblement de terre de Tocopilla a libéré seulement ~ 2.5 % du déficit de moment accumulé sur l’interface de subduction au cours des 130 dernières années. Ceci implique que la lacune sismique est encore chargée et que l’éventualité d ’un grand séisme de subduction (Mw > 8.5) a été accrue par le séisme de Tocopilla qui a augmenté les contraintes dans les régions adjacentes à la rupture. D’autre part, les modèles de couplage intersismique suggèrent une relation mécani­ que entre le comportement de la zone de subduction et les structures de la plaque supérieure. 1) La limite inférieure de la zone qui se charge pendant la période intersismique varie latéralement en suivant la ligne de côte, qui est aussi parallèle aux unités morphotectoniques qui forment la bordure ouest de l’orogène andin, en particulier le soulèvement relativement récent du bloc côtier [Armijo et Thiele, 1990; Coudurier Curveur, 2011). Le couplage de la zone de subduction dans cette région paraît donc intimement associé au processus général de soulèvement des Andes. 2) Les deux régions qui mar­ quent la segmentation latérale (la Péninsule de Mejillones et le Coude Arica) ne sont que partiellement couplées dans notre modèle. Ceci peut être dû à la présence de complexités structurales sur l’interface de subduction (possi­ blement des structures de type duplex), situées à l’aplomb des singularités géométriques visibles dans la morphologie de la côte dans ces deux zones. A todas las personas que han sufrido las consecuencias devastadoras de los terremotos. A mis abuelos. A grad ecim ien tos A lo largo de mi tesis he recibido el apoyo de numerosas personas, tanto en el piano profesional como personal, a las que quiero expresar aqui mi agradecimiento. Para empezar, quiero dar las gracias a mis directores de tesis por su apo­ yo y ayuda constante a lo largo de estos ahos. Agradezco a José Martinez Diaz que aceptara ser mi director de tesis y me introdujera en un tema tan apasionante como el estudio de los terremotos. Le agradezco especialmente que me animara y me ayudara a buscar alternativas cuando est aba bloquea- da y que me pusiera en contacte con el grupo del Institut de Physique du Globe de Paris (IPGP) con el que he realizado gran parte de esta tesis. Doy las gracias a Rolando Armijo por acogerme en el Laboratoire de Tectonique et Mécanique de la Lithosphère del IPGP, por ofrecerme la oportunidad de trabajar en un problema tan interesante como la subduccion en el Norte de Chile y por estar disponible siempre que lo he necesitado para discutir y resolver mis dudas. Agradezco a Anne Socquet que se implicara en mi tesis desde el momento en el que llegô al IPGP, que me haya ensenado tan­ to (de geodesia, de interferometria, de terremotos) y que siempre me haya motivado a ir mas lejos en mis anâlisis. Gracias a Alexis Rigo y Kurt Feigl por acogerme en el Observatoire Midi -Pyrénées de Toulouse durante una breve pero intensa estancia y hacer menos duro mi primer contacte con linux, GMT y la interferometria de radar. También quiero dar las gracias a Jean Bernard de Chabalier, que me ayudô mucho cuando llegué por primera vez al IPGP, me introdujo en el uso del programa ROIPAC y en la modelizacion elâstica de la deformaciôn. También le doy las gracias por haber pedido el proyecto de la ES A (AO- 720) a través del cual hemos conseguido todas las imâgenes radar de Chile utilizadas en esta tesis. En esta tesis he utilizado datos GPS adquiridos en estaciones perma­ nentes pertenecientes a diferentes instituciones (IPGP, Caltech, IRD, DGF, IGS). Doy las gracias a estas instituciones por hacer accesibles los datos y a todas las personas responsables de la instalacion y mantenimiento de las estaciones y la gestion de los datos. Asi mismo doy las gracias a Daniel Carrizo, Jeff Genrich y Olivier Charade por haber procesado estos datos GPS, que han sido fundam entals en esta tesis. Gracias a Geneviève Moguilny, Olivier Charade, Alex Nercessian y Marc Hufschmitt por darme soporte técnico y ayudarme con los diversos problè­ mes de mdole informâtica que han surgido durante mi trabajo en el IPGP: instalacion de programas y licencias necesarios, gestion del enorme espa- cio que requieran los datos de interferometria, recuperacion de datos muy valiosos en discos danados, conexion desde el exterior del IPGP, etc. También quiero dar las gracias a Cecile I-asserre, a Raphael Grandin, a Jean-Bernard de Chabalier, a Jean-Claude Ruegg y a Anne Socquet por haberme prestado programas creados o modihcados por ellos para reali- zar diferentes anâlisis relacionados con la modelizacion de las senales de deformacion y la correccion de los interferogramas. Gracias también a las personas que han desarrollado ROIPAC, GMT y LaTeX. Gracias a todos los investigadores con los que he tenido la oportunidad de discutir a lo largo de estos ahos, por todo lo que me han ensehado de tectonica, de terremotos, de interferometria, de modelos, por enseharme a cuestionar los modelos establecidos y motivarme para seguir aprendiendo. Gracias a Rolando Armijo, Anne Socquet, José Martmez Diaz, Geoffrey King, Frederique Rolandone, Yves Gaudemer, Paul Tapponnier, Martine Simoes, Robin Lacassin, Sophie Peyrat, Pascal Bernard, Jean-Pierre Vi- lotte, Marie-Pierre Doin, Christophe Vigny, Raul Madariaga, Mark Simons, Mohamed Chlieh, M att Pritchard, Monika Sobiesiak, Sergio Barrientos, Jai­ me Campos, Raphael Grandin, Daniel Carrizo, Aurelie Coudurier, José An­ tonio Alvarez, Raul Pérez, y un largo etcétera. Quiero dar las gracias a todas las personas implicadas en la organizaciôn y desarrollo del acuerdo de cotutela de Tesis entre Paris y Madrid: a mis directores José Martmez Diaz, Anne Socquet y Rolando Armijo, a Laure Meynadier y Prisca Rasolofomanana del Ecole doctorale del IPGP y a Lidia Bartolomé, Victoria Gascon, Sol Lôpez y Pepe Arribas de la UCM. También quiero dar las gracias a las instituciones que me han financiado durante estos anos: la Universidad Complutense de Madrid, la Agence nationale de la recherche, el Ministerio de Asuntos Exteriores y Europeos Francés, el Institut de Physique du Globe de Paris, la Region Ile-de-France y la Universidad Politécnica de Madrid. He disfrutado especialmente las salidas al terreno que he realizado a lo largo de mi tesis: agradezco a José Martmez Diaz que me permitiera participar en la primera campana de El Salvador y por darme la oportunidad de ir a la Antârtida, a Raùl Pérez por llevarme a la Isla Decepcion, a Rolando Armijo por llevarme a una campana de tectonica en Chile y a un curso de fallas activas en Grecia, a Anne Socquet y a Christophe Vigny por contar conmigo para las campanas GPS en el centro y el norte de Chile. Gracias a Daniel Carrizo y a Arthur Delorme por su agradable compania durante las campanas GPS que hice con cada uno de ellos en Chile, por mantener siempre el optimisme en los momentos duros. Gracias a mis compaheros del IPGP por hacerme sentir tan a gusto desde mi primera estancia en Paris: a Mary line, Paul, Arthur, Raphael, Aurelie, Çagil, Marie, Maud, Thomas, Stephanie, Laurent. Especialmente a mis dos companeras de despacho (y amigas) estos ültimos anos, Cagil y Aurelie, con las que he compartido muchos buenos momentos (con turrôn y chocolate) y algunos menos buenos en los que siempre me han escuchado y apoyado. Gracias también a Marianne y Amaya del ENS por compartir discusiones cientfficas (y otras no tanto). Gracias a mis compaheros del departamento de Geodinamica de la UCM por los momentos compartidos: gracias a José Antonio, a Carol, a Antonio, a José Luis, a Pilar, a Maria, a Bea, a Ignacio, a Juanmi, a Fidel, a Loreto, a Julian, a Javi. En especial a José Antonio, por las enriquecedoras charlas sobre ciencia, precariedad y otros temas que hemos tenido a lo largo de estos anos. Gracias a mis compaheros del IGME, por su apoyo en la recta final de esta tesis: Raùl, Miguel, Gerardo, Esther, ... Gracias a Hélène y Joel por su hospitalidad y por hacer nhs estancias en Paris muy agradables. Gracias a Alice y Gilles, mi pequeha familia en Paris, siempre preocupados y atentos conmigo, por hacerme reir y ayudarme a mejorar mi francés. Gracias a mis padres por haber respetado y apoyado mis decisiones y por transmitirme la confianza necesaria para enfrentarme a los desafios y superar los obstâculos que he encontrado a lo largo de estos ahos. A mi hermana por su complicidad y por transmitirme alegria y optimisme. A mi familia politica por haber entendido mi elecciôn y haber cuidado de José Pedro durante mis ausencias todos estos ahos. Gracias a José Pedro, por su apoyo incondicional, por estar siempre a mi lado a pesar de la distancia y darle sentido a este viaje. Indice general 1. Introduccion 1 1.1. Objetivos de la t e s i s ........................................................................................... 1 1.2. Estructura de la te s is ........................................................................................... 7 2. M arco tectôn ico y m etodologico 9 2.1. Ciclo sismico de subduccion: deformaciôn superficial y mecânica del con­ tacte 9 2.1.1. Mecânica de una zona de subduccion................................................ 9 2.1.2. Ciclo sismico de subduccion y deformaciôn superficial asociada . 15 2.1.3. Enfoque m etodolôgico.......................................................................... 19 2.1.3.1. Medida de la deformaciôn del t e r r e n o ............................. 19 2.1.3.2. Modelizaciôn de las observaciones.................................... 23 2.2. Zona de e s tu d i o .................................................................................................. 26 2.2.1. Subducciôn en Chile, segmentaciôn y la g u n a s ............................... 26 2.2.2. Descripciôn morfotectônica de los Andes C e n tra le s ...................... 29 3. A sperities and barriers on th e seism ogenic zone in N orth Chile; S tate of th e art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G P S and InSA R data 35 3.1. Resumen en e s p a n o l .......................................................................................... 36 3.2. S u m m a ry .............................................................................................................. 36 3.3. In troduction ........................................................................................................... 37 3.4. Tectonic context, previous seismicity and d e fo rm a tio n ............................... 39 3.5. D ata u s e d .............................................................................................................. 40 3.5.1. InSAR D ata .......................................................................................... 40 IN D IC E G EN E R A L _____________________________________________________ v m 3.5.2. GPS D ata a n a ly s is ................................................................................. 43 3.5.3. Comparison between data sets .......................................................... 47 3.6. Modeling .............................................................................................................. 48 3.6.1. Uniform-slip models (geometry of the fault plane) ...................... 49 3.6.2. Distributed-slip models ....................................................................... 53 3.6.2.1. Modeling s t r a te g y ................................................................. 53 3.6.2.2. Resolution of the distributed slip m o d e l s ....................... 55 3.6.2.3. R e s u l t s ..................................................................................... 55 3.7. D iscussion.............................................................................................................. 62 3.7.1. Our results in relation to the downdip and updip terminations of the r u p t u r e ............................................................................................... 64 3.7.2. Our results in relation to the lateral termination of the rupture (northern and southern limits) ........................................................... 66 3.7.3. Relation between areas with different slip b e h a v io r ...................... 69 3.7.4. Slip deficit after the Tocopilla e a r th q u a k e ....................................... 71 3.8. C onclusions........................................................................................................... 73 4. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de C hile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 75 4.1. Introduccion........................................................................................................... 75 4.1.1. O b je t iv o s ................................................................................................. 75 4.1.2. Modelo mecanico de una zona de su b d u c c io n ................................ 78 4.1.3. Modelos de acoplamiento propuestos en la zona de estudio . . . . 79 4.1.4. Enfoque m etodolog ico .......................................................................... 83 4.2. Estimacion de las velocidades intersfsmicas a partir de datos InSAR y G P S ......................................................................................................................... 87 4.2.1. Velocidades promedio a partir de datos c G P S ................................ 89 4.2.1.1. Set de datos d is p o n ib le ........................................................ 89 4.2.1.2. Estimacion de velocidades GPS ....................................... 89 4.2.1.3. Anâlisis crftico de las velocidades GPS .......................... 93 4.2.2. Mapas de velocidad promedio a partir de datos In S A R ...................101 4.2.2.1. Datos disponibles y com binaciones....................................... 101 IX______________________________________________________ IN D IC E G EN ER A L 4.2.2.2. Constmcciôn de interferogramas y anâlisis critico del conjunto de d a t o s .....................................................................104 4.2.2.3. Correcciones de los interferogramas ................................... 114 4.2.2.4. Suma de in te rferog ram as....................................................... 133 4.3. M odelizaciôn ........................................................................................................... 144 4.3.1. Estrategia de las inversiones....................................................................144 4.3.2. Geometria del piano de fa lla ....................................................................147 4.3.3. Resoluciôn de los m o d e lo s....................................................................... 147 4.3.4. Resultados ................................................................................................. 150 4.4. D isc u s iô n ..................................................................................................................158 4.4.1. Relaciôn del acoplamiento intersismico con las estructuras de la plaça superio r...............................................................................................158 4.4.2. Zonas intersegmento; Peninsula de Mejillones y Codo de Arica . 161 4.4.2.1. Regiôn de M ejillones................................................................. 161 4.4.2.2. Regiôn de A r i c a ....................................................................... 163 4.4.3. Relaciôn entre acoplamiento intersismico y cosismico: Regiôn de T o c o p il la ......................................................................................................165 4.4.4. Rasgos secundarios del modelo (zonas a y b) ................................... 166 4.4.5. Residuos........................................................................................................169 4.5. Conclusiones del estudio del acoplamiento in tersism ico ................................ 170 5. C onclusiones générales 173 5.1. Segmentaciôn en profundidad de la zona de subducciôn ........................174 5.1.1. Limite inferior de la zona s ism o g én ica .................................................. 174 5.1.2. Limite superior de la zona sism ogénica.................................................. 175 5.1.3. Limite medio de la zona sism ogénica......................................................175 5.2. Segmentaciôn lateral de la zona de su b d u cc iô n ;........................................ 177 5.2.1. Peninsula de M e jillo n e s .......................................................................... 177 5.2.2. Otras barreras l a té r a le s .......................................................................... 178 5.2.2.1. El Codo de Arica ....................................................................178 5.2.2.2. El limite norte de la rotura de Tocopilla.............................179 5.3. Relaciôn entre la subducciôn y las estructuras de la plaça superior . . . 179 5.4. Estado de la laguna sismica del norte de Chile - sur de P e r u ........................180 IN D IC E G EN ER AL 5.5. Perspectivas f u t u r a s .............................................................................................. 181 R eferencias bibliogrâfîcas 185 I. M aterial suplem entario de los capitu los 1 y 2 199 La. Topograffa asociada a diferentes zonas de subduccion....................................199 I.b. Cadena interferométrica R 0 1 _ P A C .....................................................................199 II. M aterial suplem entario del cap itu le 3 203 II.a. Error associated to the InSAR d a ta .................................................................... 203 11.b. GPS data and tim e -se rie s .....................................................................................203 11.c. Comparison between data sets ...........................................................................208 11.d. InSAR data subsam pling........................................................................................208 11.e. Uniform slip model: comparison between several proposed geometries, uncertainties and residuals...................................................................................... 208 II.f. Checkerboard resolution test .............................................................................. 211 IIIM ateria l suplem entario del capftulo 4 213 III.a. Series temporales G P S ........................................................................................... 213 lll.b . Comparacion entre las dos estimaciones de las velocidades G P S ................ 229 lll.c. Mapas de pendientes fase - to p o g ra f ia ..............................................................231 lll.d.M apa de velocidades InSAR a l te rn a t iv o ...........................................................231 lll.e. Resoluciôn de los modelos a partir del mapa de velocidades InSAR al­ ternativo ..................................................................................................................... 231 lll.f. Modelos de acoplamiento a partir del mapa de velocidades InSAR alter­ nativo .........................................................................................................................240 111.g. Deformaciôn vertical segun los diferentes modelos de acoplamiento in­ tersismico .................................................................................................................. 240 111.h.Cambio de buzamiento en el piano de subducciôn .......................................... 240 Introduccion 1.1. O b jetivos de la te s is En las zonas de subduccion se producen los terremotos mas grandes del mundo (Mw > 8.0) y los tsunamis mas destructivos, como el terremoto y tsunami de Sumatra de diciembre de 2004 (Mw 9.1), el terremoto de Maule (Chile) de febrero de 2010 (Mw 8.8) o el reciente terremoto y tsunami de Japon de marzo de 2011 (Mw 9.0). Entender el proceso de preparaciôn de estos terremotos e identificar las zonas en las que se detiene su propagacion es de gran importancia para la evaluaciôn de la peligrosidad sismica de las regiones amenazadas por estos fenômenos. Las zonas de subducciôn son limites de plaças convergentes en los que una plaça desliza bajo otra. Los grandes terremotos de subducciôn tienen lugar en el contacto entre las plaças, en una regiôn superficial que se denomina zona sismogénica (generalmente a menos de 50 km de profundidad, [Tichelaar y R u ff, 1993), donde el deslizamiento de una plaça respecto a la otra se produce de forma discontinua mediante un mecanismo denominado “stick-slip” (Brace y Byerlee, 1966): durante el periodo intersismico la zona sismogénica permanece bloqueada (o acoplada), lo que genera una deformaciôn de las plaças tectônicas implicadas y un aumento del estado de esfuerzos, que se relajan cuando la regiôn desliza de forma râpida y catastrôfica durante los terremotos de subducciôn. La zona mas profunda que la zona sismogénica desliza de forma constante a la velocidad de convergencia de las plaças, cargando de esfuerzo la zona superior de la subducciôn. Estos dos procesos bâsicos de carga y descarga de la zona sismogénica, descritos aqui de forma simplificada, poseen sin duda ciertas complejidades: por ejemplo, los terremotos no Introduccion rompen sistemâticamente la integridad de la superficie bloqueada (como ocurre durante los grandes terremotos denominados “megathrust” : Valdivia 1960 Mw9.5, Alaska 1964 Mw9.2, Sumatra 2004 Mw9.2, Maule 2010 Mw8.8, Japon 2011 Mw9.0) sino que a veces permanecen confinados a una parte de la interfase de la subduccion, y como consecuencia no se relaja toda la deformaciôn acumulada (p.ej. Béjar Pizarro et a i, 2010; Konca et ai, 2008; Perfettini et a l, 2010). Ademâs, se producen deslizamientos transitorios en la interfase de la subducciôn durante las fases postsismica e intersismica (p.ej. Melbourne et a l, 2002; Schwartz y Rokosky, 2007), lo que complica afin mâs nuestra visiôn del ciclo sismico. La magnitud de un terremoto depende del ârea de falla que rompe {Ka.namori y Anderson, 1975), por lo que para evaluar la magnitud mâxima de terremoto que puede ocurrir en una zona de subducciôn es fundamental conocer la mâxima extensiôn de la zona sismogénica en esa regiôn. La zona sismogénica estâ delimitada por un limite superior y un limite inferior que pueden estar controlados térmicamente o estructural- mente y que determinan su mâxima anchura {Oleskevich et a l, 1999). También existen variaciones latérales en el porcentaje de acoplamiento y /o en la profundidad de la zona bloqueada que pueden définir una segmentaciôn a lo largo de la subducciôn (p.ej. Audin et al, 2008; Cummins et a l, 2002; Melnick et a l, 2009). Esta segmentaciôn lateral pue­ de estar causada por la subducciôn de estructuras de la plaça oceânica (p.ej. Kodaira et al, 2002) o por estructuras en la plaça superior (p.ej. Béjar Pizarro et al, 2010; Ruegg et al, 1996). Las interacciones entre la plaça inferior (oceânica) y la plaça superior parecen, por tanto, estar implicadas en la ocurrencia de los terremotos de subducciôn, por lo que es importante entenderlas. También parece existir una relaciôn entre el ciclo sismico de subducciôn y la deformaciôn de la plaça superior, pero no estâ claro como se transfieren los esfuerzos de una plaça a la otra. Algunos estudios sugieren que esta transferencia implica mécanismes estructurales, como acortamiento y engrosamiento cortical, que crean el relieve en la plaça superior (p.ej. Armijo y Thiele, 1990). En la zonas de subducciôn se plantean hoy en dia una serie de cuestiones que se pueden organizar en torno a cuatro puntos fundamentales: 1. La segm entaciôn en profundidad en las zonas de subducciôn: ^Qué con­ trôla la mâxima profundidad de la zona sismogénica? Aunque los modelos teôricos 1.1 O bjetivos de la tesis hablan de un control térmico o asociado al Moho continental, existen varias zo­ nas de subducciôn que no se ajustan a este modelo: por ejemplo, en la zona de subducciôn de Hikurangi (Nueva Zelanda) un estudio de McCaffrey et al. (2008) sugiere que la base de la zona sismogénica se alcanza a temperatures muy inferio- res al limite térmico de los modelos teôricos (350°C) y en Sumatra, tanto estudios durante el periodo intersismico como durante el periodo cosismico sugieren que la zona sismogénica se extiende a mayor profundidad que el Moho continental [Des- sa et al., 20009; Simoes et al., 2004). ^Cômo se comporta la zona del piano de subducciôn mâs cercana a la fosa? El modelo teôrico dice que es una zona mecâni- camente débil debido a la presencia de sedimentos y fluidos {Bym e et al, 1988) pero algunos estudios sugieren que esa regiôn superficial del piano estâ bloquea­ da durante el intersismico {Cagnon et a l, 2005; Wang y Dixon, 2004). El limite entre la zona bloqueada y la zona que desliza de forma continua ^es neto o existe una zona de transiciôn? ^qué signihca la existencia de esta zona, cômo se puede définir? ^cual es su comportamiento durante el periodo cosismico e intersismico? ^su comportamiento es permanente o puede cambiar a lo largo del tiempo, debido por ejemplo a una variaciôn de los esfuerzos normales o de la presiôn de fluidos en la interfase (p.ej. Liu y Rice, 2007)? ^existe algùn otro tipo de segmentaciôn en profundidad? En algunas zonas de subducciôn se ha descrito una variaciôn gra­ duai del acoplamiento entre la zona totalmente acoplada y la zona que desliza en profundidad (p.ej Chlieh et al, 2004; Hyndman y Wang, 1993). En otras regiones se ha descrito una segmentaciôn en profundidad: por ejemplo en el norte de Costa Rica se han descrito a partir de datos GPS y de microsismicidad multiples zonas de transiciôn en profundidad {Schwartz y DeShon, 2007), y en Japôn se ha descri­ to una divisiôn entre una zona sismogénica somera y una profunda, en las que se generan terremotos de diferente tamaùo {Kawakatsu y Seno, 1983). îQué puede controlar esta segmentaciôn en profundidad? ^Cômo puede afectar a los grandes terremotos? ^Puede impedir la propagaciôn de los terremotos?. Por otro lado, el limite inferior de la zona sismogénica, ^varia lateralmente? ^Qué contrôla las variaciones latérales? ^Qué implicaciones puede tener sobre nuestra comprensiôn de los fenômenos y sobre la validaciôn de los modelos teôricos? Introduccion 2. La segm entaciôn lateral en las zonas de subducciôn: ^Se pueden défi­ nir zonas intersegmento? 2,Como? ^Como se comportan estas zonas durante las distintas fase del ciclo sismico?^Se propaga el deslizamiento cosismico en estas regiones o se detiene al llegar a ellas? ^Durante el periodo postsismico, se libe- ran esfuerzos en forma de replicas y /o de deslizamiento asismico en estas zonas? Durante el periodo entre terremotos pestas regiones intersegmento estân acopla­ das (y por tanto se estân cargando) o bien estân totalmente desacopladas? En algunos casos, estas zonas intersegmento parecen ser barreras permanentes para los grandes terremotos de subducciôn, que no atraviesan la zona intersegmento, pero en otras regiones se ha visto que estas zonas actùan a veces como barrera y otras son atravesada por terremotos que rompen varios segmentes a la vez (p.ej. en la zona de subducciôn de Ecuador y Colombia, Kanamori y McNally (2002); en Sumatra, Lay et al. (2005); en Japôn, Cummins et al. (2002), en el Centro de Chile, Vigny et al. (2011)). 3. La relaciôn entre la subducciôn y las estructuras de la plaça superior. ^Existe una relaciôn entre el acoplamiento en la interfase de subducciôn y la for- maciôn del relieve? Si es asi, ^cual es el mecanismo que relaciona ambos procesos? ^Es un mecanismo estructural? Si este relieve estâ asociado al acoplamiento, por- que no todas las zonas de subducciôn generan relieve? En relaciôn a esto, ^cual es la particularidad de la subducciôn chilena en relaciôn a las otras zonas de subducciôn? 4. R elaciôn entre el com portam iento cosism ico e intersism ico de una zona de subducciôn. ^Las zonas que estân bloqueadas durante el periodo intersismi­ co, se corresponden con las regiones que deslizan durante los terremotos? Algunos estudios sugieren que las regiones del piano de subducciôn que deslizan durante los terremotos, son mucho mâs pequenas que las regiones que aparecen bloquea­ das en el periodo intersismico {Bürgmann et al, 2005; Vigny et a l, 2011). iPor- qué aparecen estas regiones bloqueadas durante el periodo intersismico (sombras de esfuerzos)?^Qué ocurre en las zonas que no rompen en los terremotos, como se comportan durante el postsismico y el intersismico? ^Son las zonas en las que se concentran las replicas y el deslizamiento postsismico? 1.1 O bjetivos de la tesis La extension de la zona sismogénica se define a veces a partir de la extension de la zona que rompe en los terremotos, que puede delimitarse a partir de la distribuciôn de las réplicas (p.ej. Kelleher, 1972), o a partir de la distribuciôn del deslizamiento cosismico en el piano de falla deducido de la modelizacion de datos geodésicos (p.ej. Chlieh et al., 2007), sismolôgicos (p.ej. Peyrat et al., 2010) o de tsunami (p.ej. Sata- ke, 1993). También se puede estudiar la extension de la zona sismogénica a partir de medidas durante el periodo intersismico: por ejemplo, midiendo la deformaciôn en su­ perficie que se produce como consecuencia del bloqueo de la interfase de subducciôn [Savage, 1983), con datos geodésicos (p.ej. Suwa et a l, 2006) y paleogeodésicos (p.ej. Natawidjaja et a l, 2004; Taylor et a l, 2008) o a partir de medidas de microsismicad en el intervalo intersismico (p.ej. Schwartz y DeShon, 2007). En esta tesis se intentan définir la extensiôn y los limites de la zona sismogénica de la zona de subducciôn del Norte Chile y entender las relaciones entre el bloqueo intersismico y la rotura sismica, asi como las interacciones entre las dos plaças en esta regiôn. Para ello se utilizan medidas de deformaciôn de la superficie terrestre a partir datos de interferometria de RADAR [Synthetic Aperture Radar Interferometry o In­ SAR) y de CPS [Clobal Positioning System). Esta regiôn es particularmente apropiada para llevar a cabo este estudio por varios motivos: ■ Por un lado, esta regiôn se ha identificado como una laguna sismica en la que se espera un gran terremoto de subducciôn (p.ej. Kelleher, 1972; Nishenko, 1985), por lo que es de gran interés définir la maxima extensiôn de la zona que puede romper en un gran terremoto, su variaciôn espacial y temporal y como influyen los terremotos de tamano moderado en el estado de laguna. ■ Ademâs, en esta regiôn se han identificado dos zonas intersegmento, que pare­ cen haber actuado como barreras en varios terremotos: la regiôn situada bajo la Peninsula de Mejillones (que se ha propuesto como barrera para el terremoto de Iquique de Mw 8.8 en 1877, el terremoto de Antofagasta de Mw 8.1 en 1995 y el terremoto de Tocopilla de Mw 7.7 en 2007) y el Codo de Arica (que parece haber actuado como barrera durante varios grandes terremotos en 1604, 1784, 1868 y 1877) [Comte y Pardo, 1991; Delouis et a l, 2009; Ruegg et a l, 1996). ■ Esta zona de subducciôn es unica porque, mientras la mayoria de las zonas de subducciôn presentan poco relieve asociado en la plaça continental, la subducciôn Introduccion en el Norte de Chile présenta una cadena como los Andes, con alturas mâximas de 4 - 5 km (ver figura I .l en La). Estudios recientes sugieren una asociaciôn entre un proceso de acortamiento y engrosamiento de la corteza, que se produciria a nivel del piano de subducciôn, y el levantamiento del orôgeno Andino {Armijo et ai, 2010a; Coudurier Curveur, 2011). ■ Desde un punto de vista técnico, esta zona es apropiada porque el terreno situa- do sobre la zona sismogénica se déforma durante el periodo intersismico a unas velocidades medibles mediante datos InSAR y CPS (velocidades ~ 30 m m /yr de deformaciôn horizontal cerca de la costa, ver por ejemplo Bevis et al. (2001), Ch­ lieh et al. (2004)). Ademâs, la extrema aridez de la regiôn (el desierto de Atacama) es muy favorable para obtener una coherencia excelente en los datos InSAR. Esta zona, por tanto, représenta un laboratorio natural excepcional para estudiar el periodo de carga y descarga asociada a los grandes terremotos de subducciôn, por lo que se ha convertido desde hace tiempo en un foco de interés mundial para los grupos que investigan estos fenômenos. En concreto, las medidas de deformaciôn de la superficie asociada al ciclo sismico de subducciôn se iniciaron en esta regiôn a principios de los noventa, con la instalaciôn de varias redes CPS de campana (red SACA, Klotz et al. (1999), red SNAPP, Norabuena et al. (1999), red CAP, Bevis et al. (1999), red Franco-Chilena, Armijo et al. (1993)). Actualmente, la regiôn de estudio estâ cubierta por una red de estaciones CPS permanentes que pertenecen a varias instituciones: el Departamento de Ceofisica de la Universidad de Chile (Chile), el Institut de Physique du Clobe de Paris (Francia), Caltech (Estados Unidos), el Institu t de Recherche pour le Développement (Francia) y el CeoForschungsZentrum (Alemania). Por otro lado, las misiones de la ESA (ERS y ENVISAT) han adquirido imâgenes de esta regiôn desde el ano 1992 (comienzo de la misiôn de la misiôn ERSl) hasta la actualidad (misiones ERS2 y ENVISAT). Estas dos técnicas (juntas o por separado) se han utilizado para estudiar diferentes aspectos del ciclo sismico en esta regiôn en varios trabajos anteriores {Bevis et a l, 2001; Chlieh et al., 2004; Khazaradze y Klotz, 2003; Klotz et a l, 1999; Loveless et a l, 2009; Motagh et a l, 2010; Norabuena et al, 1998; Pritchard y Simons, 2006; Pritchard et a l, 2002, 2006; Ruegg et a l, 1996). Esta tesis tiene como objetivo responder a las preguntas planteadas anteriormente. Para ello, se estudia la deformaciôn de la superficie asociada a dos fenômenos concretos: 1.2 E structura de la tesis ■ el terremoto de Mw 7.7 que tuvo lugar el 14 de Noviembre de 2007, cuyo epicentro se localiza cerca de la ciudad de Tocopilla (Norte de Chile), que sucediô cerca de la terminaciôn sur de la laguna sismica del norte de Chile - sur de Peru. ■ la deformaciôn intersismica en la regiôn entre Antofagasta y el codo de Arica, en el periodo 2003 - 2010. El estudio de estos dos fenômenos se lleva a cabo mediante el anâlisis y la modeliza­ ciôn de datos SAR de la misiôn ENVISAT correspondientes al intervalo temporal 2003 - 2010 y datos de GPS continue. A continuaciôn se detalla como se ha estructurado este anâlisis y su presentaciôn en esta tesis doctoral. 1.2. E stru ctu ra de la te s is Después de este capitule introductorio, la tesis se organiza en torno a 4 capitulos: En el segundo capitule, se hace una breve descripciôn de la mecânica de las zonas de subducciôn, cômo es el ciclo de carga y descarga, cômo se déforma la superficie terrestre asociada a este ciclo (a las distintas fases) y cômo se pueden utilizar las observaciones de la deformaciôn de la superficie para intentar obtener una imagen de lo que ocurre en profundidad (en la zona sismogénica). A continuaciôn, se présenta la zona de estudio mediante una breve descripciôn del contexto geodinâmico de la subducciôn chilena, el marco sismotectônico, las principales unidades morfo-estructurales de los Andes Centrales, la sismicidad en la laguna sismica del norte de Chile y antecedentes de estudios que han tratado el tema de la segmentaciôn y la extensiôn de la zona sismogénica en la zona de estudio. Los principales anâlisis y resultados de esta tesis se presentan en los dos capitulos centrales: En el tercer capitulo se presentan los resultados del estudio sobre el terremoto de Tocopilla (Mw 7.7, 2007), a partir de observaciones InSAR y GPS de la deformaciôn de la superficie asociada al terremoto y la deformaciôn postsismica durante el mes posterior al terremoto. Estas observaciones se han modelizado para inferir la geometria y localizaciôn del piano de rotura y cômo se distribuye el deslizamiento en el piano de subducciôn. Los resultados nos permiten discutir la segmentaciôn lateral en relaciôn a la Peninsula de Mejillones, que es el limite sur de la rotura, y también los limites en Introduccion profundidad de esta rotura. También hemos analizado el significado de este terremoto en el ciclo sismico y cuâl es la situaciôn de la laguna después de este terremoto. Los contenidos de este capitulo han sido publicados en una revista cientifica internacional {Geophysical Journal International) y esta redactado en inglés, aunque se incluye al inicio del capitulo un resumen en castellano. Al tratarse de un articulo con varios autores, se explica al comienzo del capitulo las tareas especificas realizadas por la autora en este trabajo. En el cuarto capitulo se presentan los resultados del estudio de la deformacion in­ tersismica a partir de datos InSAR y GPS tomados entre los anos 2003 - 2010. Una parte importante del capitulo esta dedicada a la estimacion de las velocidades de de­ formacion intersismica a partir de los datos InSAR, que contienen varios artefactos que dificultan la detecciôn de la senal tectonica. La estrategia de correccion empleada ha permitido obtener un mapa de velocidades InSAR, que junto a las velocidades de GPS continue estimadas en cada estaciôn, se han modelizado para obtener una imagen de la distribuciôn de las zonas cargadas (acopladas) y descargadas (no acopladas) en el piano de subducciôn. Por ultimo, en el capitulo quinto se discuten las principales conclusiones de cada capitulo en un marco mâs amplio, intentando responder a las cuestiones planteadas al inicio de la tesis. Marco tectonico y m etodologico 2.1. C iclo sism ico de subduccion: d eform acion superficia l y m ecân ica del con tacto 2.1.1. M ecânica de una zona de subduccion R égim enes de estabilidad friccional De acuerdo con los modelos de mecânica de terremotos, desarrollados a partir de expérimentes en laboratorio, los terremotos son un fenomeno friccional que se produce por el deslizamiento repentino en una falla preexistente (una inestabilidad friccional “stick-slip” o de adhesion-deslizamiento, Brace y Byerlee, 1966). Las observaciones de los experimentos de fricciôn en rocas son descritas por la ley de friccion de Dieterich- Ruina, a partir de la expresion: r = a * [ / l Oa * l n { V / V O ) b * ln{VO * 6/L)] (2.1) donde r es el esfuerzo de cizalla, a es el esfuerzo normal efectivo (esfuerzo normal menos presion de poros), V es la velocidad de deslizamiento, VO es la velocidad de referenda, //O représenta la fricciôn para V=VO, a y b son propiedades del material, L es la distancia de deslizamiento critica, 9 es la variable de estado {Dieterich, 1979; Ruina, 1983). En funciôn del valor relativo de los parâmetros a y b se define el régimen de estabi­ lidad friccional en que se encuentra una falla, que a su vez contrôla su comportamiento sismico: M arco tecton ico y m etodologico 10 ■ Si (a-b) > 0 el régimen friccional es est able y se dice que el material tiene un comportamiento denominado velocity-strengthening (fortalecimiento por veloci­ dad) , caracterizado por el aumento de la resistencia friccional con la velocidad de deslizamiento. En este regimen no se pueden nuclear terremotos y si se propaga la rotura tiende a pararse râpidamente. ■ Si (a-b) < 0 el régimen friccional puede ser inest able o condicionalmente est able y la roca exhibe un comportamiento denominado velocity-weakening (debilitamien­ to por velocidad), caracterizado por la disminucion de la resistencia friccional con la velocidad de deslizamiento. Los terremotos solo pueden nuclearse en las regio- nes de una falla en el campo inest able, aunque pueden propagarse en el campo condicionalmente est able. Segùn esto, el deslizamiento sismico se da fundamentalmente en las regiones de la falla con comportamiento velocity-weakening y el deslizamiento asismico se da funda­ mentalmente en regiones del piano de falla con comportamiento velocity-strengthening (ver revision en Scholz, 1998). De acuerdo con los resultados expérimentales, los factores que controlan que la falla esté en uno u otro régimen son variados e incluyen la temperatura, el esfuerzo normal y el estado de los materiales {Blanpied et a i, 1995; Dieterich, 1978; Marone, 1998; Marone y Scholz, 1988; Marone et ai, 1991). A continuacion se revisan los principales factores que controlan los limites de la zona sismogénica en zonas de subduccion segùn diversos estudios. Lim ites de la zona sism ogénica En las zonas de subduccion, la zona sismogénica présenta (predominantemente) un comportamiento friccional inestable (donde los terremotos se pueden originar) y sus limites se definen generalmente como una transiciôn a una zona con comportamiento (predominantemente) est able: ■ El limite superior de la zona sismogénica se localizaria, segùn los modelos teôricos, en un rango de tem peraturas de ~100-150°C, que se sitùa a profundidades entre 2 - 1 0 km segùn la zona de subduccion {Oleskevich et al, 1999). Estos modelos explican este limite superior mediante una transiciôn de un régimen estable a un régimen inestable debido a una transformaciôn de la esmectita a ilita por 2.1 C iclo sism ico de subduccion: deform acion superficial y m ecânica del 11 contacto deshidratacion, que se da en esos ranges de tem peratura {Hyndman et al, 1997). Algunos estudios sugieren que otros procesos dependientes de la tem peratura y la profundidad pueden controlar este limite superior, como la consolidaciôn de los sedimentos y la cementaciôn {Moore y Saffer, 2001). Las caracteristicas friccionales y el tipo de deslizamiento de la zona mas superficial de la subduccion, sin embargo, son muy especulativas, pues si situaciôn (entre la fosa y la cost a) hace que no existan apenas observaciones con buena resoluciôn de lo que ocurre en esta region {Lay y Schwartz, 2004; Wang y Dixon, 2004). Algunos estudios sugieren que esta region superficial podria estar bloqueada durante el periodo intersismico y que los grandes terremotos de subduccion podrian propagarse hasta la fosa (p.ej. el terremoto de Maule de Mw 8.8 en 2010, Vigny et a l (2011) y el terremoto de Japon de Mw 9.0 en 2011). El limite inferior de la zona sismogénica parece estar controlado por limites terma- les o estructurales, dependiendo de las caracteristicas de la zona de subduccion: la transiciôn de un deslizamiento inestable a un deslizamiento estable en profun­ didad parece estar controlado, en zonas en las que subduce una plaça oceânica joven, por las isotermas de 350-450°C {Hyndman y Wang, 1993; Scholz, 1990). En las zonas en las que esta isoterma se alcanza a mayores profundidades parece ser la intersecciôn del Moho continental con el piano de subducciôn el limite in­ ferior de la zona sismogénica {Oleskevich et a l, 1999). La transiciôn entre los dos regimenes friccionales se explica, en el primer caso porque la isoterma de 350° marca la transiciôn de comportamiento frâgil (deslizamiento inestable o velocity weakening) a dùctil (deslizamiento estable o velocity strengthening) para las rocas de la corteza continental y en el segundo caso porque el contacto con el Moho ge­ nera un comportamiento estable del deslizamiento en la zona de subducciôn por la presencia un manto serpentinizado {Hyndman et a l, 1997; Peacock y Hynd­ man, 1999; Reinen et al, 1992). Sin embargo, algunos estudios présenta zonas sismogénicas cuyo limite inferior no se ajusta al propuesto por estos modelos: por ejemplo, en la zona de subducciôn de Hikurangi (Nueva Zelanda) se ha sugerido que la base de la zona sismogénica se alcanza a temperaturas muy inferiores al limite térmico de 350°C {McCaffrey et a l, 2008) y en Sum atra la zona sismogéni­ ca parece extenderse a mayor profundidad que el Moho continental {Dessa et a l. Marco tectonico y m etodologico 12 20009; Simoes et al.̂ 2004). En la figura 2.1 puede verse una representacion de estos limites inferior y superior de una zona de subduccion en funciôn de la profundidad. El paso de la zona estable a la zona inestable se produce de forma graduai, a través de dos zonas de transiciôn (una superficial y una profunda) caracterizadas por un comportamiento friccional condicionalmente estable en las que se puede propagar la rotura de los terremotos que se nuclean en la zona sismogénica (p.ej. Hyndman y Wang, 1993). Profundidad (km) Zona de Subduccion - 2 0 - 40 - 6 0 Inestable Cond. estable Estable F ig u r a 2 .1 : Modelo sinôptico de los regimenes de estabilidad en funciôn de la profundidad en una zona de subducciôn (modificado de B ym e et al. (1988), Scholz (1998)). Los simbolos de interrogaciôn indican que la existencia de una zona estable cerca de la superficie es muy especulativa, debido a que existen pocas observaciones de lo que ocurre en esta region situada cerca de la fosa. Los terremotos de subducciôn también se detienen lateralmente (en la direcciôn paralela a la fosa) en regiones del piano de subducciôn denominadas barreras, que presentan a veces un caràcter temporal (por ejemplo cuando la regiôn se ha descargado en un terremoto reciente, Konca et al. (2008)) y en ese caso son ba­ rreras no permanentes. En otras ocasiones, estas barreras limitan segmentes mas o menos permanentes de una zona de subducciôn, capaces de romper de forma 2.1 Ciclo sism ico de subducciôn: deform acion superficial y m ecânica del 13 contacto compléta de vez en cuando en un gran terremoto de subduccion. A menudo estas zonas intersegmento estân correlacionadas con alguna singularidad en alguna de las plaças tectônicas implicadas que interaccionan con el piano de subduccion. Por ejemplo, estructuras de la plaça oceânica como montes submarinos (p.ej. Bilek et al, 2003; Cummins et a l, 2002; Kodaira et a l, 2002) o dorsales oceânicas (p.ej. Kelleher y McCann, 1976; Perfettini et al, 2010). En otros casos se ha sugerido que estructuras o complejidades en la plaça superior parecen ser las responsables del comportamiento de barrera, como por ejemplo, zonas de fractura que atravie- san toda la plaça superior e interaccionan con la interfase de la subduccion {Audin et a l, 2008; Collot et a l, 2004). En ocasiones las zonas intersegmento aparecen reflejadas en superficie como anomalfas en la morfologfa de la costa, como es el caso de las peninsulas que se han descrito en varias zonas de subducciôn como marcadores de regiones intersegmento: por ejemplo la Peninsula de Arauco en el Sur de Chile {Melnick et al, 2009), la Peninsula de Mejillones en el Norte de Chile {Béjar Pizarro et a l, 2010; Delouis et a l, 1997; Ruegg et al, 1996) o la Peninsula de Kii en el Suroeste de Japôn {Kodaira et al, 2006). El efecto de estas zonas de barrera en el acoplamiento de la zona de subducciôn no parece claro: en algunos casos se ha sugerido que producen localmente un au­ mento del acoplamiento {Scholz y Small, 1997) y son, por tanto, asperezas que romperân en terremotos en el future. En otros casos se ha sugerido que las barre­ ras disminuyen el acoplamiento en la zona de subducciôn (p.ej. Collot et al, 2004; Cummins et a l, 2002; Konca et a l, 2008). En la figura 2.2 se muestra un modelo de Kaneko et a l (2010) en el que las barreras latérales se han represent ado como zonas con bajo acoplamiento que se caracterizan por un comportamiento friccio­ nal estable. Es im portante tener en cuenta que los modelos a menudo asumen una geometria del piano de subducciôn uniforme, que no cambia en las zonas intersegmento, por lo que las variaciones de acoplamiento se interpretan como variaciones friccionales sobre un piano liso. En algunas de estas barreas latéra­ les, sin embargo, un cambio en la geometria del piano puede estar controlando el comportamiento de la regiôn {Aki, 1979; King, 1986; Wesnousky, 2006), como puede ser el caso de las zonas intersegmento marcadas por peninsulas, en las que los cambios en la morfologia de la costa pueden ser el reflejo de un cambio en la geometria del piano de subducciôn. Sin embargo, la resoluciôn con la que se puede M arco tectonico y m etodologico 14 définir en la actualidad la morfologia del contacto limita la caracterizacion de la geometria en detalle de estas regiones y su incorporaciôn en la modelizaciôn. O Acoplam iento intersismico F ig u r a 2 .2 ; Esquema de un piano de subduccion formado por zonas con distinto compor­ tam iento cinemâtico durante el periodo intersismico (modificado de Kaneko et al. (2010)). La region bloqueada représenta la zona sismogénica y las zonas con creep que le rodean representan las barreras a la propagacion de la rotura. C om portam iento de la zona sism ogénica En la figura 2.3 se muestran modelos de zona sismogénica que se han propuesto en diferentes estudios {Schwartz y Rokosky, 2007). Los modelos mas simples (como el mo­ delo a en la figura 2.3) consideran esta zona como una region homogénea desde el punto de vista friccional, con comportamiento sismico (inestable o “velocity-weakening” ), y con dos transiciones hacia zonas con comportamiento asismico (o estable) en su limi­ te inferior y superior. Sin embargo, diferentes estudios han propuesto situaciones mas complejas, con una zona sismogénica formada por una mezcla de regiones contiguas en distinto régimen friccional (ver modelos b y c en la figura la figura 2.3), en la que el tamano mâximo de terremoto depende del tamaûo de las zonas en régimen inestable (o asperezas) y de la posibilidad de que interaccionen varias asperezas y rompan a la vez {Igarashi et a i, 2003; Kanamori y McNally., 2002; Lay y Bilek, 2007; Lay y Kanamori, 1981; Pacheco et a i, 1993; Seholz, 1990; Uchida et al, 2003; Wang, 2007). En la zona 2.1 Ciclo sism ico de subduccion: deformacion superficial y m ecânica del 15 contacto de subducciôn del noreste de Japôn se han descrito pequenos terremotos que parecen romper la misma porciôn de la falla y se han interpretado como roturas de pequehas asperezas (de tamano 0.1-1 km) aisladas en regiones asismicas del piano {Igarashi et al., 2003; Uchida et al., 2003). Modelos de Zona SismogénicaSismico Asismico Asismico Asperezo para terremotos grandes Aspereza para terremotos pequenos ê Figura 2.3: Distintos modelos de zona sismogénica propuestos (figura modificada de Schwartz y Rokosky (2007)). 2 .1 .2 . C iclo sism ico de su b d u cciôn y d eform acion superficia l a sociad a El ciclo sismico de subducciôn incluye un largo periodo de carga (de esfuerzos tectônicos del sistema) seguido de un terremoto durante el que se libera o descarga el sistema y un periodo postsismico de relajaciôn de esfuerzos del medio en respuesta al terremoto previo (p.ej. Wang, 2007). Aunque en algunas zonas de subducciôn se ha descrito un ciclo sismico de subducciôn aproximadamente periôdico en cuanto al tamano de los terremotos y al intervalo de tiempo entre ellos, hay que tener en cuenta que esas estimaciones esta basadas en registres histôricos y geolôgicos, que tienen en general poco detalle y son posiblemente incomplètes, por lo que es dificil afirmar si realmente es regular o por el contrario muy variable en el tiempo {McCaffrey, 2007). En la figura 2.4 se han represent ado gràhcamente los intervales de profundidad en los que se produce el deslizamiento en cada fase del ciclo sismico y la duraciôn aproximada de cada una de estas fases: durante la fase intersismica (la fase de carga) la mayor parte del deslizamiento se produce de forma asismica a mayor profundidad que la zona sismogénica (en régimen friccional estable). Esta fase puede durar de cientos a miles de anos (segun M arco tecton ico y m etodologico 16 la velocidad de convergencia, McCaffrey (2007)). En los modelos de ciclo sismico se suele asumir que durante esta fase la velocidad de deslizamiento es constante, pero en diferentes zonas de subducciôn se han observado procesos transitorios de deslizamiento lento en el piano de subducciôn o ''slow slip events''' (p.ej. en Nueva Zelanda, Cascadia, Alaska, Japôn o Mexico, Douglas et a i, 2005; Dragert et ai, 2001; Freymueller et a i, 2002; Heki et ai, 1997; Lowry et al., 2001). ■ durante la fase cosismica (la principal fase de descarga) el deslizamiento es sismi­ co y tiene lugar fundamentalmente en la zona sismogénica (régimen friccional inestable), aunque puede propagarse en la zonas de transiciôn en profundidad y en superficie (en régimen condicionalmente estable). Esta fase dura de segundos a minutos. ■ fase postsismica: es la fase de relajaciôn que sigue a los terremotos y se han des­ crito très mecanismos diferentes: 1) Afterslip o deslizamiento lento postsismico (creep) que se produce en la zona de rotura del terremoto o en las regiones adya- centes (a menudo complementando las zonas con bajo deslizamiento cosfsmico). Esta deformaciôn puede durar semanas o meses después del terremoto y a veces se libera un porcentaje de momento sismico comparable al liberado durante el terremoto (p.ej. Bürgmann et a l, 2001; Heki et al, 1997); 2) Relajaciôn viscoe- lastica en la astenosfera, que parece ser el mecanismo de relajaciôn postsismica dominante a largo plazo (anos o décadas después del terremoto) y se ha invocado para explicar la deformaciôn actual en la zona del terremoto de Valdivia de 1960 (Mw 9.5) {Khazaradze et a l, 2002) ; 3) Rebote poro-elâstico, que se produce de­ bido a cambios en la presiôn de poros inducidos por el terremoto {Jônsson et al, 2003; Peltzer et al, 1998). ■ fase presismica o de nucleaciôn: es menos conocida, porque se ha detectado en pocos casos. Segùn el modelo de Tse y Rice (1986), esta fase se inicia como una aceleraciôn del deslizamiento en la zona bloqueada, que se propaga râpidamen­ te y da lugar a la inestabilidad del terremoto. Durante esta fase se ha descrito en algunos casos una sismicidad en forma de “donut” rodeando al epicentro del terremoto principal {Scholz, 1990). En algunos casos se ha detectado un desli­ zamiento lento previo al terremoto principal {Linde y Silver, 1989; Melbourne y Wehh, 2002; Ruegg et a l, 2001). 2.1 Ciclo sism ico de subducciôn: deform aciôn superficial y m ecânica del 17 contacto Profundidad (km) S g LU 30 - 60 - Deslizamiento (m) 3 Cosismico intersismico oo Nucleaciôn § 1ano? Intersismico 100-1000 anos Figura 2.4: Deslizamiento en funciôn de la profundidad a lo largo del ciclo sismico en una zona de subducciôn, a partir del modelo friccional de Tse y Rice (1986) (figura modificada de Scholz (1998)). En la figura 2.5 se muestra de forma esquemâtica la deformaciôn superficial que se produce en las principales fases del ciclo sismico de subducciôn (a partir de Wang, 2007). ■ Durante el periodo intersismico la superficie del terreno se mueve alejândose de la fosa en horizontal. En la componente vertical, la regiôn cercana a la fosa (la zona situada sobre la zona bloqueada) se hunde (con el mâximo hundimiento situado en la terminaciôn superior de la zona bloqueada) y la zona del interior se levant a, con el mâximo levant amiento localizado sobre la terminaciôn de la zona bloqueada en profundidad. Durante el periodo cosismico se invierte esta deformaciôn: el terreno se mueve M arco tectonico y m etodologico 18 Deformaciôn Intersismica Deformaciôn cosismica Deformaciôn postsismica I j . 1 I F ig u r a 2 .5 : Deformacion superficial en las distintas fases del ciclo sismico de subduccion (a partir de Wang (2007)). Los vectores representan la velocidad de deformacion del terreno respecto a una region lejana en la plaça superior (que estaria a la derecha de la figura) que no esta afectada por el ciclo sismico de subduccion. La velocidad de la zona cercana a la fosa se ha represent ado con un trazo discontinuo para indicar que las velocidades en esta zona son poco conocidas. El trazo rojo représenta la zona de contacto entre las dos plaças cuyo bloqueo o deslizamiento produce las velocidades de deformacion que se observan en superficie. 2.1 Ciclo sism ico de subducciôn: deform aciôn superficial y m ecânica del 19 contacto horizontalmente hacia la fosa en horizontal y en vertical se eleva la zona cercana a la fosa y se hunde la zona mas alejada. ■ Durante el periodo postsismico, la deformaciôn varia en funciôn del mecanismo que produzca esta relajaciôn y donde se localice: por ejemplo, la deformaciôn postsismica debida a afterslip suele tener la misma direcciôn que la deforma­ ciôn cosismica aunque menor magnitud y se produce de forma mas lenta, con- centrândose normalmente en los limites de la rotura. La relajaciôn viscoelâstica se produce en la zona profunda (en la astenosfera) y en superficie produce un movimiento hacia la fosa de las estaciones mas alejadas (p.ej. Khazaradze et al, 2002), como se ha representado en la figura 2.5 . 2.1.3. Enfoque m etodolôgico En esta tesis se utilizan observaciones InSAR y GPS para extraer la deformaciôn tectônica relacionada con varios procesos asociados al ciclo sismico de subducciôn y se intentan inferir caraceristicas de la zona de falla modelizando estas observaciones. A continuaciôn se dan unas nociones générales de las técnicas de medida y de modelizaciôn utilizadas. En los capitulos de anâlisis y resultados (capitulos 3 y 4) se detalla el enfoque metodolôgico concreto que se ha adoptado en cada caso. 2.1.3.1. M edida de la deform aciôn del terreno La principal herramienta que se ha utilizado en esta tesis para medir la deformaciôn del terreno en el norte de Chile es la interferometria radar {Interferometric Synthetic Aperture Radar, InSAR). Tanto la creaciôn de interferogramas a partir de imâgenes SAR como los procesados posteriores (correcciôn de los diferentes artefactos, remues- treo, modelizaciôn) han sido realizados por la autora de la tesis. Estos datos se han complementado con velocidades GPS, que han sido estimadas por otras personas: D. Carrizo (Departamento de Geofisica, Universidad de Chile) ha estimado las velocidades GPS utilizadas en el capitulo 3) y O. Charade (del IPGP) y J. Genrich (de Caltech) han calculado las series temporales GPS utilizadas en el capitulo 4). Las especificaciones de la técnica GPS utilizada por estos autores se detallan en esos capitulos. A continuaciôn se hace una breve smtesis de las bases de la técnica de interferometria de radar (InSAR). M arco tecton ico y m etodolôgico 20 IN T E R F E R O M E T R IA R A D A R La imagen SAR La técnica InSAR permite medir la deformaciôn del terreno con un espaciado de pi­ xel de ~ 10 metros, a lo largo de cientos de kilômetros, con una precisiôn sub-centimétri- ca. Las imâgenes que se utilizan para hacer interferometria son adquiridas por un sis­ tem a radar de apertura sintética (denominado SAR por sus siglas en inglés: Synthetic Aperture Radar). En el caso de las imâgenes utilizadas en esta tesis, este radar va mon- tado sobre un satélite (ENVISAT) a ~ 800 km del suelo. Estos sistemas emiten ondas electromagnéticas en la frecuencia de las microondas, en el caso del satélite ENVISAT en la banda C (longitud de onda de ~ 5 cm). Las microondas son emitidas por la antena del radar, entran en contacto con un elemento del terreno y parte de la energia reflejada (el eco) vuelve al radar y es registrada por la antena. Conociendo el tiempo transcurrido entre la emisiôn de la senal y la recepciôn del eco (At) es posible conocer la distancia del satélite al elemento del terreno (d): d = ^ - ^ (2.2) donde c es la velocidad de la luz. Para evitar ambigüedades entre los puntos del terreno que se encuentran a igual distancia a la derecha y a la izquierda del radar, la antena mira lateralmente en los sistemas SAR (ver geometria en la figura 2.6). La direcciôn paralela a la trayectoria del satélite se denomina acimut y la direcciôn perpendicular, que corresponde a la direcciôn en la que la antena mira al terreno, se denomina distancia o range. La resoluciôn del radar es diferente en estas dos direcciones: ■ la resoluciôn en acimut (Ra) depende de la longitud de onda emitida (A), de la longitud de la antena (L) y de la distancia minima entre la antena y el elemento del terreno (R): Ra = (2.3) Para mejor esta resoluciôn se utiliza una técnica que permite simular una antena de gran longitud, utilizando pulsos sucesivos que iluminan la misma zona del 2.1 Ciclo sismico de subducciôn: deformaciôn superficial y m ecânica del 21 contacto Antena radar Huella (footprint) Figura 2.6: Geometria de adquisicion de una imagen radar. La antena va a borde de un satélite que se mueve en la direcciôn de acimut y emite la senal en la direcciôn de range. terreno. Esto créa una imagen que se denomina imagen radar de apertura sintética {Brown, 1967). ■ la resoluciôn en la direcciôn perpendicular a la trayectoria del satélite (Rd) de­ pende de la duraciôn de cada pulso emitido por el radar (r): R d ~ ~ (2.4) En la imagen radar, cada pixel contiene dos términos: la amplitud, que esta relacio­ nada con la reflectividad del terreno, y la fase, que depende de la distancia al terreno y es la informaciôn que se utiliza para construir el interferograma. El interferograma Un interferograma diferencial résulta de la combinaciôn de dos imâgenes SAR, en las que se combina la informaciôn de la fase en cada pixel. La diferencia de fase résultante esta formada por varias contribuciones {Massonnet y Feigl, 1998): M arco tecton ico y m etodolôgico 22 A 0 — 0 d e / "b 4>topo "b 4>atm "b 4^orb "b 4^ruido ( 2 - 5 ) ■ la contribucion de los desplazamientos del terreno {4>def) se produce si las dos imâgenes SAR se han adquirido en dos momentos diferentes y se ha producido un movimiento del terreno entre las dos fechas de adquisicion. Esta es la contribucion que se intenta medir en esta tesis. ■ la contribucion de la topografia {(f)topo) se produce debido a que el satélite mira al suelo desde dos puntos de vista diferentes en cada una de las adquisiciones, lo que créa un efecto estereoscôpico. Esta contribucion se puede eliminar utilizando un modelo digital del terreno. ■ la contribucion de las trayectorias orbitales {(j)orb) se produce debido a la di­ ferencia de posiciôn orbital del satélite entre las dos adquisiciones, lo que créa franjas orbitales en el interferograma que son paralelas a la ôrbita del satélite. Esta contribucion puede ser modelizada y eliminada del interferograma utilizando informaciôn orbital précisa (p.ej. las ôrbitas DORIS de la ES A para el satélite ENVISAT). A pesar del uso de ôrbitas précisas, a veces quedan algunas franjas residuales que es necesario eliminar con otros métodos, por ejemplo con datos GPS (ver capitules 3 y 4). ■ la contribuciôn atmosférica {4>atm) se produce si el estado de la atmôsfera cambia entre las dos adquisiciones. En el caso de la banda C, la senal puede sufrir un re- traso al atravesar la troposfera, lo que produce un cambio en la longitud aparente del trayecto que recorre la senal. Este retraso tiene una componente estratificada, que se correlaciona con la topografia y se puede intentar modelizar y eliminar del interferograma (ver apartado 4.2.2.3) y una componente turbulenta {Doin et ai, 2009; Hanssen, 2001). ■ la contribuciôn de ruido {(pmido) estâ compuesta por varias contribuciones que pueden afectar a la senal del interferograma, como ruido instrumental o decorre- laciôn temporal debida a cambios en las caracteristicas reflectivas del terreno. Para medir la deformaciôn del terreno en el interferograma, por tanto, es necesario eliminar o reducir mucho el resto de las contribuciones. Esta deformaciôn se obtiene en 2.1 C iclo sism ico de subducciôn: deform aciôn superficial y m ecânica del 23 contacto la direcciôn de la Imea satélite - suelo (también denominada LOS o Line of sight), que en el caso del satélite ENVISAT esta inclinada ~ 23° respecto a la vertical, por lo que las medidas InSAR son sensibles sobre todo a los desplazamientos verticales. Para formar los interferogramas en esta tesis se utiliza la cadena ROIJPAC {Repeat Orbit Interferometry PACkage). En la figura 1.2 (en el anexo I.b) se puede ver un diagrama de flujo con los principales pasos que sigue esta cadena para construir un interferograma a partir de dos imâgenes SAR. 2.1.3.2. M odelizaciôn de las observaciones M odelos elâsticos (Okada) La modelizaciôn de la deformaciôn del terreno, registrada por ejemplo mediante datos geodésicos, arroja luza sobre las caracteristicas de la fuente profunda que pro­ duce la deformaciôn, como por ejemplo su posiciôn, sus dimensiones o la cantidad de deslizamiento. En esta tesis se modeliza la deformaciôn del terreno medida con datos InSAR y GPS mediante modelos elâsticos, utilizando la formulaciôn de Okada (1985). Esta consiste en una serie de expresiones analfticas para el desplazamiento del suelo debido a una dislocaciôn rectangular finita (ver figura 2.7) en un espacio elâstico semi-infinito. En esta tesis se utilizan las expresiones de Okada (1985) para modelizar la defor­ maciôn cosismica y postsismica {afterslip) asociada al terremoto de Tocopilla (capitulo 3). La deformaciôn cosismica y la deformaciôn postsismica que sigue inmediatemente a los terremotos de subducciôn {afterslip) son modelizadas a menudo mediante modelos elâsticos (p.ej. Chlieh et al, 2004; Pritchard et a l, 2002; Ruegg et al, 1996; Vigny et al, 2011). La deformaciôn postsismica debida a la relajaciôn de esfuerzos del manto que se observa décadas después de los grandes terremotos de subducciôn (p.ej. el terremoto de Chile de 1960 y el terremoto de Alaska de 1964) se modeliza con modelos viscoelâsti- cos (p.ej. Hu et a l, 2004; Khazaradze et al, 2002), pero nuestra zona de estudio no estâ afectada por este tipo de deformaciôn actualmente. Por ultimo, la deformaciôn intersismica se modeliza en el capitulo 4 utilizando las expresiones analiticas de Okada y el modelo backslip {Savage, 1983). A continuaciôn se explica en que consiste este modelo. M arco tecton ico y m etodolôgico 24 " W(anchura) (profundidad) ô (buzamiento) (longitu( Figura 2.7: Parâmetros que definen la geom etria de una dislocaciôn en profundidad que produce una deformaciôn en la superficie del terreno (a partir de Okada (1985)). M odelo de deform aciôn intersism ica (backslip) Para modelizar las observaciones geodésicas de la deformacion del terreno durante el periodo intersismico se utiliza en esta tesis el modelo backslip {Savage, 1983) de uso muy extendido (p.ej. Bürgmann et a l, 2005; Chlieh et ai, 2008; Liu et ai, 2010; Simoes et al., 2004; Wang et a l, 2003). Segùn este modelo, la acumulaciôn de la deformaciôn durante el periodo intersismico debida al bloqueo de la interfase de subduccion (a en la figura 2.8) es équivalente a la superposiciôn de dos componentes: 1) una componente de “Subducciôn continua” {b en la figura 2.8), que représenta el movimiento promedio a largo plazo que tiene lugar en la zona de subducciôn y 2) la componente de backslip (c en la figura 2.8), que consiste en un deslizamiento en la zona de subducciôn a la velocidad de la convergencia pero en sentido normal. La componente de “Subducciôn continua” no produce, segùn este modelo, deformaciôn en superficie, por tanto, la acumulaciôn intersfsimica se puede reproducir modelizando esta situaciôn mediante la componente de backslip. Este modelo asume que no se produce deformaciôn neta a lo largo de mùltiples ciclos sfsmicos: por un lado considéra que la componente de “Subducciôn continua” no produce una deformaciôn significativa en las plaças inferior y superior y por otro 2.1 Ciclo sism ico de subducciôn: deformaciôn superficial y m ecânica del 25 contacto a) Acumulaciôn de la deformaciôn b) Subducciôn continua c) Backslip Figura 2.8: Representacion de la acumulaciôn de la deformaciôn durante el periodo intersismico (a) a partir de la superposicôn de dos componentes: la Subducciôn continua (b) y la componente de backslip (c). En rojo se ha destacado el segm ente de la zona de subducciôn que permanece bloqueado durante el periodo intersismico (a) y que es modelizado como una dislocaciôn normal en la componente de backslip (c). Este segm ente rojo es el mismo que deslizarâ en sentido inverso durante los grandes terremotos de subducciôn. A partir de Savage (1983) y Wang (2007). lado, la deformaciôn asociada a la componente de backslip es compensada por la de­ formaciôn asociada con los grandes terremotos (deformacion cosismica + deformaciôn postsismica). Un trabajo reciente discute que en ciertas situaciones, la deformaciôn asociada a la componente de “Subducciôn continua” puede ser significativa, por ejemplo cuando los esfuerzos asociados a la flexiôn de la plaça no se liberan de forma continua en la regiôn sornera de la zona de subducciôn, y proponen una variaciôn del modelo backslip para aplicar en estos casos {Kanda y Simons, 2010). Sin embargo, la diferencia en la deformaciôn que predice uno y otro modelo séria perceptible, segùn Kanda y Simons (2010), en la regiôn cercana a la fosa, donde nosotros no tenemos medidas de defor­ maciôn. Por lo tanto, para modelizar la deformaciôn intersismica a partir de nuestros datos, la utilizaciôn del modelo backslip es apropiada. M arco tecton ico y m etodologico 26 2.2. Zona de estu d io 2 .2 .1 . S u b d u cc io n en C h ile , seg m en ta c io n y lagu n as C ontexte G eodinâm ico y C inem âtico La zona de estudio se localiza en torno al Océano Pacifico (ver cuadro rojo en la figura 2.9), donde se concentran la mayorfa de las zonas de subduccion del planeta. Los mârgenes de subducciôn acumulan mas de 40.000 km de longitud {Lallemand, 1999) y los grandes terremotos que se producen en las zonas superficiales de estos mârgenes contribuyen en ~ 90 % al momento sismico total liberado en el mundo {Pacheco y Sykes, 1992). 60°E 180° 6()°W Alps Fiji Atlantic Ocean \ Indian L. Ocean Pacific K erm adec H ikurang i J f.Veu- Z ea la n d ) M a c q u a rie A rc">—Vy*' 60°- B ra n s fie ld S tra itSou th S h etlands Figura 2.9: Limites de plaças (a partir de Lallemand (1999) y Stern (2002)). Las lineas dentadas negras representan los mârgenes convergentes y el rectângulo rojo indica la extension aproximada de la zona de estudio. La zona de estudio se localiza en el contacto entre las plaças Nazca y Sudamerica, que se aproximan a una velocidad de ~ 65-70 m m /aâo segùn los estudios GPS {Anger- mann et ai, 1999; Bevis et a l, 1999; Norabuena et a i, 1999; Sella et al., 2002; Vigny et ai, 2009) y a 79 m m /ano segùn el modelo NUVEL-IA {DeMets et al, 1994). 27 2.2 Zona de estudio Terrem otos de subduccion y segm entaciôn En la figura 2.10 se muestran la extension aproximada de la rotura de terremotos de subduccion de M > 7.5 que han tenido lugar a lo largo del margen andino desde 1835 (a partir de Beck, 1998; Béjar Pizarro et al., 2010; Campos et a l, 2002; Comte y Pardo, 1991; Dorbath et a l, 1990; Kelleher, 1972; Lomnitz, 2004; Métois et a l, 2011; Moreno et al, 2009; Pritchard et al, 2007; Vigny et al, 2011). Las regiones que limitan las zonas de rotura coinciden en algunos casos con cambios en la Imea de costa y /o la direcciôn de la fosa y se ha sugerido que marcan barreras persistantes que delimitan segmentes de la subducciôn, como el Codo de Arica, la Peninsula de Mejillones o la Peninsula de Arauco {Comte y Pardo, 1991; Melnick et a l, 2009; Ruegg et a l, 1996). En el caso del Codo de Arica, tanto la Imea de costa como la fosa presentan una curvatura pronunciada (pasando de tener una orientaciôn fundamentalmente Norte - Sur a una orientaciôn N50° Oeste de forma abrupt a) y la regiôn parece haber actuado como barrera durante varios grandes terremotos en 1604, 1784, 1868 y 1877 {Comte y Pardo, 1991; Delouis et a l, 2009; Ruegg et a l, 1996). La zona de subducciôn bajo la Peninsula de Mejillones, que présenta un cambio de morfologia de la Imea de costa en una regiôn mas pequena (~ 50 km de longitud), parece haberse comportado como barrera en el terremoto de Antofagasta de 1995 de Mw 8.1, en el terremoto de Tocopilla de 2007 de Mw 7.7 y posiblemente en el terremoto de Iquique de 1877 de M 8.8 {Armijo y Thiele, 1990; Béjar Pizarro et al, 2010; Delouis et al, 1997; Ruegg et al, 1996; Victor et a l, 2011). La regiôn del piano de subducciôn bajo la Peninsula de Arauco marca el limite de la rotura de varios terremotos histôricos que han roto al norte y al sur de esta peninsula {Melnick et al, 2009), siendo los mas recientes el terremoto de 1960 de Mw 9.5 (que rompiô el segmento al sur de la peninsula) y el reciente terremoto de Maule de 2010 de Mw 8.8 (que rompiô el segmento al norte de la Peninsula). Este ultimo terremoto rompiô una regiôn de la zona de subducciôn identificada previamente como una laguna sismica que habia roto por ultima vez en 1835 {Darwin, 1840) y que estaba totalmente cargada de acuerdo con los modelos a partir de observaciones GPS durante el periodo intersismico {Madariaga et al, 2010; Ruegg et a l, 2009). Como se ha visto en otras zonas de subducciôn, los grandes terremotos que rompen segmentes completes parecen alternar con périodes de terremotos mas pequenos, que rompen solo parcialmente el segmento {Thatcher, 1990): un ejemplo séria el terremoto Marco tectonico y m etodolôgico 28 2001 8 y - Arico T V 1877(8 qafê LACA AMERICANA 1906 4000 -4000 -8000 - 68° -60° Figura 2.10: Topografia y batimetn'a del margen Andino {Smith y Sandwell, 1997) entre latitu­ des 10 - 45°S sobre la que se han representado las zonas de rotura aproximadas de los terremotos de subduccion de M > 7.5 que han tenido lugar a lo largo del margen andino desde 1835 (ver referencias en el texto). Se han diferenciado en color azul las zonas de rotura de los terremotos de Tocopilla 2007 y Maule 2010 que se discuten a lo largo de la tesis. 29 2.2 Zona de estudio de Tocopilla de Mw 7.7 (2007) que se estudiarâ en esta tesis, que solo ha roto parcial­ mente una region profunda del segmento que rompiô por ultima vez en 1877 (ver figura 3.1). Laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru La regiôn entre la Peninsula de Ilo (Sur de Peru) y la Peninsula de Mejillones (Nor­ te de Chile) es la parte que permanece sin romper de una laguna sismica identificada previamente {Kelleher, 1972; Nishenko, 1985) y definida originalmente a partir de las zonas de rotura de dos grandes terremotos histôricos que rompieron la regiôn: el te­ rremoto del Sur de Peru de 1868 (Mw 8.8) y el terremoto de Iquique de 1877 (Mw 8.8) {Comte y Pardo, 1991; Dorbath et a i, 1990) (ver figura 2.10). El terremoto de Arequipa de 2001 Mw 8.4 rompiô una parte importante del segmento del sur de Peru, dejando unos 500 km de segmento sin romper. Aparté del terremoto de 2001, en la regiôn habian tenido lugar solo algunos terremotos de Ms ~ 7 desde 1877 {Comte y Pardo, 1991; Engdahl y Villasenor, 2002; Malgrange y Madariaga, 1983; Tichelaar y R uff, 1991) (ver figura 3.1), que no parecen haber relajado una parte significativa del deslizamiento acumulado en la regiôn de la laguna, hasta que tuvo lugar el terremoto de Tocopilla en noviembre de 2007, que se estudiarâ en el capitulo siguiente (ver una descripciôn detallada de la laguna sismica y los distintos eventos que se han sucedido en ella en el apartado 3.4 y la figura 3.1). Uno de los objetivos de esta tesis serâ evaluar el estado actual de la laguna sismica después de este ultimo terremoto. 2.2.2. Descripciôn m orfotectônica de los Andes Centrales La subduccion de la plaça de Nazca bajo la plaça de Sudamerica estâ asociada a la cadena de los Andes, que se extiende a lo largo de ~ 8000 km recorriendo todo el margen oeste de Sudamerica (desde Venezuela hasta el Sur de Chile). Como particularidad, esta cadena présenta unas altura de ~ 12 km desde la fosa hasta las cimas de los Andes, lo que la hace la cadena de mont anas mas ait a asociada a un margen de subducciôn, comparable a las alturas del Himalaya (que es una cadena formada por una subducciôn continente-continente, Bollinger et al., 2006). La zona en la que se centra este estudio estâ asociada a la regiôn de la cadena denominada Andes Centrales (entre 4-35°S), que es la parte mâs ancha de la cadena (anchura mâxima de de 600 - 700 km a latitud ~ 19°S) y donde se alcanzan los mayores M arco tecton ico y m etodolôgico 30 espesores crustales (60 - 70 km Beck et a i, 1996). La cadena se divide en varias unidades morfotectonicas paralelas a la fosa (figura 2.11), que de Oeste a Este y siguiendo la terminologia de Armijo et al. (2010a) son: ■ El bloque marginal o costero, limitado al oeste por la fosa de Peru - Chile y al este por la el Frente Oeste Andino (un cinturôn de cabalgamientos que forma la flexura andina). ■ Al este del bloque marginal comienzan los Andes, una estructura en doble ver- gencia, cuyos limites se sitùan en el Frente Oeste y en el Frente Este Andino. La parte mâs occidental es la Cordillera Occidental, donde se encuentra el arco volcânico actual, formado por estratovolcanes andesiticos activos. Al este se situa el Altiplano, que tiene una altitud media de 4000 m, lo que le convierte en el se­ gundo plateau en altura del planeta, solo precedido por el de Tibet. El Altiplano es una zona deprimida entre las dos cordilleras que le bordean. La Cordillera Oriental se eleva a mas de 6500 m de altitud y estâ formada por un cinturôn de cabalgamientos de edad terciaria de gran anchura (figura 2.11). ■ El margen oriental de los Andes lo constituye la zona subandina, un cinturôn de pliegues y cabalgamientos activos donde se acomoda la mayor parte del acor- tamiento crustal en los Andes Centrales {Kley y Monaldi, 1998): los estudios geolôgicos dan velocidades de acortamiento entre 5 - 2 5 m m /ano {Baby et al., 1997; Kley y Monaldi, 1998) y los estudios de CPS estiman velocidades entre 3 - 15 m m /ano {Bevis et a l, 2001; Brooks et a l, 2011; Chlieh et a l, 2004; Khazaradze y Klotz, 2003; Klotz et a l, 1999; Norabuena et al, 1998). La regiôn de estudio se localiza esencialmente en la zona del “Bloque Marginal o Costero” (figura 2.12), aunque también incluye parte de la Cordillera Occidental. Este bloque estâ formado, en su zona emergida, por una llanura denominada la Pam pa del Tamamgal (PDT en el perfil de la figura 2.11) que se eleva 1000 m sobre el nivel del mar y se extiende unos 700 km paralelo a la costa. Su limite oeste es un escarpe de 1 km de altura, el Escarpe Costero (Imea roja dentada en la figura 2.12), cuyo origen estâ en discusiôn: algunos autores sugieren que se ha formado por erosiôn marina (p.ej. Mortimer, 1980) y otros sugieren que estâ asociado a un levantamiento tectônico reciente (Mioceno superior) asociado a una gran falla normal bajo el mar, que bordea 31 2.2 Zona de estudio t 4000 0 -4000 -8000 0 100 200 -7 2 Frente O este A ndino Frente Fste A ndino M argen de Subduction Bloque M arginal Cord. Oct. A ltiplano Cord. O riental C aden asSub andinasPDF ArcpvqlcànLcq Prof. -20.0 0 200 400 1000600 800 distancia (km) F ig u r a 2 .1 1 : Topografia y principales unidades morfoestructurales de los Andes Centrales (a partir de A rm ijo et al. (2010a); Coudurier Curveur (2011)). En el mapa se localizan las grandes unidades y en el perfil topogrâfico A -A ’ se especifican todas las unidades. La zona de estudio esta limitada al Margen de Subduccion. M arco tectôn ico y m etodolôgico 32 toda la costa a lo largo de 700 km y cuyo origen estaria asociado a la subduccion {Armijo y Thiele, 1990). El origen de esta gran estructura normal séria segùn Armijo y Thiele (1990) un cambio de buzamiento del piano de subducciôn a unos 30 km de profundidad, que favoreceria la formaciôn de un contexto extensivo {Coudurier Curveur, 2007). Tanto la Cordillera Coster a como la Peninsula de Mejillones se encuentran en un régimen de extension E-W y de compresiôn N-S, en el que predominan fallas normales orientadcis paralelas a la costa (aproximadamente N-S) que muestran signos de acti- vidad reciente, cabalgamientos E-W y desgarres asociados {Allmendinger y Conzâlez, 2009; Armijo y Thiele, 1990; Carrizo, 2007; Delouis et a i, 1998). El régimen de esfuer­ zos extensional parece dominar en las estructuras cercanas a la costa, como el Escarpe Costero y las grandes fallas normales que atraviesan la Peninsula de Mejillones, for- mando su estructura de horst y graben. Esta peninsula représenta una irregularidad en el Escarpe Costero, que se interrumpe a esta latitud (~ 23°S). La peninsula mide unos 50 km de largo y 30 de largo y se ha sugerido que se tra ta de un bloque levantado que habria emergido recientemente {Armijo y Thiele, 1990; Victor et a i, 2011), con velocidades estimadas de ~ 0.25 mm /ano en los ùltimos 500 ka {Ortlieb, 1993, 1996). El Bloque Marginal se ha descrito como un bloque rigido que tiene un papel dé­ terminante en el proceso de construcciôn de los Andes mediante acortamiento y en- grosamiento crustal {Armijo et a i, 2010a,b). Estudios recientes en el norte de Chile muestran que este bloque présenta un levantamiento reciente (de menos de 10 Ma) y sugieren que ha sido incorporado al orôgeno andino {Coudurier Curveur, 2011). Esta regiôn constituye, por tanto, una zona muy favorable para tra tar de entender la relaciôn entre la zona de subducciôn y el proceso de construcciôn de los Andes. 33 2.2 Zona de estudio Q Tocopilla S Ataca A n to fag as ta 4000 2000 -72° -70° - 68 ° Figura 2.12: Topografia correspondiente a la zona de estudio y localizaciôn de las principales unidades morfotectonicas (a partir de Arm ijo et al. (2010a); Coudurier Curveur (2011)). La linea roja paralela a la costa représenta la traza del Escarpe Costero. M arco tectôn ico y m etodologico 34 A sperities and barriers on the seism ogenic zone in N orth Chile: State of the art after the 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by GPS and InSAR data (Asperezas y barreras en la zona sismogénica del N orte de Chile: estado del arte despuês del terrem oto de Tocopilla de M w 7 .7 (2007) a p artir de datos G PS e InSA R .) Los contenidos de este capitule han sido publicados en una revista cientifica interna- cional {Geophysical Journal International, Béjar Pizarro et al. (2010)) y esta redactado en inglés. No obstante, se incluye al inicio del capitule un resumen en espanol. La autora ha estado directamente implicada en la mayoria de las tareas llevadas a cabo en este trabajo: el procesado de les datos InSAR, la modelizaciôn de les datos InSAR y GPS, la discusiôn de les resultados y la redacciôn del capitule. El procesado de les datos GPS ha side realizado per D. Carrizo (Departamento de Geofisica, Universidad de Chile). A sperities and barriers on th e seism ogenic zone in N orth Chile: S tate of the art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G P S and InSA R data 36 3.1. R esu m en en espan ol El terremoto de Tocopilla del 14 de noviembre de 2007 (Mw 7.7) tuvo su epicen- tro cerca de la ciudad de Tocopilla, en el extremo sur de una conocida laguna sismica en el Norte de Chile. A partir de la modelizaciôn de datos GPS e InSAR, mostra- mos que este evento rompiô la parte profunda de la zona sismogénica (30 - 50 km de profundidad) y no alcanzô la superficie. El terremoto se inicio en el hipocentro y se parô ~150 km al sur, bajo la Peninsula de Mejillones, una zona previamente identihcada como una importante barrera estructural entre dos segmentos de la zona de subduc- ciôn de Peru - Chile. Nuestros modelos preferidos del terremoto principal muestran el deslizamiento concentrado en dos asperezas principales, lo que esta de acuerdo con inversiones de datos sismolôgicos. El deslizamiento parece haberse propagado hacia pro- fundidades relativamente someras en su extremo sur, bajo la Peninsula de Mejillones. Nuestro anâlisis de la deformaciôn postsismica sugiere que un pequeno pero significa- tivo deslizamiento postsismico ocurriô en los primeros 10 dias después del terremoto principal, y se concentré fundamentalmente en la terminaciôn sur de la ruptura. La deformaciôn postsismica que ocurriô en este periodo représenta ^12 - 19 % de la defor­ maciôn cosismica, de la cual ~30 - 55 % se libéré de forma asismica. El deslizamiento postsismico parece concentrarse en regiones que exhiben bajo deslizamiento cosismico, lo que sugiere que la distribuciôn de “afterslip” durante el primer mes del intervalo postsismico complement a la distribuciôn cosismica. El terremoto de Tocopilla de 2007 libéré solo un 2.5 % del déficit de momento acumulado en la interfase de subducciôn durante los ùltimos 130 ahos y podria ser el precursor de un terremoto de subducciôn mayor que rompa parcial o totalmente la laguna sismica del norte de Chile de 500 km de longitud. 3.2. Sum m ary The Mw 7.7 14 November 2007 earthquake had an epicenter located close to the city of Tocopilla, at the southern end of a known seismic gap in North Chile. Through modeling of Global Positioning System (CPS) and radar interferometry (InSAR) data, we show tha t this event ruptured the deeper part of the seismogenic interface (30-50 km) and did not reach the surface. The earthquake initiated at the hypocenter and was arrested ~150 km south, beneath the Mejillones Peninsula, an area already identified 37 3.3 Introduction as an important structural barrier between two segments of the Peru-Chile subduction zone. Our preferred models for the Tocopilla main shock show slip concentrated in two main asperities, consistent with previous inversions of seismological data. Slip appears to have propagated towards relatively shallow depths at its southern extremity, under the Mejillones Peninsula. Our analysis of post-seismic deformation suggests that small but still significant post-seismic slip occurred within the first 10 days after the main shock, and that it was mostly concentrated at the southern end of the rupture. The post- seismic deformation occurring in this period represents ~ 12 - 19% of the coseismic deformation, of which ~ 30 - 55% has been released aseismically. Post-seismic slip appears to concentrate within regions that exhibit low coseismic slip, suggesting that the afterslip distribution during the first month of the post-seismic interval complements the coseismic slip. The 2007 Tocopilla earthquake released only ~2.5 % of the moment deficit accumulated on the interface during the past 130 years and may be regarded as a possible precursor of a larger subduction earthquake rupturing partially or completely the 500-km-long North Chile seismic gap. 3.3 . In trod u ction Our aim is a better understanding of earthquake rupture ends, specifically the re­ gions where ruptures generated by great subduction earthquakes terminate, down-dip, up-dip and laterally along strike. The region of the subduction interface where earth­ quake ruptures terminate at depth is interpreted as a transitional zone characterized by alternating transient aseismic shear and seismic slip {Hyndman y Wang, 1993). The interaction between deformation processes occurring in this region and in the shallo­ wer subduction interface seems im portant during the nucléation (and propagation or inhibition) of the seismic rupture. For example, it has been suggested that slow slip events occurring in the deeper region of the seismogenic zone may have triggered large earthquakes in the up-dip region (such as the giant 1960 Chile earthquake and the M 8.1 1944 Tonankai earthquake in Japan, Cifuentes y Silver, 1989; Mogi, 1985). Tran­ sient aseismic slip is also observed as post-seismic afterslip in both the lower region and the upper region of the seismogenic zone, thus apparently in areas surrounding the main asperity characterized by high coseismic slip (e.g. Baba et al, 2006; Chlieh et a l, 2004; Hsu et al, 2006; Miyazaki et al, 2004; Pritchard y Simons, 2006). So A sperities and barriers on th e seism ogenic zone in N orth Chile: S tate o f th e art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 38 frictional properties along the subduction interface appear distributed heterogeneously (e.g. Bilek y Lay, 2002; Schwartz y Rokosky, 2007; Song y Simons, 2003). The best examples of frictional heterogeneities are found near lateral barriers arresting rupture propagation of large subduction earthquakes. Those barriers are often associated with structural complexities or discontinuities of the subduction interface and expressed over the long term at the earth’s surface as geomorphic features, such as peninsulas (e.g., Kii Peninsula in Japan; Ilo Peninsula in Peru; Arauco and Mejillones Peninsulas in Chile). Here we address in some detail the problem of co-seismic and post-seismic slip distri­ bution at earthquake rupture ends by studying the surface deformation associated with the November 14th 2007 Mw 7.7 Tocopilla subduction earthquake and its relation with the ongoing seismic cycle of large earthquakes in northern Chile. The 2007 earthquake is the last large event that has occurred in that region, which has been identified as a gap awaiting for the occurrence of a very large earthquake {Kelleher, 1972; Nishenko, 1985) and where it has been observed a conspicuous interplay of large earthquake rup­ tures around the Mejillones Peninsula, a feature identified as an im portant structural barrier {Armijo y Thiele, 1990; Ruegg et al., 1996). We use space geodesy data (InSAR and CPS) covering the coseismic period and one month of post-seismic deformation. The extremely arid climate of the region is appro­ priate for using InSAR technique {Chlieh et ai, 2004). We combine the InSAR results with GPS measurements acquired by the permanent network tha t covers the seismic gap (operated by Institut de Physique du Clobe de Paris, Caltech, Departamento de Ceofisica Universidad de Chile and Institut de Recherche pour le Développement). We explore the geometric parameters of the rupture by assuming uniform slip on the fault. Then we estimate the slip distribution corresponding to the main shock, to the largest aftershock and to the post-seismic deformation observed during the first month follo­ wing the main event. Our results allow us to determine the evolution of coseismic and post-seismic slip distribution in space and time. We discuss the main features of the To­ copilla earthquake rupture with regard to possible slow and/or aseismic slip occurring in the deeper region, as well as to complete rupture during a very large earthquake (larger than 2007), including the up-dip region of the seismogenic zone. We also discuss the possible role of the Mejillones Peninsula barrier. 39 3.4 Tectonic con text, previous seism icity and deform ation 3.4. T ecton ic co n tex t, p revious se ism ic ity and deform a­ tio n In North Chile, the fast convergence of the Nazca and South American plates (~65- 70 m m /yr, Angermann et al, 1999; Bevis et al, 1999; Norabuena et a l, 1999; Sella et al, 2002; Vigny et a l, 2009) appears mostly accommodated by large interplate earth­ quakes {Comte y Pardo, 1991). The lower boundary of the seismically coupled interface is located at 40-50 km, as deduced from background seismicity {Comte y Suarez, 1995; Delouis et a l, 1996; Tichelaar y R u ff, 1991) and from geodetic measurements of inter- seismic strain (50 km depth after Bevis et a l (2001), 55 km depth after Khazaradze y Klotz (2003) 35 km depth and a partially coupled zone between 35-55 km after Chlieh et al (2004)). The region between the Ilo Peninsula (15.5°S, South Peru) and the Me­ jillones Peninsula (23.5°S, North Chile) represents the remaining unbroken part of a previously identified major seismic gap not having experienced a significant subduction earthquake since the South Peru (Mw = 8.8, 16 August 1868) and the Iquique (Mw = 8.8, 10 May 1877) megathrust earthquakes {Comte y Pardo, 1991; Dorbath et a l, 1990, Fig. 3.1). The 1995 Mw 8.1 Antofagasta and the 2001 Mw 8.4 Arequipa earthquakes appear to have provided an extra load at both extremities of the remaining ~500 km length unruptured segment. After the 1877 event and before the 2007 Tocopilla earth­ quake, a few Ms ~7 events have been reported in the region {Comte y Pardo, 1991; Engdahl y Villasenor, 2002; Tichelaar y R u ff, 1991, ver Fig. 3.1), but they were not large enough to release a significant part of the ~9m of slip deficit accumulated in the gap in the last 130 years. Therefore a possible future megathrust earthquake might break the remaining seismic gap. That was the situation when the Mw 7.7 Tocopilla earthquake occurred on November 14, 2007. The first studies of this earthquake suggest that the rupture locates in the deeper part of the seismogenic interface {Delouis et al, 2009; Loveless et al, 2009; Peyrat et a l, 2010) and tha t it did not rupture the whole length of the gap. Rupture initiated in the subduction interface beneath the region of the city of Tocopilla and stopped to the south when it reached the region of the sub­ duction interface beneath the Mejillones Peninsula {Delouis et a l, 2009; Peyrat et al, 2010). Most of the aftershocks following the 2007 event were concentrated immediately to the north of tha t peninsula (Fig. 3.2), a large geomorphic feature that seems to act A sperities and barriers on th e seism ogenic zone in N orth Chile: S ta te o f th e art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G P S and InSA R data 40 both as a barrier arresting rupture of large earthquakes (e.g. M 8.8 1877 Iquique earth­ quake. Comte y Pardo, 1991) and as an asperity where large earthquakes nucleate (e.g. Mw 8.1 1995 Antofagasta earthquake, Ruegg et a l, 1996). From a tectonic point of view the Mejillones Peninsula is an uplifted block under E-W extension, affected by large normal faults {Allmendinger y Conzalez, 2009; Armijo y Thiele, 1990), located at the southern limit of the subduction of the Iquique ridge (e.g. Rosenbaum et a l, 2005). The subduction zone below this peninsula seems to concentrate aseismic afterslip {Chlieh et a l, 2004; Pritchard y Simons, 2006). Both seismic and aseismic slip has been reported to occur in the deeper region of the seismogenic interface of North Chile. In 1997 (two years after the Antofagasta earth­ quake), an aseismic slip pulse appears to have occurred downdip the 1995 Antofagasta rupture and it may have triggered the Mw 7.1 earthquake tha t occurred one year later in the region immediately downdip of the aseismic pulse {Pritchard y Simons, 2006). In addition to this Mw 7.1 earthquake, other seismic events comparable both in mag­ nitude and depth with the 2007 Mw 7.7 Tocopilla earthquake occurred earlier in the segments north and south of the Mejillones Peninsula. In 1987, a Mw 7.5 earthquake ruptured the region of the subduction interface immediately downdip of the subsequent 1995 rupture and was thought to have a causal relationship with this event {Ihmlé y Ruegg, 1997). North of the Mejillones Peninsula, a Mw 7.4 earthquake occurred the 21 December 1967 at a depth of 45-48 km {Malgrange y Madariaga, 1983; Tichelaar y R u ff, 1991) immediately north of the 2007 rupture (see Fig. 3.1). 3.5 . D a ta used 3.5.1. InSA R D ata We use 4 Envisat ASAR images from two descending tracks (track 96 and track 368, Fig. 3.3a) to form two independent coseismic interferograms. Both interferograms span the date of the earthquake and they include some days after the main shock: 10 days in the case of the track 368 interferogram and 26 days in the case of the track 96 interferogram. It is therefore probable that they include some post-seismic deformation together with the coseismic deformation. D ata were processed using the Caltech/JPL repeat-orbit interferometry package, ROI PAC {Rosen et a l, 2004). We construct each interferogram by calculating the phase difference between two ASAR images using the 41 3.5 D ata used - 18 “ - 22° Ilo Peninsula Arica M m s Tarapaca Iquique h I ^fTpcopilia GPSvel ^ ̂ g6.5 cm/yr M ejillones; eninsula 987 (7C5)1km ) W Ô ^ ^ ïb o ' - 72 ° - 68° F ig u r a 3 .1 : Reference map of our study area in northern Chile (delimited by a black box in the inset map). Rupture areas of historic and recent earthquakes are shown with their dates and magnitudes. Approximate ruptures areas of the two largest historic earthquakes in the region (the 1868 South Peru and the 1877 Iquique earthquakes) are represented as semi-transparent grey ellipses. Color filled areas represent rupture areas of large instrumental shallow interplate thrust earthquakes. For those earthquakes with known distributed-slip we use the outerm ost contour to represent the rupture area (for the 1995 earthquake from Chlieh et al. (2004), for the 2001 Arequipa earthquake from P ritchard et al. (2007) and for the 2007 earthquake from this work). Otherwise rupture area is represented by a colored ellipse. The relative Nazca-South American convergence rate and direction are shown by the black arrow {Angerm ann et al., 1999) and the trench is shown by the black barbed line. The green box shows the region in Fig. 3.2. A sperities and barriers on the seism ogenic zone in N orth Chile: S tate of th e art after the 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 42 14.11.07 Mw 7.7 ► 15.11. Mw 6.8 I Tocopilla Mejillones Peninsula [Antofagasta | PMEJ 0) -5 0 -100 0 50 100 150 Distance from trench (km) 4 & M > 6 5 # 5 .5 < M < 6 . 5 • 4 < M < 5.5 • M < 4 Figura 3.2: (a) Location of the Tocopilla main shock sources and aftershocks epicenters from November 14, 2007 to December 10, 2007. Circles correspond to epicenters located by the Seismo­ logical Service of Universidad de Chile. The size of the circles is proportional to the magnitude of the earthquakes. The epicenter of the main shock and the two large aftershocks occurred on 15th November 2007 (Mw 6.3 and Mw 6.8) are indicated by the orange, the green and the blue circles respectively. Red circles represent other aftershocks. Stars denote epicenters localized by Peyrat et al. (2010) for the main shock (red star), a second subevent occurred south of the main shock ~ 23 s later (white star) and the Mw > 6 aftershocks on 15th November 2007 (green and blue stars). These authors combined teleseismic and strong motion data. Focal mechanisms of the main shock and the Mw 6.8 aftershock from same authors are also shown, (b). East-W est seismicity cross- section at the latitude -23. 0°. Dashed black line represents the subduction interface deduced by th e ANCORP seismic profile {A N C O R P Working Group, 2003). Striped area represents depth interval where the continental Moho intersects the subduction interface {Patzwahl et al., 1999). 43 3.5 D ata used 2-pass approach (see Massonnet y Feigl, 1998, for an overview of the method). The topographic phase contribution was removed using a 3-arc-sec (90-m) digital elevation model from the Shuttle Radar Topography Mission (SRTM) {Farr y Kobrick, 2000). The orbital information used in the processing was provided by the European Space Agency (DORIS orbits). Final results contain the relative displacement between the two dates in the radar LOS direction from ground to satellite, which is inclined ~ 23° from the vertical, varying from 18° in the near range to 26° in the far range. Therefore they are mostly sensitive to vertical displacements. The coherence of the interferograms is exceptionally high, because of the aridity of the Atacama Desert in northern Chile and the short time period in both interferograms (~ 1 month). Figs 3.3(b) and (c) show the observed displacements along the line of sight direction (LOS) for both unwrapped interferograms. The surface deformation pattern is charac­ terized by two lobes: the western one shows a range decrease, corresponding to LOS displacement towards the satellite, with a maximum value of ~ 30 cm; the eastern one represents a LOS displacement away from the satellite, with a maximum value of ~ 15 cm. InSAR data are affected by coherent noise primarily attributable to atmospheric and ionospheric effects (e.g. Hanssen, 2001; Lohman y Simons, 2005). Here we analyse the spatially correlated noise by calculating the power spectra of each interferogram as a function of the distance between pixels (e.g. Puysségur et al, 2007). We mask the de­ formation region to calculate the background noise and we search for the characteristic distance at which the spectrum reaches a stable maximum value: we pick up a distance value of 40 km for both interferograms. The interferograms are characterized by maxi­ mum noise value of 0.9 cm (2 rad) for track 368 and 0.35 cm (0.8 rad) for the track 96 (see Fig. II.1 in the Appendix II.a). We observe some signals in the far field correlated with the topography, which might be due to variations of the content in tropospheric water vapor between acquisitions of radar images. In any case, the estimated level of noise is small compared to the deformation signal, and it should not affect much our InSAR measurements. 3 .5 .2 . G P S D a ta a n a ly sis As our two interferograms include 10 to 26 days of post-seismic deformation fo­ llowing the Tocopilla earthquake, it is difficult to separate the deformation associated A sperities and barriers on the seism ogenic zone in N orth Chile: S tate of th e art after the 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 44 O ro M k è N) O 45 3.5 D ata used with Tocopilla main shock from the deformation generated by the largest aftershocks (Mw 6.3 and Mw 6.8, 15 November 2007) and by the post-seismic afterslip. To separate the contribution of the big aftershocks and the post-seismic afterslip to the superficial strain field, we use continuous GPS (cGPS) data acquired in the frame of a Chilean- French-USA cooperation. The North Chilean cGPS network includes 27 cGPS stations (between 18°S and 23.5°S) embedded in solid bedrock outcrops, reinforced concrete buildings or concrete benchmarks where sediments are unconsolidated. In this network, 11 cGPS stations distributed between the coast line (~80 km east from the trench) and ~300 km east from the trench in the continent (Fig. 3.3a) cover well the deformed zone identified with InSAR. We analyze coordinate time series of the cGPS records from 30 days before to 26 days after the earthquake. We use the GAMIT software {King y Bock, 2000) to estimate daily station positions using 24-hours sessions data with 30 second of sampling frequency. We split the 24- hour session of the day of the earthquake into two sessions, excluding the hour during which the main shock has occurred, which is not considered in the calculation in order to reduce uncertainties associated with surface seismic waves propagation. The same procedure is applied for the two Mw > 6 aftershocks of November 15th, which occurred Figura 3.3 (facing page): InSAR and cGPS data used in this study, (a) Reference map with the complete cGPS network in North Chile. Red, blue and green diamonds show positions of continuous GPS stations from IPGP, Caltech and IRD, respectively. Black rectangles delimit the extents of the radar scenes used in this study (track 368 and track 96). The satellite to ground radar line-of-sight (LOS) is shown with a yellow arrow. The red box shows the region covered in Figs (b)-(f). (b), (c) Unwrapped interferograms sho­ wing surface displacement associated with November 14th, 2007 Tocopilla earthquake. The two interferograms cover a 35 days period spanning the day of the earthquake. Track 368 interferogram (b) includes 10 days of post-seismic period (from October 10th to November 24th, 2007) and track 96 interferogram (c) includes 24 days of post-seismic period (from November 5th to December 10th, 2007). The color scale refers to change in the radar line of sight direction (LOS). Positive displacements are associated with a range decrease (move­ ment towards the satellite), (d)- (g). Red arrows show the horizontal displacement and blue arrows show the vertical displacement in four different periods: (d) main shock coseismic displacements (cGPS-main), (e) displacement associated with the November 15th aftersho­ ck (cGPS-15aft), (f) first post-seismic period measured (cGPS-postl, from November 16th to November 24th, 2007) and (g) second post-seismic period measured (cGPS-post2, from November 25th to December 10th, 2007). A sperities and barriers on th e seism ogenic zone in N orth Chile: S tate o f th e art after the 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 46 only three minutes apart and are calculated jointly (Fig. 3.3e). We set the ionosphere- free linear combination to perform ambiguity-free solutions. We use precise orbits and antennae phase centers tables from International GNSS Service for Geodynamics (IGS) {Beutler et ai, 1993). For every station, one tropospheric vertical delay parameter per 4 hours is estimated. The baseline repeatability for pairs of stations less than 350 km apart are precise to within a millimeter in average (RMS-north 0.9075 mm, RMS-eeist 0.98825, RMS-up 1.19475). Every daily and earthquake-session solutions include data from a selection of 13 permanent IGS stations located in South America, 5 of them on the tectonically stable craton (AREQ, BRAZ, BOGT, BRET, CHPI, CFAG, CONZ, ISPA, LPGS, KOUR, SANT, UNSA, TUCU). We combine these bias-free daily solutions using GLOBK Kalman filter software {Herring et al, 1990) through a regional stabilization procedure, solving for a trans­ lation, a rigid rotation and a scale factor of the reference frame at each epoch. The resulting reference frame comes from the minimization of the position and velocity values of well-determined fiducial stations around our study area from their a priori values. For the 30 daily solutions before the earthquake and the earthquake-session solutions a regional stabilization was calculated using IGS fiducial stations (BOGT, BRAZ, BRFT, CHPI, KOUR, LPGS, SANT, ISPA) determined in the International Terrestrial Reference Frame (ITRF) 2005 {Altamimi et al, 2007). For the 25 daily solu­ tions after the large aftershocks on November 15th (from 16 November to 10 December 2007) a local stabilization was calculated using 5 far field stations located away from the deformation zone (UTAR, COLC, PSGA, PICG, HMBS). These reference stations are located >100 km to the north of the deformation zone and no perturbation asso­ ciated with the Tocopilla earthquake could be detected in the time series. We assume tha t less than 1 mm of motion has occurred at the local reference stations during the 26 days after the main shock. To estimate possible rapid afterslip deformation that might have occurred during the hours following the main shock, we calculate differential phase kinematic positions during 10 minutes before and after the main shock using TRACK software {Herring et al, 1990). We use data sampled at 15 and 30 seconds and precise orbits from IGS center. The CRSC station located ~120 km outside of the deformation zone was used as a fixed reference station. LC ionospheric delay corrected phase was used to fix the ambiguities. We obtain an average of 40000 double differences with 29.3 mm of average 47 3.5 D ata used RMS. Co-seismic displacements estimates using kinematic (10 minutes before and after) and static (~10 days before and after the earthquake) analyses are very similar and show no systematic difference. If some afterslip occurred during the hours following the main shock, its amount is small compared to some other earthquakes (such as the Sanriku- Oki in 1994 for example, Heki et al, 1997) and should have generated a maximum surface displacement of a few centimeters at our GPS stations, which is the order of magnitude of the uncertainty associated with the kinematic processing. Note that this represents the same order of magnitude that the horizontal displacements measured in coastal GPS stations during the post-seismic period, tha t could be detected thanks to a more precise static positioning (table II.3 in Appendix II.b). For similar reasons, rapid afterslip tha t might have occurred during the day of the two large aftershocks would also be undetectable. Hence, we cannot rule out the occurrence of rapid afterslip following the main shock and the large aftershocks. However, due to the detection threshold of kinematic positioning (a few centimeters), the amount of such rapid afterslip is necessarily limited and of the same (or smaller) order of magnitude that the post- seismic deformation that follows. Hereafter, displacements calculated for the hour of the main shock are referred as cGPS-main, displacements calculated for the hour around the two Mw > 6 aftershocks are referred as cGPS-15aft, displacements occurred between the 16 to 24 November 2007 are referred as cGPS-postI and displacements occurred between the 25 November to 10 December 2007 are referred as cGPS-post2. GPS vectors corresponding to these time intervals and time series for the 11 stations within the deformation area are shown in Appendix II.b). 3 .5 .3 . C o m p a r iso n b e tw e e n d a ta se ts InSAR and GPS measurements spanning the same time period can be directly compared when the GPS station lies inside the region covered by the interferogram. Out of 11 stations processed, 6 stations lie inside at least one interferogram track. The GPS vectors are projected into the direction defined by the radar line of sight (see Appendix II.c. Table II.5). Differences between measurements derived from GPS and from interferograms can be explained by orbital uncertainties in the SAR images (expressed by apparent “offsets” and “tilts” of the images). To correct for these tilts, we use the GPS data as a reference and we calculate a linear ramp and an offset (phase A sperities and barriers on th e seism ogenic zone in N orth Chile: S tate o f th e art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 48 constant) for each interferogram. After removing these offsets and tilts, the difference between measurements derived from GPS and InSAR data is ~1 cm for track 368 and 0.6 cm for track 96 (see RMS(orig) and RMS(corr) for each track in Table II.5, Appendix II.c). This difference is of the same order of magnitude than the characteristic noise of the interferograms. As mentioned before, interferograms span different time periods and may thus con­ tain different post-seismic deformation. We checked that no significant deformation occurred between both interferograms by processing the GPS data during both time spans (Figs 3.3f and g). The displacement in the period between days 9 and 26 after the main shock (that correspond to the acquisition date of the second image of the two interferograms; Fig. 3.3g) is less than 1 cm in all stations (this quantity is even reduced when projected in the LOS direction). We conclude that both interferograms record the same surface deformation. 3.6 . M o d elin g In order to explain the pattern of deformation we try to reproduce it by modeling the earthquake as a dislocation in an elastic medium {Okada, 1985). We first invert for the geometric parameters by assuming a uniform slip on a rectangular fault. In a second step, we apply a linear inversion technique to estimate the slip distribution on the determined fault. We prepare the InSAR data for inversion by reducing the number of points without losing significant information. We subsample both interferograms taking into account the local gradient of LOS displacement (e.g. Lasserre et al, 2005). Only points with a minimum LOS displacement difference of 2 cm and a maximum distance of 7 km are kept. This decimation procedure reduced the number of phase samples in both interferograms to about 2000, preserving a high density of points in the near field, where strong LOS gradients occur (Fig. II.4, Appendix II.d). This approach is simple but is has the advantage tha t we do not need to make hypothesis about the location and geometry of the source. For a complete discussion about the InSAR data decimation method see Lohman y Simons (2005). In the following models, we take into account the local LOS vector. 49 3.6 M odeling 3 .6 .1 . U n ifo rm -slip m o d e ls (g e o m e tr y o f th e fau lt p lan e) Several geometries have been proposed for the thrust interface between the Nazca and South American plates in North Chile, using various sets of data (e.g. ANCORP Working Croup, 2003; Chlieh et a l, 2004; Hayes y Wald, 2009; Hayes et al, 2009; Peyrat et al, 2010; Pritchard y Simons, 2006; Pritchard et al, 2002). Diverse techniques have been used, ranging from seismic imagery to distribution of seismicity, each one associated to specific errors. Overall, the published planes geometries differ by ~10° in dip and ~15 km in depth (Fig. II.5, Appendix II.e). In particular geometries derived from seismic models highly depends on the chosen velocity model. We therefore attem pt to invert the geometry using our InSAR and GPS data. Although this is also associated with intrinsic errors, in particular on the depth value due to the elastic half space assumption [Cattin et a l, 1999), it provides an independent estimation that we compare to previous studies. We use an inversion procedure based on a least-square minimization algorithm de­ veloped by Tarantola y Valette (1982) which assumes uniform slip on a rectangular fault plane defined using 9 parameters (strike, dip, rake, length, bottom and top depth, average slip and geographical coordinates of the plane, see Table 3.1 for details). Deter­ mining the nine mutually dependent parameters of the fault plane is a highly non-linear process. To reduce the nonlinearity we use a priori information on the fault geometry to constrain some of the parameters. The strike of the fault plane is fixed at 5°N. This value is taken from the orientation of the trench at the surface (GTOPO30) at the latitude of Tocopilla rupture and it is consistent with published values for the strike of the fault plane (358° from Harvard GMT solution; 0° from Delouis et a l (2009); 358 ° from Peyrat et a l (2010)). We explore a series of different values for the follo­ wing parameters: position, dip and updip limit of the fault plane. We vary the position of the fault plane (xO and yO) in a region wide enough to include all the subduction geometries previously published (Fig. II.5, Appendix H e). For each position we test planes with dip values ranging from 16° to 30° and updip limit (hi) between 20 and 40 km. For each initial condition, we run the inversion leaving the other 4 parameters free (length, downdip limit h2, rake and average coseismic slip). The root mean square (rms) misfit is estimated for each run. For each data set (InSAR and GPS), among the 30004- combinations computed, we select the 100 best models based on their rms value. A sperities and barriers on th e seism ogenic zone in N orth Chile: S tate o f th e art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 50 Data set dip rake length hi h2 slip long lat GPS 22 ± 3 105 ± 2 152 ± 5 32 ± 5 53± 4 1.32 ± 0.2 -71.21 ± 0.18 -22.58 ± 0.05 InSAR 20 ± 3 93 ± 2 155 ± 8 29 ± 6 48 ± 6 1.2 ± 0.17 -71.25 ± 0.17 -22.52 ± 0.05 preferred 20_______ ^ 5 _______ 156_______ 26_________________ W _________ -71.158_________ -22.55 Tabla 3.1: Source parameters for each data set and the preferred model (see section 3.6.1 for details). Values of dip, rake, longitude and latitude are in degrees, slip is in m and all other parameters are in kilometers. Long and lat refers to the location of the centre of the upper part of the fault plane projected diagonally to the surface. Longitude and latitude values for the preferred model are deduced from the density plot analysis (Fig. 3.4). We invert GPS and InSAR data independently to avoid mixing data with different view geometry and different sensitivity to the fault plane parameters. We then compare the optimal parameters deduced from each type of data to fix the final model geometry. In the inversions of InSAR data both tracks are equally weighted. Table 3.1 shows the parameters for the optimal model of each data set (GPS and InSAR) with its standard deviation. In most cases the resulting parameter values dedu­ ced from both data sets are consistent. For example, the estimated dip value is ~ 21°, which is consistent with the one deduced from the Harvard GMT and ANCORP seismic profile. However, the rake value differs by ~ 12 ° from both data set inversion. The InSAR-only estimation for the rake value is about 93° but, due to the LOS geometry, InSAR data are not very sensitive to the movement parallel to the trench, so they are unable to estimate the strike-slip component of the movement. The inferred rake from GPS-only inversion is ~105° (slip azimuth ~ N50°E), which is collinear to the con­ vergence azimuth in this region {Angermann et a i, 1999), indicating that the oblique convergence between Nazca and South America plates is most probably accommodated by an oblique slip vector on the subduction plane rather than by a slip partitioning as described in other regions (e.g. Sumatra, Fitch, 1972). Figure II.6 in the Appendix II.e shows the uncertainties analysis in form of histograms for each parameter for each data set. To refine the most probable location of the fault plane (xO and yO) we compute the spatial density of the 100 best-fitting fault planes in cross section. We divide the cross section in a grid of 5 x 5 km and count the number of planes that cross each patch. Our results are shown in Fig. 3.4. Red to black regions represent the preferred location of the fault plane. The light green line represents the fault geometry deduced from our data, tha t will be used for the slip distributed models. It is generally consistent 51 3.6 M odeling with subduction interface geometries proposed in this region, although it is situated at a vertical distance of ~10 km or more of some of them (e. g. Hayes et al. (2009) plane, Peyrat et al. (2010) plane, CMT plane in Fig. II.5, Appendix II.e). Our geometry requires the slope of the subduction interface to decrease toward the west to reach the ocean floor at the trench and is consistent with the change in dip deduced from seismic refraction experiments in this region (dip between 9° and 25°, Patzwahl et a i, 1999). This change in dip of the subduction interface was already suggested for the 1995 Antofagasta earthquake rupture plane from the inversion of GPS data (Ruegg et ai, 1996) and from waveform inversion and aftershocks distribution (Delouis et al., 1997). The parameters of the preferred model are indicated in the last row of Table 3.1. Density plot (GPS) Density plot (InSAR) PMEJ trench trench -4 0 - -6 0 - FauIts/5 km̂ i o -8 0 - 0 20 40 60 0 50 100 150 Distance from trench (km) 50 100 150 Distance from trench (km) Figura 3.4: Density plots of the set of 100 best-fitting fault planes for the 2007 main shock from (a) GPS data inversion and (b) InSAR data inversion. The planes are projected in a cross section perpendicular to the fault strike (5°) at latitude -23.0°. The color scale represents number of faults plane that passes through each 5 km x 5 km patch. Light green line represents fault interface deduced from this study. The black crosses are aftershocks located by the Seismological Service of Universidad de Chile (correspond to red circles in Fig. 3.2). Conventions for the main shock and large aftershocks located by P eyrat et al. (2010) (colored stars) are the same as in Fig. 3.2. Our preferred model produces a first order fit to the observed deformation pattern (Fig. 3.5). However, the observed GPS and InSAR displacements are poorly fit in the southern half of the rupture, arguing that the slip distribution is not spatially constant. Therefore models that allow for spatial slip variations along the fault plane are required. A sperities and barriers on th e seism ogenic zone in N orth Chile: S tate o f th e art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 52 10 0 10 20 cm LOS rms 2.67 #CTLR ^VLZL 4 ̂V ** %% 5 cm (Hzl 5 m c m cm LOS rms 3.32 rms 1.70 Figura 3.5: Preferred model and residuals for uniform slip inversions for 2007 earthquake, (a) Preferred model (see parameters in last row of Table 3.1) projected in the LOS direction (color scale and contours) and in the horizontal and vertical direction for each GPS position. Horizontal and vertical GPS displacements are shown as red and blue arrows, respectively. Positive vertical displacements are arrows towards the North and negative vertical displacements are arrows towards the South The modeled fault plane is shown as a black rectangle, (b) GPS residuals. Same color conventions as in figure a for arrows but different scale, (c) Track 368 interferogram residuals and (d) track 96 interferogram residuals. Colors and contours (2 cm interval) show magnitude of InSAR residuals. Red represent positive InSAR residuals and blue represents negative InSAR residuals. RMS values for (b), (c) and (d) are indicated. The trench is shown by the black barbed line. 53 3.6 M odeling 3 .6 .2 . D is tr ib u te d -s lip m o d e ls 3.6.2.1. Modeling strategy We extend the fault plane previously determined along strike and downdip and we divide it into an array of 19 x 12 elements, each measuring ~ 14 km by 14 km. To solve for the slip distribution along these 228 patches we use a least squares minimization with the non-negativity constraint on the slip. We impose the rake of 105° inferred from the uniform slip modeling. To limit oscillations of the solution, we impose some smoothing on the solution, by minimizing the second-order derivative of the fault slip (e.g. Am adottir y Segall, 1994; Du et al, 1992; Grandin et al, 2009; Harris y Segall, 1987). We perform independent inversions of each data set as well as joint inversions. As we previously verified tha t both tracks basically contain the same LOS deformation, we invert them jointly (insar-only inversion). We perform a joint inversion including both INSAR tracks and cGPS data spanning 10 days after the earthquake, thus containing a similar amount of post-seismic deformation than the interferograms. For the joint inversion of the InSAR and cGPS data we experiment with different weighting. We search for a compromise between the RMS (that should be similar in both data sets) and the spatial density of each type of data. We determine the optimal solution roughness tha t will be used in our final models searching for a compromise between the roughness and the misfit of the solution (e.g. Jonsson et al, 2002; Menke, 1989). For all the coseismic models we apply the same roughness, determined from the trade-off curve of the joint model (Fig. 3.6a). For the post-seismic and aftershock models, however, we cannot apply the same smoothness as each of them present a very different value of average slip on the fault patches and this yields very different roughness values (see equation 5 in Jonsson et a l, 2002). Therefore, we determine the optimal value from the trade-off between misfit and solution roughness of each data set (Figs 3.6b, c and d). We pick the optimal roughness values indicated by arrows in Fig. 3.6 for our final solutions, as lower roughness result in worse misfit but higher roughness does not improve the misfit much (though the slip distribution does not significantly vary for modest changes in roughness). A sperities and barriers on the seism ogenic zone in N orth Chile: S ta te o f the art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 54 Joint cGPS-15aft (2 E o Êoc OJ 60 50 0.06 40 0.05 0.10 0.15 0.20 3.6 3.2 2.8 2.4 2.0 1.6 0.004 0.02 0.030.00 0.01 cGPS-post 1 cGPS-post 2 ^ 3.40 1/5 1 3.36 ° 3.32 0.001 o 3.28 5j 3.24 0.000 0.004 0.008 2.46 2.44 0.003 2.42 2.40 0.020.00 0.01 Roughness (cm/km) Roughness (cm/km) Figura 3.6: Trade-offs between L2 norm of least squares inversion misfit and model roughness for (a) the coseismic models, (b) the largest aftershock model (November 15th, 2007), (c) the first post-seism ic period model (November 16th to November 24th, 2007) and (d) the second post-seism ic period model (November 25th to December 10th, 2007). The arrows mark the chosen roughness values. 55 3.6 M odeling 3.6.2.2. R esolution o f th e d istributed slip m odels We examine the spatial resolution of our distributed slip models through various checkerboard tests. To evaluate the capacity of each data set to solve for the slip dis­ tribution on the fault plane, we first construct a model using the same plane as in our distributed slip inversions using a patch size of ~ 40 km x 40 km. Following a checker­ board design we assign each patch 0 or 1 m of slip (Fig. 3.7a). The surface deformation due to this model is then computed at all the locations where we have GPS and In­ SAR observations. These simulated data sets are inverted for distributed slip using the procedure described above. Figs 3.7(b), (c) and (d) show the results of the inversions using each type of data separately and jointly (see an alternative checkerboard test in Fig. II.7, Appendix II.f). The lower spatial resolution of GPS inversion compared to InSAR inversions is obvious, as expected due the different data coverage (666 and 904 InSAR points in track 368 and track 96 interferograms, respectively, while only 11 3D GPS displacements are available). All data sets solve better for the slip patches located directly at depth, while regions where data coverage is poor or nonexistent (e.g. at sea) have a worse resolution. Despite the limited coverage of cGPS data, they solve reasona­ bly well for the slip patches located below land, because they are equally distributed on land, but the spatial resolution offshore is significantly degraded. In the case of InSAR data, both tracks constrain the slip distribution model equally well below land, while the patches below sea are better resolved by track 368 data, that covers the coast and the Mejillones Peninsula. When we invert all data sets jointly, using the same weight as in our distributed slip models, the spatial resolution is reduced comparing to InSAR data but improved compared to GPS-only inversion. 3.6.2.3. R esults Fig. 3.8 shows three coseismic slip distributions from two different data sets inver­ ted independently and jointly. Only the first one corresponds to the purely coseismic interval, the other two include 10 to 26 days after the main shock. Table 3.2 shows the main characteristics of these models. All the models present two main areas where the slip reaches a maximum, which are interpreted as asperities (assuming that asperities are regions on the fault plane with higher values for coseismic slip and moment release than their adjacent areas, e.g. A sperities and barriers on the seism ogenic zone in N orth Chile: S tate of th e art after the 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 56 Forward checkerboard GPS InSAR Joint c d •7 1 ml r LL. } . 1 I I II ^ s l ip (m ) 0 1 Figura 3.7: Checkerboard resolution test, (a) Synthetic slip model used in the resolution test. We compute the predicted displacements of this model at the locations of our GPS and InSAR observations. The synthetic SAR data are subsampled in the same fashion as the observed data, (b), (c) and (d) Slip distributions obtained from inversions using (b) only GPS data, (c) only InSAR data and (d) InSAR and GPS data jointly. Red diamonds in (b) represent the GPS stations used in the inversion (not all shown). Dashed red lines in (c) delimit the area covered by the two radar scenes inverted. 57 3.6 M odeling cGPS-main InSAR Joint ★ 14/11 /2007, Mw 7.7 (source 1 ) ★ 15/11 /2007, M w 6.8 ^ 14/11/2007, Mw 7.7 (source 2) ★ 15/11/2007, Mw 6.3 slip (m) F ig u r a 3 .8 : Distributed slip models for the Tocopilla earthquake using different datasets, (a) Slip distribution inverted from coseismic cGPS data, (b) Slip distribution from InSAR data, (c) Joint GPS-InSAR inversion. GPS in this case includes 26 days of post-seism ic deformation to span a period comparable to InSAR. Colors and contours (0.5 m interval) show the magnitude of slip in meters. Slip patches labeled with “a?.^re probably artifacts due to resolution problems (see text for details). The P eyrat et al. (2010) locations for the main shock and largest aftershock are shown as stars. Depths on the fault interface are shown as black dotted lines labeled at top. The depth interval where the continental Moho intersects the subduction interface is 43-50 km (Patzwahl et al. 1999). See Table 3.2 for details on each model. A sperities and barriers on the seism ogenic zone in N orth Chile: S tate of th e art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 58 Lay y Kanamori^ 1981). The northern one has a very similar location in all the models except for the GPS-only inversion, where this asperity is centered slightly south of same asperity in other models. This different location may be due to the lower resolution of the GPS-only inversions compared to the InSAR-only and joint inversions. This northern patch is located between 30 and 50 km in all the inversions and presents an elongated shape to the north. cG PS-m ain InSAR Joint cG PS-15aft cGPS- p o stl cGPS- post2 com plete model S-MO (N m) 3.18E+20 (a) - - 2 .4E+19 (b) 4 .45E+18 (c) 4.12E+17 (c) G-MO (N 2.90E+20 3.68E+20 3.18E+20 1.99E+19 1.43E+19 7.47E+18 m) Top (km) 30 30 30 <10 <10 <10 B ottom (km) 50 50 50 30 40 45 patch N MO Top (km) 1.26E+20 30 1.44E+20 30 1.31E+20 30 6.2418E+17 25 B ottom (km) 50 50 50 30 patch S MO 1.64E+20 1.63E+20 1.87E+20 1.93E+19 - - Top (km) 25 25 10 <10 - - B ottom (km) 50 50 50 30 Tabla 3.2: Some characteristics of the models in Figs 3.8 and 3.11. (a) Seismic moment for the main shock {Peyrat et ai, 2010). (b) Cumulative seismic moment for the Mw 6.8 and Mw 6.3 15 November 2007 aftershocks (Neic catalog), (c) Cumulative seismic moment for aftershocks occuring during each post- seismic period studied (section 3.6.2.3). The southern asperity seems to be located below the northern half of the Mejillo­ nes Peninsula in all models and does not extend into its southern part. However, the southern asperity seems to extend to shallower depth in the two inversions including deformation during some days after the main shock, especially in the joint inversion. In this region, the largest aftershocks (Mw 6.3 and Mw 6.8) occurred on November 15th during the time span covered by the data. The maximum depth of this southern asperity is also 50 km in all the inversions. Residuals and RMS corresponding to these coseismic models are shown in Fig. 3.9. The slip distribution corresponding to the surface displacement that occurred on November 15th 2007 is shown in Fig. 3.11a. Most of the slip is concentrated in a patch NW of the Mejillones Peninsula (labeled 1 in Fig 3.11a), which are coincident with the 59 3.6 M odeling cGPS-main InSAR Joint CDLC CDLG bA SRGD MCLA SRGDSRGD VLZLVLZL § - 4 - 2 0 2 4 I cm LOS Figura 3.9: Residuals for the coseismic models using different data sets (see Fig. 3.8). (a), (b), (c) GPS residual for the 2007 earthquake from (a) GPS-only model, (b) InSAR-only model, and (c) joint model. Horizontal and vertical residuals are shown as red and blue arrows, respectively. Positive vertical residuals are arrows towards the North and negative vertical residuals are arrows towards the south, (d), (e), (f) InSAR residuals from track 368 for the 2007 earthquake from (d) GPS-only, (e) InSAR-only and (f) joint inversions, (g), (h), (i) InSAR residuals from track 96 for the 2007 earthquake from (g) GPS-only, (h) InSAR-only and (i) joint inversions. Colors and contours (1 cm interval) show magnitude of InSAR residuals. Red represents positive InSAR residuals and blue represents negative InSAR residuals. RMS values (in cm) are indicated. The trench is shown by the black barbed line. A sperities and barriers on the seism ogenic zone in N orth Chile: S tate of the art after the 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 60 hypocenters of the two large aftershocks that occurred on November 15th 2007. This southern patch seems to reach a shallower depth (less than 10 km) and its bottom is at 30 km depth. There is another little patch (2 in Fig. 3.11a) between 25 and 30 km depth, north of the main one. The residuals corresponding to this model are shown in Fig. 3.10a. cGPS-15aft cGPS-post1 cGPS-post2 CTLR CTLR TCPL r r i^ i ic CDLC CDLC SRGDMCLA SRGD N I VLZL 0.1 cm M r - Figura 3.10: GPS residuals after removal o f the model prediction from the data for (a) the largest aftershock and (b) 1-month of post-seismic deformation (see Fig. 3.8). Horizontal and vertical residuals are shown as red and blue arrows, respectively. Positive vertical residuals are arrows towards the North and negative vertical residuals are arrows towards the South. RMS values (in cm) are indicated . The trench is shown by the black barbed line. Finally, the slip distribution models corresponding to the two post-seismic periods studied (data cGPS-postl and cGPS-post2) are shown in Figs 3.11(b) and (c) and their residuals in Figs 3.10 (b) and (c). The model for the first period of post-seismic deformation (16 to 24 November 2007), which is the closest to the main shock, shows less slip (up to 22 cm) than that associated with the November 15th aftershocks, but with a very similar location (patch labeled 3 in Fig 3.11b). Another patch with less that 2 cm of slip is located between the two main shock sources (4 in Fig. 3.11b). The model corresponding to the second post-seismic period, which starts 10 days after the main shock (associated with too subtle deformation to be recorded in the interferograms, as discussed earlier), shows a patch of up to 2 cm of slip concentrated between 20 and 35 km depth, centered beneath the NW part of the Mejillones Peninsula (patch labeled 5 in Fig. 3.11c). 61 3.6 M odeling cG P S-15aft cG P S-p ostI (N o v . 16 - 24) cG P S-p ost2 (N o v . 25 - D ec 10) slip (cm) 0 10 20 30 Figura 3.11: Slip distribution inverted from GPS data for (a) the largest aftershocks (November 15th, 2007), (b) 9-days of post-seismic deformation (November 16th to November 24th, 2007) and (c) 16-days of post-seism ic deformation (November 25th to December 10th, 2007). The time interval of figure (b) corresponds to the postsemic interval included in the track 368 interferogram and the temporal span of (b) plus (c) (November 16th to December 10th, 2007) correspond to the postsem ic interval included in the track 96 interferogram. Contours of slip (5 cm interval in a and 2 cm in b and c) are superimposed with a color scale. Conventions are the same as in Fig. 3.8 See Table 3.2 for details on each model. A sperities and barriers on th e seism ogenic zone in N orth Chile: S tate o f th e art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 62 As we discuss in the previous section, the resolution of our inverted slip model is poor near the edges of the modeled fault plane that are far from our observations (e. g. southwestern and northwestern corner of the fault plane). Therefore, the patches labeled with “a?”in Fig. 3.8 and Fig. 3.11 are probably artifacts caused by poor resolution. In order to determine whether this post-seismic afterslip is aseismic, such as slow slip events, or a seismic process, we compare the geodetic moment release estimated for the two post-seismic periods with the cumulative moment release of aftershocks during the same time intervals. To estimate the moment released by the aftershocks we use local magnitudes provided by the regional network (DGF) and the worldwide network data for 16 events of Mw greater than 5 published in the NEIC catalog to calculate an empirical relationship between ML and log Mo. According to the obtained empirical law (logMo=1.5841ML-f9), the aftershocks tha t occurred between the 16th and the 24th November 2007 released a cumulative moment of 4.4501 x 10 18 N.m, representing 30 % of the geodetic (GPS) moment in our model for the same period. Similarly, the cumulative moment released by aftershocks tha t occurred from November 25th to the December 10th 2007 is 4.12 x 10 17 N m, and represent 5% only of the geodetic moment released for the same period in our model. This suggests tha t 70% of the post-seismic deformation during the first post-seismic period (16 to 24 November 2007) and 95 % of that during the second post-seismic period (25 November to 10 December 2007)correspond to aseismic slip in the subduction interface. Although our estimate of the cumulative moment is rough (waiting for results of more accurate seismological studies to come), the implication of significant aseismic slip associated with the post- seismic deformation appears robust. 3.7. D iscu ssion Our preferred models for the Tocopilla main shock show slip concentrated in two main asperities (Fig. 3.8), consistent with previous seismological data {Delouis et al, 2009; Peyrat et a i, 2010). These asperities are located between 30 and 50 km depth, suggesting tha t the shallow part of the seismogenic interface (from the trench to 30 km depth) remains unbroken with the exception of the southern edge of the rupture, at the latitude of the Mejillones Peninsula, where coseismic slip seems to have propa­ gated up to ~ 25 km depth. The coseismic rupture extends between the subduction 63 3.7 D iscussion interface beneath the region of the city of Tocopilla to the north and the region of the subduction interface beneath the Mejillones Peninsula to the south, already identified as an im portant intersegment zone (e.g. Ruegg et a i, 1996). The slip associated with the Mw 6.8 and Mw 6.3 aftershocks is concentrated updip the southern end of the main shock rupture (Figs 3.8 and 3.11). Our analysis of the post-seismic deformation observed from 2 to 26 days following the 2007 Tocopilla earthquake suggests tha t most of the post-seismic deformation recorded by GPS occurs during the first post-seismic period measured (from 16 to 24 November 2007). It is concentrated updip the southern termination of the rupture, and well correlated with the aftershocks distribution for the same period. The overall post-seismic deformation occurring in this period represents a 5 % of the coseismic deformation and ~ 70 % of this post-seismic deformation seems to have been accommodated as aseismic afterslip at the subduction interface. Nevert­ heless, due to the lack of resolution of kinematic GPS positioning, a threshold exists below which we cannot solve for a limited amount of rapid afterslip that could have occurred the day of the main shock and the day of the two large aftershocks. Hence, we cannot exclude tha t the rapid afterslip that might have occurred during these two days equals the post-seismic deformation produced during the following month (see section 3.2). This would be consistent with the rapid deceleration tha t characterizes post-seismic relaxation governed by afterslip mechanisms (e.g. Çakir et ai, 2003; Ma- rone et a i, 1991; Perfettini y Avouac, 2004). Therefore, in the 10 first days following the main shock, aseismic slip might have increased by up to 10 % the moment released seismically by the main shock and large aftershocks. The amount of afterslip (14 - 22 % of the main shock seismic moment, including both seismic and aseismic creep) following the Tocopilla earthquake (from 14 November to 10 December 2007) is low compared to other subduction earthquakes of similar magnitude that occurred in other regions. This estimate of the afterslip only covers the first 26 days after the earthquake, but this seems to include the major part of post-seismic deformation if one considers a loga­ rithmic decrease of the amount of post-seismic slip. A sudden acceleration of aseismic slip that would occur later could not be directly related to post-seismic afterslip sensus stricto but rather to a slow slip event tha t might be triggered by an increase of coulomb stress in the area. For example, the Mw = 7.7 1994 Sanriku-Oki (Japan) and the Mw = 7.8 1997 Kamchatka earthquakes were followed by post-seismic afterslip increasing the coseismic moment by 100% in 1 year in the case of the Japan earthquake {Heki et ai, A sperities and barriers on the seism ogenic zone in N orth Chile: S tate o f th e art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 64 1997) and 2 months in the case of the Kamchatka earthquake {Biirgmann et ai, 2001). However, the percentage of afterslip following Tocopilla earthquake is comparable with nearby events, like the Mw 7.7 1996 Peru and the Mw 8.1 1995 Antofagasta earthqua­ kes tha t also seem to have released little post-seismic deformation (< 10% of coseismic moment after first 60 days for Peru earthquake, Pritchard (2003); between 1 0 - 2 0 % of the coseismic moment in the case of Antofagasta in 3 years, Chlieh et al. (2004); Pritchard y Simons (2006)). In the same subduction zone however, significant afterslip followed the Arequipa 2001 Mw 8.4 earthquake in South Peru (afterslip equivalent to 20-40% of the coseismic moment in 1 year, Melbourne et al. (2002); Pritchard (2003); Ruegg et al. (2001)). These results raise specific questions. Why the Tocopilla rupture does not break the subduction interface up to the trench? W hat barriers inhibited updip and downdip propagation of the rupture? W hat barriers stopped the lateral propagation of the rup­ ture (north and south)? Why did the earthquake nucleate at the latitude of Tocopilla? Can we image areas with different slip behavior? How does the afterslip distribution compares to the Tocopilla main shock slip distribution and to other earthquakes in this region? W hat is the amount of slip deficit remaining after Tocopilla earthquake? 3 .7 .1 . O ur r e su lts in re la tio n to th e d o w n d ip an d u p d ip te r m in a tio n s o f th e ru p tu re The downdip limit of the Tocopilla rupture (50km) is consistent with the bottom edge of the seismically coupled interface defined from background seismicity and focal mechanisms in this region {Comte y Suarez, 1995; Delouis et a l, 1996; Suarez y Comte, 1993; Tichelaar y R u ff, 1991) and with the downdip extent of the fully or partially locked fault zone as deduced from geodetic measurements of interseismic strain here {Bevis et a l, 2001; Chlieh et al, 2004; Khazaradze y Klotz, 2003). The maximum depth of the 2007 rupture seems to correlate with the depth range where the continental Moho intersects the subduction interface, between 43-50 km in this region {Patzwahl et al., 1999, see striped region in Figs 3.2, 4 and 11). The intersection of the subduction plane with the continental forearc Moho was proposed by Oleskevich et al. (1999) as the downdip limit of great subduction thrust earthquakes in subduction zones of old oceanic plates such as North Chile. These authors explained the stable-sliding behavior of the thrust interface in contact with the mantle as a consequence of hydrated rocks (as 65 3.7 D iscussion serpentine or talc) present in the forearc metasomatized mantle. Our results support the idea th a t the mechanism controlling the depth extent of seismic coupling in the Tocopilla region is the depth of the continental Moho at the subduction interface, as previously suggested by several authors {Chlieh et a l, 2004; Delouis et al, 1996; Patzwahl et al, 1999; Tichelaar y Ruff, 1991). A more challenging question is to understand why did the rupture not propagate into the shallow seismogenic zone (10-30 km). In this region interseismic strain has been accumulating since 130 years and geodetic studies suggest tha t the shallower part of the subduction interface is locked {Bevis et al, 2001; Chlieh et al, 2004; Khazaradze y Klotz, 2003). The occurrence of large tsunamigenic earthquakes, such as Mw 8.8 earthquake in 1877 and probably other large earthquakes before {Vargas et a l, 2005), also pleads for a coupling of the shallow part of the seismogenic zone. However, for some reason the Tocopilla rupture was stopped at 30 km depth. Does this suggest the existence of a geometric barrier or a change in the frictional properties of the seismogenic interface at this depth that avoids the propagation of the rupture updip? A change in the dip of the fault plane at ~ 25 - 30 km depth could explain the updip limit of the rupture, as it may act as a geometric barrier to inhibit the propagation of the earthquake (e.g. Aki, 1979; King, 1986). Such a local bend of the subduction interface was imaged at that depth by seismic profiles at the latitude S21° {ANCORP Working Group, 2003; Patzwahl et a l, 1999) and might be explained by the recent (<2Ma) subduction of a 400 km width oceanic plateau, the Iquique ridge {Rosenbaum et a l, 2005), Though we assume for our models a simple geometry with no variations in dip, we already discuss in section 4.1 that our modeled fault plane requires the subduction interface to decrease the dip by ~ 5° toward the west to reach the trench, which is compatible with geophysical data. This change in dip was also suggested in the region offshore the city of Antofagasta, south of the Mejillones Peninsula {Chlieh et a l, 2004; Delouis et al, 1997; Ruegg et al, 1996) and proposed by Armijo y Thiele (1990) to explain the formation of the Coastal Scarp of Northern Chile. These authors suggest tha t this geomorphic feature could be a large-scale west-dipping normal fault extending down to the subduction, created as a response to a change in dip at the subduction interface that would generate E-W extension within the upper plate. As the Coastal Scarp and the updip limit of the Tocopilla rupture are almost vertically aligned, the same structure could be controlling both phenomena. A complementary A sperities and barriers on the seism ogenic zone in N orth Chile: S tate o f th e art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 66 way to explain the updip limit of the rupture could be to regard it as the result of a change in the frictional properties between the upper (~ 10-30 km depth) and the lower (~ 30-50 km depth) seismogenic zone. Both kinds of changes (frictional properties and /o r geometry) along the plate interface may explain an updip limit for moderate to large earthquakes in this region and our data do not exclude either of them, although geophysical observations rather support the first hypothesis {ANCORP Working Group, 2003). Such a change in the subduction interface is probably capable of arresting the rupture of moderate to large earthquakes that nucleate downdip, but it seems unlikely that it stops the rupture of great earthquakes nucleated on the shallow seismogenic interface and tha t may propagate down to the bcise of the locked interface zone (~ 50 km) as it was observed for the 1995 Antofagasta earthquake {Chlieh et a l, 2004; Ihmlé y Ruegg, 1997; Klotz et al., 1999; Pritchard y Simons, 2006; Ruegg et ai, 1996). 3 .7 .2 . O ur r esu lts in re la tio n to th e la tera l te r m in a tio n o f th e ru p tu re (n o rth ern an d so u th er n lim its ) The northern limit of the Tocopilla rupture in our models (Fig. 3.8) locates south of the zone previously ruptured by a Mw 7.4 in 1967 {Malgrange y Madariaga, 1983; Tichelaar y R u ff, 1991, see Fig. 3.1). According to kinematic models {Delouis et al., 2009; Peyrat et al, 2010), the Tocopilla main shock initiated in this region, suggesting a causal relationship between both events. The 1967 earthquake has most probably partially released stress accumulated in the interseismic period within its rupture zone, and loaded the adjacent segments toward both the north and the south, easing the nucléation of Tocopilla earthquake. Other authors suggest the structures in the upper plate (the Rio Loa faults) may control the initiation of the rupture in this area {Loveless et al, 2009). The southern limit of the Tocopilla rupture beneath the Mejillones Peninsula un­ derlies again the role of barrier of structures under this geomorphic feature, which coincides with the southern limit of the Iquique ridge that entered in subduction 1 or 2 Ma ago {Rosenbaum et al, 2005). According to our model of the first month of post-seismic deformation, seismic slip associated with the aftershocks (mostly to the Mw 6.8 aftershock) and aseismic afterslip in the first 10 days after the main shock appear to have released a small part of the slip deficit in the shallow seismogenic zone 67 3.7 D iscussion at the latitude of the Mejillones Peninsula, and might be related to the specific barrier behavior of this area. Deformation associated with the 1995 Antofagasta earthquake bears some simila­ rities with deformation in 2007. Fig. 3.12 shows those slip distributions overlain. The 1995 main shock coseismic slip was arrested under the southern part of the Mejillones Peninsula, not reaching its northern part. The post-seismic deformation during the 3 years after the 1995 main shock (red dashed line in Fig. 3.12) propagated under the northern part of Mejillones Peninsula, and particularly to shallower depth. Most of the aftershocks of the 1995 Antofagasta earthquake and most of the afterslip were located to the northeast of the rupture {Chlieh et al, 2004; Pritchard y Simons, 2006). The­ refore both seismic and aseismic postseismic deformation seem to occur in the region beneath the Mejillones Peninsula and its continuation updip. This suggests a complex frictional behavior allowing for unstable sliding areas generating earthquakes in some places (asperities characterized by velocity weakening behavior) and stable or conditio­ nally stable zones (velocity hardening) promoting pulses of aseismic slip. These along strike variations in the seismogenic behavior could be controlled by geologic variation in the frictional parameters {Song y Simons, 2003). However, given the distance bet­ ween the subduction plane and the surface (20 to 40km), geodetic data cannot resolve precise mapping of small sized asperities (a few sq.km) versus zones of creep. Earlier studies suggest tha t the structural singularity in the area of the Mejillones Peninsula, which is cut by large normal faults {Armijo y Thiele, 1990) that might reach the subduction zone at depth (see distribution of aftershock seismicity) and might reflect structural complexity at depth {Armijo y Thiele, 1990; Ruegg et al, 1996). For simplicity, in our models we assume a rectangular fault plane that does not vary where it reaches the Mejillones Peninsula. But the change in the slip distribution of the region beneath the peninsula, during the post-seismic period after the 1995 earthquake and the coseismic and post-seismic period associated with the 2007 earthquake could represent a change in the geometry of the fault plane. These characteristics suggested in the region of the Mejillones Peninsula are consis­ tent with geometrical barrier models, such as the fragmentation barrier model described by King (1986). According to this model, the region around the barrier would be frac­ tured by secondary structures (the process zone) and the normal faults could represent some of these secondary fractures. The fragmentation barrier model also establishes A sperities and barriers on the seism ogenic zone in N orth Chile: S tate of the art after th e 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by G PS and InSA R data 68 0 10 Depth (km) ? 40 50 60 70 Mw7.7 14.11.07 Mw6.8 1612.0 - ^ 5 1.0 0.5 Seismic potency (km /km) Slip (m) Mw8.l 30.07.95 F ig u r a 3 .1 2 ; Comparison between the coseismic and post-seismic slip from the 1995 Mw 8.1 Antofagasta and 2007 Mw 7.7 Tocopilla earthquakes, (a) Magnitude of coseismic slip on the fault interface is represented by the color palette for the 1995 and the 2007 earthquakes. Yellow and red solid contours represent slip distribution for the two large aftershocks and the first post-seismic period studied (cG PS-postI) following the Tocopilla earthquake, respectively. Contour interval is 3 cm in both cases. Red dashed contours (10-cm interval) represent 5-year aseismic post-seismic deformation that followed the 1995 Antofagasta earthquake. Epicenter for both subevents of the main shock (red and white stars) and three large aftershocks (blue, green and pink star) and their focal mechanism from P eyrat et al. (2010) are indicated. Epicenter (yellow star) and focal mechanism for the 1995 Antofagasta earthquake (from Monfret et al. (1995) and the Harvard GMT solution, respectively) are also indicated, (b), (c) Seismic potency (product of ruptured area and slip) per km along strike and along dip, for the coseismic (green area), 15th November aftershock (yellow area) and post-seism ic (red area) models associated with the 2007 Tocopilla earthquake. The total geodetic moment for this model can be determined by summing the potencies and multiplying the sum by the value of the shear modulus of the Earth’s crust (assuming an averaged shear modulus of 33 GPa moment values are those indicated in Table 3.2). Depths on the fault interface are shown as black dotted lines labeled every 20 km. The depth interval where the continental Moho intersects the subduction interfaee is shown as a striped area {Patzwahl et a i, 1999). 69 3.7 D iscussion that a slip deficit remains in the barrier region after a main event has occurred in an adjacent segment, keeping the barrier area under high state of stress. This local concentration of stress may generate aftershocks, background seismicity and creep, as well as inelastic deformation in the process zones (e.g. Vermilye y Scholz, 1998). The occurrence, under the region of the Mejillones Peninsula, of concentrated aftershock activity after the 1995 Antofagasta and 2007 Tocopilla earthquakes and of significant post-seismic deformation are thus consistent with the fragmentation barrier model. The initiation of the 1995 Antofagasta earthquake beneath the southern extremity of the Mejillones Peninsula could be explained as a consequence of local stress concentra­ tion there. This is also consistent with geometrical barrier models predicting that large earthquakes should nucleate in the vicinity of those barriers (e. g. Aki, 1979; King, 1986^ 3 .7 .3 . R e la tio n b e tw e e n areas w ith d ifferen t s lip b eh a v io r According to friction laws, areas in a fault plane can be in three different frictional regimes: the unstable field (the only regime where earthquakes may nucleate), the con­ ditionally stable held (where rupture can propagate) and the stable field (where rupture propagation will rapidly terminate) (see Scholz (1998) for a revision). In subduction zones, a seismogenic zone composed of a mixture of patches of material in contact in either the unstable, conditionally stable or stable fields of frictional sliding has been proposed (e.g. Bilek y Lay, 2002; Igarashi et al, 2003; Kanamori y McNally, 2002; Lay y Kanamori, 1981; Pacheco et a l, 1993; Scholz, 1990). The maximum size of earth­ quakes in a region would be controlled by the size of the unstable regions or asperities. Therefore, the lower seismogenic zone where the 2007 Tocopilla earthquake ruptured could be characterized by smaller asperities than those in the upper seismogenic zone, that was ruptured by great earthquakes like the 1877 Mw 8.8 event (that probably pro­ pagate downdip the lower zone). According to our preferred model, the size of larger asperities is ~ 40 x 40 km, capable of generating 7 7 earthquakes that occurred in this region. Seismic potency multiplied by the shear modulus equals the moment. The seismic potency released during the large 1995 Antofagasta and 2001 Arequipa earthquakes is shown as a reference for the northward and southward limits of the present day North Chile seismic gap (see text of Fig. 3.13 for details). The cumulative seismic potency has been calculated taking into account the convergence rate (6.4 cm /yr Angermann et a i, 1999) and the time elapsed since the last mega-earthquake (130 years for simplicity in both 1877 and 1868 seismic gaps). The reasoning assumes, on one hand, tha t the 1877 and 1868 earthquakes released the whole interseismic slip deficit, so that the system was reset to zero and resumed interseismic stress accumulation from tha t moment, on a fully locked interface (i.e. no significant slip has been released aseismically by short or long-term post-seismic deformation after the 1877 and 1868 earthquakes, slow slip events or similar aseismic processes). Based on this end member model, ~ 8.5 m of slip would have accumulated on the subduction interface before the occurrence of the Tocopilla earthquake along the 500 km fault length of the gap (red arrow in Fig. 3.13). Taking into account a fully coupled seismogenic zone of 117 km width (for a seismogenic depth of 50 km), we obtain a cumulative magnitude of Mw 8.7 (~ Mw 8.6 for a partially coupled zone as suggested by Chlieh et al. (2004)). This corresponds to a cumulated seismic potency of 395 km3. The Tocopilla earthquake generated an average slip of 1.2 m on the deeper part of the southernmost 150 km of the seismic gap, releasing only ~ 10 km3 seismic potency. Only ~ 2.5 % of the seismic potency accumulated in the last 130 years has been released during the 2007 earthquake, implying that the seismic gap remains significantly loaded. Therefore, the potential for a Mw 8.7 earthquake in the North Chile seismic gap remains similar than before the 2007 Tocopilla earthquake, with the difference that this earthquake has increased stress on adjacent regions, further north and updip the 2007 rupture area. Although some studies have revealed that great earthquakes have repeatedly rup­ tured this segment in the past {Comte y Pardo, 1991; Vargas et al., 2005), they lack A sperities and barriers on the seism ogenic zone in N orth Chile: S tate of th e art after the 2007 M w 7.7 Tocopilla earthquake inferred by GPS and InSA R data 72 -18° 5 ^ 0.0 Pr/Pc 600 - 20 ° 500 - 22 ° 300 200 -24° 100 -74° -72° -70° - 68° F ig u r a 3 .1 3 : Seismic potency deficit along strike in the North Chile-South Peru subduction zone after the Tocopilla earthquake. Striped area represents interseismic potency cumulated (Pc) since 1877 in the North Chile gap and 1968 in the South Peru gap for a 100% locking of the thrust interface between the Naze a and South American plates during the interseismic period and 6.4 cm /year of convergence rate (Angermann et ah, 1999). Blue area represents the seismic potency released (Pr) during the 2007 Tocopilla main shock, its two Mw > 6 aftershocks on 15th November 2007 and the two post-seismic periods studied (cG PS-postI and cGPS-post2). Black areas represent the seismic potency released during other Mw > 7 earthquakes occurred in the region (see Fig. 1). Note that several Mw > 7 in the region of Antofagasta (Mw 7.5 1987, Mw 7.0 1988, Mw 7.2 1988, Mw 7.1 1998) are included in the Pr estimation, although they are not labeled. In the case of the 1995 Antofagasta, 2001 Arequipa and 2007 Tocopilla earthquakes, the seismic potency released during the postseismic period is also included (20 % of the coseismic moment for the Mw 8.1 Antofagasta earthquake, Chlieh et al. (2004); Pritchard y Simons (2006) 40% of the coseismic moment for the Mw 8.4 Arequipa earthquake, Melbourne et al. (2002); Pritchard (2003); Ruegg et al. (2001); 5% of the coseismic moment for the 2007 Tocopilla earthquake, this work). Question marks indicate that the potency cumulated before the 1995 earthquake is uncertain in this region Coastline (green line) and trench (barbed line) have been superposed as reference. 73 3.8 C onclusions details in estimating the date and magnitude of those events. We can not discriminate whether this region predominantly ruptured in similar great earthquakes of M ~ 8.8, with regular recurrence intervals of ~ l l l ib 33 years {Comte y Pardo, 1991) according to the characteristic earthquake model (Schwartz and Coppersmith, 1984), or whether the interval between great earthquakes is larger because of the occurrence of smaller earthquakes (~ M 7- 8), as it seems to be case in other subduction zones (e.g. Ecua­ dor - Colombia subduction zone, Kanamori y McNally (2002), Sumatran subduction zone, Chlieh et al. (2007)). In the first case, the next earthquake in the North Chile gap should be a great event rupturing the whole segment. In the latter case, series of shallow Mw 8 earthquakes could rupture smaller segments of the current seismic gap in the years - centuries to come, while Tocopilla similar earthquakes, preceding or following the shallow events, could rupture the deep seismogenic zone. This second hypothesis is in better agreement with the Gutenberg-Richter law {Gutenberg y Rich­ ter, 1954), and great earthquakes capable of rupturing the complete seismic gap should occur occasionally, after several occurrences of smaller events. 3.8. C onclusions Our analysis of InSAR and GPS measurements of the 2007 Tocopilla earthquake reveals that the main shock ruptured the deeper part of the seismogenic interface (between 30-50 km depth), with coseismic slip concentrated as two main asperities. The rupture did not propagate up to the trench, suggesting the seismogenic zone can be separated at 30 km depth into two regions with different behavior. The 30 km depth limit could correspond to a change in geometry and/or a change in the frictional properties: the shallower seismogenic zone with potentially bigger asperities (since it has probably broken during the very large Mw 8.8 subduction earthquake in 1877) and a deeper region characterized by a more heterogeneous slip behavior, capable of generating alone (without rupture of the shallower region) smaller earthquakes (of moderate magnitude: 7 ^ c I riI 1 o -o & 1 X! 03 I I ” -S 13 g § I I ê- -§ g o Oh s g O) I g "O o I I g (ü >) I g crj ü i I o3a O) rO O O N Tf ëbJO a 0) a c3 I a & m -2 o3 .S 'B Bcr 03 i o3 .C I 0a 1 W -a M ccil !1 Ü o3 I Ehîs 0 1 03 ü 1 % I g 1 0 Ü 'g 1 I 0) 0) a a gu A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de C hile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 92 datos de los dos meses posteriores a la fecha del terremoto, para eliminar la posible senal postsismica. Después se ha calculado la velocidad promedio, ajustando a cada serie temporal una regresion lineal y autorizando saltos en las fechas en las que se han identihcado estos fenômenos en cada estaciôn. Para esto se ha utilizado la siguiente ecuacion: n y(ti) = a + ^ c j H{Tj ) (4.1) j= i En la que ü représenta el tiempo, h représenta la velocidad intersismica constante de la estaciôn y If es la funciôn escalôn de Heaviside que pasa de 0 a 1 en el momento Tj del j-ésimo salto identihcado (cj) en una serie temporal determinada. Se ha llevado a cabo una segunda estimaciôn, teniendo en cuenta también los efec- tos estacionales annales y semestrales, anadiendo a la expresiôn anterior 4 términos periôdicos: n y{ti) = + cjH{Tj)-\-dsin{2Uti)-\-ecos{2Ilti)-\-fsin{4U.ti)-\-gcos{4Ilti) (4.2) j=i Aqui los coehcientes d, e describen una senal anual y /, ^ describen una senal semestral. Estos términos periôdicos represent an los efectos estacionales no modelizados en el anâlisis de los datos GPS, que pueden ser debidos tanto a fenômenos geoffsicos (redistribuciôn de la masa de superhcie, efectos troposféricos no modelados, expansiôn termal de la roca encajante, ...) como a errores sistemâticos en el anâlisis de los datos {Dong et a i, 2002). El resto de parâmetros son iguales que en la ecuaciôn 4.1. Utilizando estas ecuaciones se obtienen las velocidades de las estaciones GPS en el marco de referencia del ITRF2000. A continuaciôn, se calculan las velocidades relativas a la plaça de Sudamérica, utilizando la velocidad angular de esta plaça segûn el modelo NNR-Nuvel lA de {DeMets et a l, 1994): 25.4°S, 124.6°W, 0.11°/Ma. En la hgura 4.8 se muestra como ejemplo la serie temporal para la estaciôn UAPE, situada en la ciudad de Iquique. En este caso se han hltrado los datos posteriores al terremoto de Tarapacâ (cuya fecha aparece indicada por una Imea azul discontinua en la hgura), que produjo 45 mm de desplazamiento horizontal y 20 mm de desplazamiento vertical en esta estaciôn {Peyrat et a/., 2006). Las velocidades estimadas para cada componente utilizando la ecuaciôn 4.1 y la ecuaciôn 4.2 aparecen indicadas en los 4.2 E stim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 93 G PS grâficos de la figura 4.8 (Vnl, Vel y Vupl en el primer caso y Vn2, Ve2 y Vup2 en el segundo caso) y present an valores muy similares. El error cuadrâtico medio de la diferencia entre observaciôn y modelo también se ha indicado junto a cada velocidad (rmsl y rms2, en mm/ano). Una senal estacional anual es évidente en la serie temporal de la componente vertical. Las series temporales del resto de estaciones con ambos ajustes puede verse en la secciôn Ill.a de los anexos (figuras III. 1 - 111.15). Las dos componentes horizontales present an velocidades muy similares en ambos ajustes, con menos de 1 m m /ano de diferencia en todos los casos. En cambio, la diferencia en la velocidad vertical es mayor y parece claro que hay un término sinusoidal de periodo anual que afecta a la mayoria de las series temporales, por lo que se han escogido las velocidades estimadas teniendo en cuenta este efecto (ecuaciôn 4.2) . La tabla 4.1 muestra las velocidades estimadas para cada estaciôn. La figura 4.9 muestra las velocidades horizontales y verticales en mapa, respecto al polo de Sudamérica. Todas las estaciones de la zona de estudio present an velocidades hacia el NE, con una direcciôn aproximada de 75° respecto al norte, es decir subparalelo a la direcciôn de la convergencia en esta zona. La velocidad horizontal disminuye hacia el este, con valores de ~33 m m /ano en las estaciones mas cercanas a la fosa (80 - 10 km de la fosa) y aproximadamente la mitad de este valor ( 16 mm /ano) en las estaciones mas alejadas (~300 km de la fosa). La diferencia entre las velocidades calculadas con la ecuaciôn 4.1 y con la ecuaciôn 4.2 puede verse en la secciôn III.b de los anexos. A partir de aqui solo se utilizan las velocidades estimadas con la ecuaciôn 4.2, pero para comprobar la influencia de elegir una u otra ecuaciôn para estimar las velocidades en los modelos de acoplamiento final, se repetirân alguna de las inversiones con las velocidades calculadas con la ecuaciôn que no tienen en cuanta los efectos periôdicos annales. 4.2 .1 .3 . A nâlisis critico de las velocidades G P S ■ Algunas series temporales present an interrupciones importantes en la adquisiciôn de datos (ej: FBAQ, QUIL, COLC), lo que puede resultar en una mayor incerti- dumbre en la estimaciôn de la velocidad y lo tendré en cuenta en las inversiones a partir de estos datos. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y GPS 94 UAPE North Vn,=15.94 mm/yr, rmS|=2.47 V02=15.93 mm/yr, rms,=2.40 40 E E -20 -40 2005 2006 2007 2008 2009 2010 20112003 2004 UAPE East -V e 1=22.05 mm/yr, rmS|=3.06 Ve2=22.00 mm/yr, rms,=2.87 25 E E -25 -50 2010 20112003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 30 20 10 E £ 0 -1 0 -2 0 Vup|=3.01 mm/yr, rmS|=6.24 Viip,=3.06 mm/yr. rms2=5.39 UAPE Up 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 F ig u r a 4 .8 : Serie temporal de la estaciôn U APE. La figura muestra la serie temporal de las componentes norte (a), este (b) y vertical (c). La Imeas discontinuas representan la fecha en la que tuvo lugar el terremoto de Tarapacâ (13 de junio de 2005, en azul) y el terremoto de Tocopilla (14 de noviembre de 2007, en rojo). Cada punto violeta représenta una medida diaria de la posicion de la estaciôn G PS, y la Imea vertical del mismo color représenta la barra de error. Se ha superpuesto a cada serie temporal la regresiôn résultante de la ecuaciôn 4.1 (linea negra) y la regresiôn résultante de la ecuaciôn 4.2 (Imea verde). Las velocidades que resultan de cada una de estas regresiones aparecen indicadas en la esquina superior izquierda de cada grâfico, con subindice 1 para las velocidades estim adas con la ecuaciôn 4.1 y subindice 2 para las velocidades estimadas con la ecuaciôn 4.2 4.2 E stim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 95 G PS SIT E Lon Lat Ve (itrf) V n (itrf) Vup (itrf) s Ve s Vn s Vup Ve (soam) V n(soam ) MCLA -70.248 -22.746 25.7 19.3 4.0 3.2 2.4 4.6 28.0 10.3 C T L R -70.097 -21.964 26.1 20.0 4.3 2.2 2.3 4.0 28.5 11.0 VLZL -69.960 -23.120 21.8 18.7 6.1 3.1 2.3 5.5 24.1 9.7 SRGD -69.350 -22.870 15.8 16.9 -0.0 3.1 2.3 5.6 18.2 7.8 PC C L -70.107 -18.458 14.6 16.1 2.3 2.8 2.3 5.0 17.5 7.1 JR G N -70.575 -23.289 28.5 20.9 2.7 3.5 2.6 5.2 30.8 12.0 C JN T -67.761 -23.027 12.6 16.8 3.3 3.1 2.5 4.6 15.0 7.5 CBAA -68.448 -22.746 10.9 16.9 2.9 3.1 2.3 4.6 13.4 7.7 CDLC -69.760 -22.190 23.5 17.2 3.9 2.7 2.4 4.6 25.9 8.2 CRSC -70.080 -20.920 26.0 19.0 4.8 2.7 2.3 4.6 28.6 10.0 CHM Z -69.194 -19.669 16.8 16.2 3.5 2.5 2.6 4.2 19.6 7.1 A TJN -70.137 -19.301 20.1 16.0 4.0 3.3 2.4 4.8 23.0 7.1 P T R E -69.575 -18.195 9.2 17.9 0.4 2.7 2.3 4.9 12.3 8.8 P M E J -70.448 -23.101 28.6 21.2 -3.2 4.5 2.4 6.2 30.9 12.3 UCN F -70.410 -23.680 29.4 18.3 2.7 2.5 2.3 4.3 31.6 9.3 R A D O -68.927 -22.083 12.8 15.2 -2.6 2.3 2.3 4.2 15.3 6.1 U A PE -70.141 -20.243 22.0 15.9 3.1 2.9 2.4 5.4 24.7 6.9 HMBS -69.888 -20.278 13.4 13.6 0.0 4.0 2.5 6.0 16.1 4.5 P IC B -69.335 -20.490 20.3 15.1 3.4 3.9 2.4 7.3 23.0 6.0 PC H A -69.432 -19.869 17.8 15.6 2.7 3.0 2.7 5.5 20.6 6.6 PSG A -70.123 -19.597 19.5 16.3 -0.1 3.1 2.4 4.9 22.2 7.3 MNMI -69.596 -19.131 12.6 17.8 1.4 2.5 2.3 4.5 15.4 8.7 COLC -68.639 -19.276 12.4 16.1 -0.6 2.6 2.2 5.6 15.3 6.9 UTAR -70.297 -18.491 15.6 15.0 3.7 2.5 1.9 7.5 18.6 6.0 M ICA -69.827 -21.715 25.6 17.7 5.6 2.2 2.2 4.1 28.2 8.7 A EDA -70.178 -20.546 24.0 16.9 0.4 2.5 1.7 6.9 26.6 7.9 QUIL -69.550 -21.680 27.3 17.2 1.8 2.1 1.4 5.2 29.8 8.2 FBA Q -69.756 -20.135 20.0 16.5 9.8 2.1 2.0 7.0 22.8 7.4 A R EQ -71.493 -16.465 -1.4 8.1 3.0 3.2 2.7 5.3 1.8 -0.7 UNSA -65.408 -24.727 3.0 12.7 -0.1 7.9 2.8 9.0 5.4 3.2 Tabla 4.1: Velocidades estimadas a partir de las series temporales de cada estaciôn GPS utilizando la ecuaciôn 4.2. La columna 1 corresponde al nombre de la estaciôn, las columnas 2 y 3 corresponden a su longitud y latitud (en grados décimales), las columnas 4, 5 y 6 corresponden a las velocidades respecto al ITRF 2000, las columnas 7, 8 y 9 corresponden a los errores cuadrâticos medios asociados a estas velocidades y las columnas 10 y 11 corres­ ponden a las velocidades respecto al polo de Sudamérica (SOAM) Todas las velocidades y sus errores asociados estân en mm/ano. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 96 '̂ '̂^Arequipa ̂A requi PCHA FBAQ HMBS i A n ca UT A rica UT Iqu ique uapeS I , A E D A l l PICB Iquique UAP AEDA MICA ioUILMl CTL o cop illa ÎJ U U I L .RADO CDLC \ A CTL T ocop illa j MCLA M ejillones ^RGN A nto fagasta UCNF CBAAM d illo n e s JRG A nto fagasta CJNT /VLZL VLZL UCNF (Vt) . - 22 ° -2 4 -68 -70° - 68 ° Figura 4.9: Velocidades horizontales y verticales estimadas a partir de las series temporales de cada estaciôn GPS utilizando la ecuacion 4.2. En la figura (a) se han representado ambas velocidades con la misma escala (en rojo la horizontal y en azul la vertical, ver leyenda en la parte inferior de la figura). En la figura (b) se han representado ùnicamente las velocidades verticales con una escala mayor. Solo se representan las elipses de error de la velocidad horizontal por razon de claridad (ver los errores asociados a las velocidades verticales en la tabla 4.1). El vector vertical de la estaciôn UCNF se ha subrayado en negro para distinguirlo del vector de la estaciôn PMEJ. Se han representado très estaciones con numéros debido a la falta de espacio, ver los nombres que corresponden a estas estaciones en la leyenda de la esquina superior derecha de la figura (b). 4.2 E stim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 97 G P S El error de la velocidad vertical en todas las estaciones es siempre superior al error de las componentes horizontales. Esto unido al hecho de que esta velocidad es considerablemente inferior a la horizontal, hace que esta medida tenga una incertidumbre importante, lo que también sera tenido en cuenta cuando se realicen los modelos. En este anâlisis de las velocidades promedio se ha asumido que la velocidad es- tim ada corresponde a la velocidad a largo plazo de la estaciôn, y que cualquier fenômeno transitorio que pueda afectar a las estaciones no modihca de forma significativa la velocidad de primer orden de la estaciôn. Con el objetivo de com­ probar si se observan residues relacionados con algun fenômeno transitorio (p.ej. los fenômenos de deslizamiento lento en el piano de subducciôn que se han ob- servado en varias zonas de subducciôn, como Japôn, Cascadia, Mexico, Alaska o Nueva Zelanda, Douglas et al., 2005; Dragert et al., 2001; Freymueller et al., 2002; Heki et al, 1997; Lowry et a i, 2001) se han substraido las velocidades promedio, los saltos y los efectos estacionales de las series temporales. En general, las series temporales residuales (o “detrended” ) no muestran ninguna estructura interna clara (que sobresalga del ruido) y no se observan variaciones sistemâticas en las velocidades que se puedan relacionan con estos fenômenos de deslizamieno lento. En algunas estaciones si parece observarse una variaciôn de la velocidad antes y después del terremoto de Tocopilla, sobre todo en la componente este: ver por ejemplo las series detrended correspondientes a las estaciones JRGN, PM EJ y CBAA en las figuras 4.10, 4.11 y 4.12, en las que la componente este présenta lo que podria ser una aceleracion antes del terremoto y una deceleraciôn después, es decir, un deslizamiento transitorio asociado al terremoto de Tocopilla. Sin em­ bargo, la detecciôn de estas senales transitorias tan sutiles requiere de un anâlisis mas detallado que el llevado a cabo en esta tesis (y quizâ también un procesado mâs adaptado a esta problemâtica), lo que estâ mas allâ del objetivo que se per- sigue aqui de obtener una velocidad intersismica promedio. Estudios posteriores confirmarân la existencia o no de estas senales transitorias. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 98 -1 0 - 0 - -1 0 - JRGN North (detrended) I I t I l'I 1 I TTI I I I r i M r 1 M-M f L " ‘ 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 JRGN East (detrended) -1 0 - 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 JRGN Up (detrended) 2003 2004 2005 2006 2007 2008 2009 2010 2011 Figura 4.10: Serie temporal de la estaciôn JRGN residual (después de substraer a las series originales las velocidades promedio, los saltos y los efectos estacionales). Las compo­ nentes este y vertical parecen presentar una variaciôn en la velocidad antes y después del terremoto de Tocopilla (representado por la linea discontinua roja). 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 99 G PS PMEJ North (detrended) 2003 2004 2005 2006 2007 2008 PMEJ East (detrended) 2009 2010 2011 10 0 - - 1 0 - 2003 2004 2005 2006 2007 2008 PMEJ Up (detrended) —10 - 2009 2010 2011 • 5. C CL • § to s - 4 % g - S § o II p CL P O CL ê- I r ; g ■ § o. s L C. p p p p € o I g- s- > p I % pp P3 P & & O% i. I p co I to i I! I p O' p o H.. %- p I i o i î i o o f 3 I. § ' CL O P ' CL 05 î O) oq 3 O 05 to sen 3- E 'C p o I î l o B ' cc p " p I p CL CD CO 05 Latitud I ^ " I p ' p 0 a 1 Orq C M P O og ' o t l ~ p B ' CL CD § ' O v; g o p, H 'M" 3 3o S g: ►P p CD O ' P I CL O I I I § § < % § - co 05 M p I CD p P P P5 B p o % p p - % o B - CD I to Oo p ^ I i' g g CD p r | i p G 3cr t p 3cr S ' " p § • CL O § P5 P5 crq oq B B P P M P w ^ ^ ^ 2 . CL M CD O "P O ) ^ ' B I 3 - K ^ p B 5- ; p̂ o s a. œ 05 0309221 ro 03J201 10402091 10405241 10409061 Ul 10508221 0509261 d i ^602131 060320 10607031 1060807! 1070129] ,̂ 7Ü4Ü̂ 10707231----- -1070827 3p7Î2T0l ^80^81 - 10806021 10710011 0804281 080707] [Ô8081 11 10810201 1081124^ 1081229o 10903091 N) 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 103 G PS Arica Iquique Tocopilla Mejillones / \ntofagasta Figura 4.14: Deformacion de la superficie debida a los dos terremotos de magnitud superior a 7 que han tenido lugar en la zona de estudio. La deformacion asociada al terremoto de Tarapacâ de Mw 7.7 que tuvo lugar en 2005 es visible en la zona norte de la figura (entre -21.5 y -18.5° latitud) y la deformacion asociada al terremoto de Tocopilla de Mw 7.7 que tuvo lugar en 2007 es visible en la zona sur de la figura (entre -21.5 y -23.75° latitud). La figura se ha hecho a partir de dos interferogramas diferentes: un interferograma que cubre el cosfsmico del terremoto de Tarapacâ, con fechas de adquisiciôn 24 de Mayo de 2004 y 26 de Septiembre de 2005 y un interferograma que cubre el cosfsmico del terremoto de Tocopilla, con fechas de adquisiciôn 5 de Noviembre de 2007 y 10 de Diciembre de 2007. La paleta cfclica (una franja de color cada 2.8 cm) indica desplazamiento del terreno en la Ifnea satélite - suelo (LOS). A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de C hile - Sur de Peru a partir de datos In SA R y G PS 104 ■ Combinaciones que no contenga los terremotos de Tarapacâ (2005) y Tocopilla (2007) comentados anteriormente. Para cumplir la ultima condiciôn, es necesario estudiar las zonas afectadas por cada terremoto por separado. La extension en latitud de estas zonas se ha senalado con una Imea azul (zona norte o zona deformada por el terremoto de Tarapacâ) y con una linea roja (zona sur o zona deformada por el terremoto de Tocopilla) en la figura 4.13 (b). En la figura 4.15 se muestra el grâfico de combinaciones realizadas para estudiar la zona sur y la zona norte segûn los criterios anteriores. 4 .2 .2 .2 . C onstrucciôn de interferogram as y anâlisis critico del conjunto de datos Las combinaciones de imâgenes SAR representadas mediante una linea negra en los grâficos de la figura 4.15 se han realizado con el programa ROIJPAC [Rosen et al, 2004). Cada interferograma contiene la diferencia de fase entre las dos imâgenes SAR de partida y se ha calculado siguiendo la técnica de “doble paso” {Massonnet y Feigl, 1998). Durante el procesado se han utilizado las ôrbitas précisas DORIS (proporcionadas por la Agencia Espacial Europea) y un modelo digital del terreno de 90 m de resoluciôn {Farr y Kobrick, 2000). La linea base no se ha re-estimado durante la formacion de los interferogramas porque puede estar correlacionada con la deformacion de gran longitud de onda, y se estimarâ posteriormente con ayuda de los datos GPS. La coherencia es en general bastante buena gracias a la aridez de la region, excepto en las zonas de topografia mas escarpada (en la cordillera de los Andes y en el Escarpe Costero) donde no se ha podido recuperar la senal en algunos interferogramas. Los interferogramas con la fase desenrollada y transformada en cm se muestran en las figuras 4.16 y 4.17 para la zona sur y en la figura 4.18 para la zona norte. La diferencia de fase de un interferograma puede contener no solo una deformacion tectônica de la superficie terrestre producida entre la fecha de adquisiciôn de las dos imâgenes, sino también otras contribuciones como errores orbitales residuales, retrasos de la onda al atravesar la atmôsfera y ruido aleatorio de distintos origenes {Massonnet y Feigl, 1998, ver apartado 2.1.3.1). Normalmente nos encontramos con una combinaciôn de todas estas contribuciones, y cuando la senal que se intenta medir es débil y de gran longitud de onda, como la deformaciôn intersismica que se estudia en este capitulo, es 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 105 G PS 900 zona 060320 060213 031027 070827 09072080114 030922 070723 ♦ 071001 070305^ 070 090831 81020080211 070409 90309 080707 040906 071210 081124 040524 050926 040315 5103105071 040419 060807 060703 200820062003 2004 2010 600 300 -300 -600 -900 zona Norte ^031027 _030922 O031201 O040906 _040209 O ♦040524 040315 _040419 05071 .060320 .060213 070827 070723 ♦ 071001 070305 * —^7110 080114------- 090727 080428^ 09Ô831 -J0602 0081229 ♦080218 0081020 ^ 0 8 0 7 oT^°^°^°^ ^081124 .050926 8\W51031 0607034̂ 060807 2003 2004 2005 2006 2007 Tiempo (anos) 2008 2009 2010 F ig u r a 4 .1 5 : Grâfico de las combinaciones de la zona sur (a) y norte (b). Se han proyectado todas las imâgenes disponibles del track 96 segün su Imea base relativa y su fecha de adquisiciôn. Para la zona sur (a) solo se ha tenido en cuenta las imâgenes que cubren en latitud, como mmimo, la zona de deformacion del terremoto de Tocopilla (entre latitudes -23.75 y -21.5) y para la zona norte (b) solo se han considerado las imâgenes que cubren en latitud la zona de deformaciôn del terremoto de Tarapacâ (entre latitudes -21.5 y -19.5). Las imâgenes representadas con un rombo negro representan las imâgenes que cumplen este requisite en cada zona y las imâgenes representadas con un rombo blanco no cumplen este requisite. Las dos Imeas verticales representan la fecha en la que tuvieron lugar el terremoto de Tarapacâ (linea azul) y el terremoto de Tocopilla (linea roja). Las lineas negras entre pares de imâgenes representan los interferogramas realizados. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 106 031027-0708271 031201-070129030922-071 \ @ - 20 ° : y 040209-070409! 040419-060703n040315-051031 F ig u r a 4 .1 6 : Interferogramas que se utilizan para estimar la velocidad intersismica media en la zona sur (continua en la figura 4.17). La escala de color indica como se ha movido la superficie en la Imea suelo - satélite (flécha amarilla en la figura a). Los desplazamientos positivos indican acercamiento hacia el satélite y los negativos indican alejamiento. Los interferogramas (d) y (g) que cubren la zona norte contiene la senal cosismica del terremoto de Tarapacâ de junio de 2005, que se superpone a la deformaciôn intersismica, por lo que no se utilizarâ esa zona de los interferogramas para estimar las velocidades intersismicas. Los rectângulos en Imea discontinua roja indican la extensiôn mâxima de la zona que se utilizarâ para estimar la velocidad promedio en la regiôn sur. Las fechas de las dos imâgenes utilizadas para construir cada interferograma se muestran en la parte inferior de cada imagen (en forma aammdd). 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 107 G PS \ 050718-0608071; rt"ia|071210-081229!^0 4 0 5 2 4 -0 5 0 9 2 6 080428-090831080218-090309080114-090727 F ig u r a 4 .1 7 : Interferogramas que se utilizan para estimar la velocidad intersismica media en la zona sur (continuaciôn de la figura 4.16). A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y GPS 108 0 75 150 \ 1050822-080811 [060213-0907271050718-060807 1070305-090831070129-090309 070409-080707 Figura 4.18: Interferogramas que se utilizan para estimar la velocidad intersismica media en la zona norte. La zona sur contiene en todos los interferogramas excepto en el (a), la deformacion cosismica del terremoto de Tocopilla, que se observa como un lobulo en la zona de la costa que se acerca al satélite y un modulo en el interior que se aleja del satélite. Esta deformacion cosismica se superpone a la deformacion intersismica ocultândola por completo, por lo que no se utilizarâ esa zona de los interferogramas para estimar las velocidades intersismicas. Los rectângulos en Imea discontinua azul indican la extension mâxima de la zona que se utilizarâ para estimar la velocidad promedio en la region norte. El recuadro negro de la figura (a) senala la region mostrada en la figura 4.19 4.2 E stim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 109 G PS fundamental aislar la senal de deformacion del resto de contribuciones, que normalmente son mayores que la senal tectonica y pueden ocultarla por complète. C orrelacion entre deform acion, topograffa y ôrbitas, estrategias utiliza- das para extraer la senal intersfsm ica de los interferogram as Uno de los problemas fundam entals que dificulta la deteccion de la deformacion en nuestros interferogramas es la presencia de errores atmosféricos que enmascaran la senal tectonica. Estos errores son causados por retrasos en la propagaciôn de la onda al atravesar la troposfera {Hanssen, 2001) y se observan en los interferogramas como: ■ patrones que varian aleatoriamente en tiempo y espacio, como por ejemplo las ondas alargadas en direcciôn N-S que se muestran en la figura 4.19. Estas senales se deben a condiciones atmosféricas turbulent as en la troposfera (ver por ejemplo Hanssen et al. (1999)). ■ senales correlacionadas con la topograffa, que son debidos a variaciones tempo­ rales de la estratificaciôn vertical de la troposfera {Doin et ai, 2009; Hanssen, 2001) y que se conocen como efectos tropostâticos. Ejemplos de estas senales pueden verse en la figura 4.20, que son muy importantes debido probablemente al fuerte desnivel topogrâfico que présenta la zona de estudio, con altitudes que varfan desde el nivel del mar hasta 5000 km. La similitud de la deformacion con la topograffa que hemos discutido al principio dificulta ademàs la correcciôn de este efecto. El otro problema importante que encontramos para detectar la deformacion tectoni­ ca en los interferogramas son los errores orbitales, causados por la incertidumbre de los parâmetros de las ôrbitas de los satélites utilizados durante el procesado de los inter­ ferogramas. Estos errores orbitales se present an como una rampa lineal o cuadrâtica {Zebker et al., 1994) y pueden asemejarse a un gradiente de desplazamiento. Para tener una idea de la relaciôn que puede tener la deformacion tectonica durante el perfodo intersfsmico y la topograffa, se ban representando dos de los modelos de acoplamiento intersfsmico propuestos en la zona de estudio (ver apartado 4.1.3): en las figuras 4.21 y 4.22 se muestra el acoplamiento sobre el piano de subducciôn (a), la deformacion en la Ifnea suelo - satélite que predice cada modelo en la zona cubierta por los datos InSAR utilizados aquf (b), el modelo digital del terreno representado con Acoplam iento intersfsm ico en la laguna sfsmica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y GPS 110 « - -1 8 .5 ° -2 .8 1 0. 2.81 cm LOS F ig u r a 4 .1 9 : Ejemplo de senal atmosférica turbulenta. Las formas de onda alargadas en direc- cion N-S son causadas probablemente por variaciones latérales en la componente hümeda de la atmosfera {Hanssen et a i , 1999). Esta zona corresponde al ârea delimitada por el recuadro negro en la figura 4.18 (a). Se ha utilizado una paleta cfclica. la misma paleta de color que la deformacion (c) y cuatro perfiles perpendiculares a la fosa en los que se ha representado la topograffa en gris y la deformacion en puntos rojo (d). Ademàs, también se ha representado en los perfiles la topograffa invertida (puntos ver des), lo que permite ver de forma mas clara su correlacion con la deformacion. Como muestra esta figura, en algunas zonas la deformacion que predicen los modelos esta clarameute relacionada con la topograffa de gran longitud de onda (por ejemplo en los perfiles B, C y D). Teniendo en cuenta los errores que afectan a los interferogramas anteriormente des- critos y la posible correlacion de la seùal de deformacion con la topograffa, el câlculo de un mapa de velocidades promedio o stack a partir de la suma de multiples interfero­ gramas independientes puede ser una buena solucion que permite aumentar la relaciôn senal/ruido y que reduce los efectos debidos a los retrasos troposféricos (p.ej Gourmelen y Amelung, 2005; Peltzer et al., 2001; Wright et al., 2001). El ruido disminuye segùn \ /N , donde N es el numéro de interferogramas en el stack (Zebker et al., 1997), por lo que hace falta promediar un numéro elevado de interferogramas independientes para reducir de forma eficiente el ruido. Ademàs, la reducciôn del ruido se obtiene solo si los errores en varios interferogramas no estàn correlacionados (Puysségur et al., 2007). Como en nuestro caso el numéro de interferogramas es limitado (12 interferogramas en la zona sur y 6 interferogramas en la zona norte) y el nivel de ruido es importante, se 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 111 GPS S-70" 0 50100 22 " cm LOS 400100 200 300 I -10 / J B ✓ B' Figura 4.20: Ejemplo de senal atmosférica correlacionada con la topograffa. La figura (a) mues­ tra un interferograma del track 96 (fechas 22 /08 /2005 y 12/02/2006) y en la figura (b) se muestra la topograffa correspondiente al interferograma. La senal del interferograma esta claramente rela­ cionada con la topograffa, especialmente en la zona norte y centro, donde la topograffa (srtmOO) es mas marcada. También se puede ver esta correlacion en los perfiles A -A ’ y B -B ’, en los que la topograffa aparece en color gris y la fase en color rojo. A coplam iento intersfsm ico en la laguna sfsmica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 112 A re q u ip ^ . %A requipa A rica * Iquique Iquique B Tocopilla B. /• Tocopilla M ejillones A ntofagasta M ejillones Antofagasta distancia (km) 100 200 300 400--20t &10 distancia (km) 200 300 400 6 1 10 F ig u r a 4 .2 1 : Comparacion entre la topograffa y la deformacion de la superficie que predice el modelo A {Chlieh et a i , 2004). (a) Distribucion de acoplamiento segiin el modelo A (b) Deforma­ cion LOS de la superficie en un afio segiin la distribucion de acoplamiento del modelo. La figura (c) muestra la topograffa correspondiente a la misma zona, (d) Perfiles perpendiculares a la fosa en los que se muestra en gris la topograffa, en rojo la deformacion y en verde la topograffa invertida. La pendiente este de la zona de deformacion (relacionada con la posicion de la terminacion de la zona acoplada en profundidad) aparece aproximadamente en la misma zona en la que se localiza la mayor pendiente topogrâfica (y por tanto donde las sefiales atmosféricas correlacionadas con la topograffa tienden a ser mas im portantes). 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 113 G PS Arequipa 50100 A ncaA rica IquiqueIquique T ocopilla I Tocopilla M ejillones n A ntofagasta M e ji l lo n e s g * * p | \n to fag as ta --20 E & 10 9 . --20 £10 O distancia (km) 100 200 300 400 •• B B- 6 2 0 2 - ' ° : D D’ 0 0 6 2 0 4 ^ 1 1 0 2 0 0 / . C C distancia (km) 100 200 300 400 6 \ 2 ■ 0 6 4 2 • 0 F ig u r a 4 .2 2 : Comparacion entre la topograffa y la deformacion de la superficie que predice el modelo B {Bevis et a i , 2001). Ver texto de la figura 4.21 para mas detalles. A coplam iento intersfsm ico en la laguna sfsm ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 114 ha optado por llevar a cabo una correcciôn de la contribuciôn atmosférica y orbital de cada interferograma antes sumarlos todos, con el fin de mejorar de forma significativa la relaciôn senal/ruido del interferograma promedio final {Cavalié et a/., 2008). En el apartado siguiente se explica el enfoque utilizado para eliminar todas esas contribucio­ nes, que como hemos visto son especialmente problemâticas porque estàn relacionadas entre ellas y a su vez con la deformaciôn. 4.2 .2 .3 . C orrecciones de los interferogram as La estrategia seguida para corregir la contribuciôn atmosférica y orbital présente en los interferogramas es la siguiente: ■ Para eliminar el efecto producido por el retraso relacionado con la estratificaciôn de la troposfera, se estima la relaciôn entre la diferencia de fase y la topograffa de forma empfrica (ver por ejemplo Cavalié et al. (2007)). Para cada interferograma, se estima esta relaciôn fase - topograffa, se créa un modelo a partir de ella y se substrae del interferograma. ■ El retraso debido a los fenômenos turbulentos genera una senal que puede consi- derarse aleatoria en el espacio y en el tiempo y que puede reducirse al sumar los interferogramas posteriormente {Doin et ah, 2009; Peltzer et a/., 2001; Zebker et al, 1997), por tanto no se hace ninguna correcciôn especifica en los interferogra­ mas individuales. ■ Para eliminar la contribuciôn orbital, partiendo del interferograma que résulta de la correcciôn del retraso troposférico se considéra la hipôtesis de que las veloci­ dades InSAR y GPS deberfan ser iguales en promedio y que su diferencia puede explicarse por una rampa, que serra de origen orbital (aunque también puede contener efectos atmosféricos no corregidos en la fase anterior). Se estima esta rampa y se substrae del interferograma. Como se explica en detalle a continuaciôn, los anâlisis realizados han llevado a concluir que aplicar las dos correcciones (atmosférica y orbital) dos veces consecutivas mejora el resultado final. En la figura figura 4.23 se muestran de forma esquemâtica las correcciones aplicadas a cada interferograma. Asf se obtienen los interferogramas 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 115 G PS corregidos de las dos contribuciones, que se pueden utilizar para construir el interfero­ grama promedio o stack. Para verificar que los interferogramas estàn bien corregidos y que no persiste un nivel de ruido importante después de las correcciones, se analizan los interferogramas antes de incorporarlos al mapa promedio final. A continuaciôn se explican en detalle las correcciones realizadas. Correcciôn Correcciôn Correcciôn Correcciôn atmos. 1 rampa 1 atmos. 2 rampa 2 [Interferograma 0 ^original) Interferograma 4Interferograma 2 Interferograma 3Interferograma 1 F ig u r a 4 .2 3 : Diagrama de flujo que muestra de forma esquemâtica las 4 correcciones conse­ cutivas (2 correcciones atmosféricas y 2 correcciones de la rampa orbital) que se aplican a cada interferograma original (interferograma 0) para obtener el interferograma final corregido (interfe­ rograma 4). Correcciôn empfrica del retraso tropostâtico Para llevar a cabo la correcciôn atmosférica, se estima la correlaciôn entre la fase y la topograffa en pequerias ventanas (10 km x 10 km) a lo largo de todo el interferograma, con el fin de eliminar unicamente la parte de la senal correlacionada con la topograffa de pequena longitud de onda, que no tienen relaciôn con la deformaciôn tectonica de gran longitud de onda que intentâmes medir. En cada ventana de correlaciôn se calcula una regresiôn lineal entre la fase y la topograffa, pero solo en los casos en los que la diferencia de altitud en la ventana es de al menos 100 m (ya que si no hay diferencia de altitud no hay cambio de fase asociada a ella). Al final de este anàlisis se obtiene, en cada pequefia ventana, un valor de pendiente de la regresiôn fase/elevaciôn (en radianes/km). En las figuras 4.24 (a) y 4.25 (a) se muestran dos ejemplo de las pendientes fa­ se/elevaciôn estimadas en dos interferogramas antes de llevar a cabo la correcciôn, representadas con una paleta de color para tener una idea de la variabilidad de estas pendientes y su relaciôn con la topograffa de la zona (ver las pendientes estimadas en todos los interferogramas en el anexo III.c). Como se muestra en estas figuras, las pen­ dientes alcanzan localmente valores bastante elevados (tengase en cuenta que 10 rad / km son unos 45 mm/km en la Ifnea de vista suelo - satélite) y cambian de signo a lo A coplam iento intersfsm ico en la laguna sfsm ica del N orte de C hile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 116 largo del interferograma, por lo que utilizar un valor promedio de pendiente para co­ rregir todo el interferograma puede dejar importantes pendientes residuales. Por tanto, decidimos probar varias posibilidades para hacer un modelo de variaciôn de pendientes: ■ Modelo A. Es el modelo mas simple, que consiste en utilizar una ùnica pendiente en todo el interferograma (k) que corresponde al valor medio de las pendientes estimadas en las pequerias ventanas (ver por ejemplo Cavalié et al. (2007)). ■ Modelo B. En este caso las pendientes varfan con la altitud (z) segùn un polinomio de grado 2: K{z) = a b z c z " ^ (4.3) ■ Modelo C. En este modelo las pendientes varfan con la altitud (z) segùn un polinomio de grado 3: K{z) = a b z + cz^ + dz^ (4.4) ■ Modelo D. Es el modelo mas complejo, las pendientes varfan en funciôn de la longitud y la latitud (x e y) segùn un polinomio de grado 3: K{x , y ) = a-\-by + cy^ -t- dy^ + ex + f x y -f gxy^ -f hx^ jx ^y -f Ix^ (4.5) Para cada uno de estos casos, se ha realizado la correcciôn del interferograma crean- do un interferograma sintético a partir de esa correlaciôn (integrando los polinomios) y restândolo posteriormente al interferograma original. En las figuras 4.24(b) y 4.25(b) pueden verse dos ejemplos del resultado de esta correcciôn, uno para la zona sur y otro para la zona norte. Es im portante destacar que para la correcciôn atmosférica se ha elegido hacer una estimaciôn empfrica de la relaciôn fase - topograffa, pero existen otras posibilidades interesantes como la utilizaciôn de modelos atmosféricos globales, como ERA-40 y ERA- interim, que parecen dar buenos resultados para corregir el retraso de la troposfera estratificada en los interferogramas {Doin et al., 2009). Otro método que puede aplicarse es la correcciôn de los interferogramas mediante retrasos troposféricos cenitales medidos 4.2 E stim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 117 G PS con la red GPS de la zona {Onn y Zebker, 2006). La utilizaciôn de estos correcciones a partir de datos independientes serviria ademàs como criterio de validaciôn del método que hemos utilizado, por lo que planeamos aplicarlas en el future. C orrecciôn de la ram pa residual de los interferogram as gracias a los des- plazam ientos G PS (3D ) La estimaciôn y correcciôn de una rampa respecte a las velocidades GPS se 11e- va a cabo en los interferogramas corregidos de la contribuciôn atmosférica. Como se explicô en la secciôn 4.2.2.2, los interferogramas contienen una senal ligada a errores orbitales en las imàgenes SAR que aparecen en la imagen como una rampa (piano inclinado). La forma mas comun de eliminar este errer orbital es ocultar la zona de deformaciôn y ajustar una rampa lineal o cuadrâtica a la senal del campe lejano (res­ pecte a la deformaciôn), asumiendo por tanto que en este campe lejano lo que queda es fundamentalmente senal orbital. Pero aquf no se puede hacer este supuesto porque en la zona que cubren los interferogramas no se alcanza el campe lejano (sin deformaciôn), sine que la deformaciôn intersfsmica està présenté en todo el interferograma. Ademàs, esta rampa està probablemente ligada a la deformaciôn, porque es subparalela a la fosa, asf que existe el riesgo de eliminar parte de la deformaciôn al retirar la rampa. Para estimar la ram pa se ha procedido igual que en el estudio del terremoto de Tocopilla del capftulo anterior: primero se han comparado los GPS que estàn dentro de la zona norte y la zona sur de estudio con los datos InSAR que corresponden a los mismos puntos (o que estàn a menos de 15 km de ellos). Para ello se han proyectado los vectores GPS en la direcciôn dehnida por la Ifnea suelo - satélite y se ha calculado la rampa que explica la diferencia con los puntos InSAR. En el caso del stack del sur, se han utilizado en total 10 puntos comunes InSAR - GPS para calcular la diferencia (rombos en la figura 4.24). Très de los 10 puntos utilizados, estàn fuera del track pero a una distancia inferior a 15 km en longitud, por lo que se ha asumido que la deformaciôn podrfa considerarse igual a la del punto mas prôximo en longitud. En el caso de la zona norte, solo se han utili­ zado los 4 puntos GPS que cumplfan la condiciôn de estar dentro del track o a menos de 15 km de punto InSAR mas cercano (rombos en la figura 4.25). Se ha aproximado la diferencia InSAR - GPS mediante una rampa plana, aunque para bandas de datos SAR de mas de 200 km de longitud paralela al track puede ser mas correcte utilizar una ram pa ligeramente curvada {Biggs et al, 2007; Hanssen, 2001). En la figura 4.26 A coplam iento intersism ico en la laguna sfsmica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 118 P endientes (orig) Pendientes (corr) A re q u ip a ? rms=0.93 rad/km A ric a A n c a 5 0 1 0 0 Iq u iq u e Iq u iq u e T o c o p il la T o c o p il la M e ji l lo n e s L A n to fa g a s ta rad/km ■ rad/km M e ji l lo n e s A n to fa g a s ta T3 10 1 2 altitud (km) 2 3 altitud (km) F ig u r a 4 .2 4 : (a) Mapa de pendientes de la regresiôn fase - altitud estim ada en cada ventana de correlaciôn, para el interferograma 040419-060703. (b) El mapa de pendientes del mismo inter­ ferograma, calculado después de corregirlo de la relaciôn fase - altitud y de una rampa respecto a las 10 velocidades GPS. La posiciôn de estas 10 estaciones GPS se ha marcado con un rombo negro en ambos mapas. Cada uno de los puntos de color del mapa représenta la pendiente de una regresiôn lineal ajustada a la relaciôn fase - topograffa en una ventana de 10 km por 10 km centrada en el punto. El rms de las pendientes se ha indicado en cada mapa. Se ha superpuesto las curvas de nivel de la topograffa con un intervalo de 1000 m como referenda. Una parte importante de la disminuciôn de las pendientes de (b) respecto a (a) se debe a que la seùal en el caso del interferograma corregido ha sido dividida por el intervalo temporal que cubre el interferograma (2.2 anos) para obtener velocidades y poder compararlo con las velocidades GPS. (c) y (d) son gràficos de la pendiente frente a la altitud. Los puntos negros representan las pendientes medidas en el interferogramas original (a) y en el interferograma corregido (b) y los puntos rojos represen­ tan el modelo que se ha utilizado para corregir la relaciôn, en este caso una funciôn polinômica de grado 3. N ôtese que la paleta de color de la figura (b) y el eje de ordenadas de la figura (d) se han adaptado para mejorar la visualizaciôn. El resultado obtenido después de llevar a cabo la correcciôn (b y d) sugiere que el m étodo utilizado corrige de forma eficaz el efecto tropostâtico. 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 119 G PS Pendientes (orig) Pendientes (corr) Arequipa ?. ̂ |^rns=0.66r^/krnArequipa? rms=9.37 rad/km A n ca Arica 50100 Iquique Iquique T ocopilla T ocopilla l M ejillones L Antofagasta l M ejillones L Antofagasta rad/kmrad/km (D-10 C l 2 3 4 5 6 altitud (km) altitud (km) F ig u r a 4 .2 5 : (a) Mapa de pendientes de la regresiôn fase - altitud estim ada en cada ventana de correlacion, para el interferograma 060213-090727 (intervalo temporal de 3.5 anos). (b) El m apa de pendientes del mismo interferograma, calculado después de corregirlo de la relaciôn fase - altitud y de una rampa respecto a las 4 velocidades GPS. La posiciôn de estas 4 estaciones G PS se ha marcado con un rombo negro en ambos mapas. Para mas detalles ver texto de la figura 4.24 A coplam iento intersism ico en la laguna sfsmica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 120 pueden verse dos ejemplos de rampas estimadas en dos interferogramas. En la figura 4.27 se muestran las distancias entre el valor de los puntos GPS de referenda y los puntos en el interferograma antes y después de corregir la rampa, para los dos ejemplos de la figura anterior. 040209 070409 070305_090831 A n ca A nca Iquique Iquique T ocopilla Tocopill M ejillones M ejillones L AntofagastaAntofagasta 1 1 ■■ m m r n 1 a l mm/yr LOS Ja 1 0 1 0 2 0 3 0 4 0 b 1 -60 -40 -20 I m m /yr LO S Figura 4.26: Ejemplo de rampas estimadas en un interferograma de la zona sur (a) y un interferograma de la zona norte (b). Los rombos representan las estaciones GPS que se han utilizado como referencia para estimar la rampa (10 estaciones en la zona sur y 4 estaciones en la zona norte). Es importante tener en cuenta que la estrategia empleada para corregir los inter­ ferogramas significa que las velocidades intersimicas obtenidas a partir de los datos InSAR son dependientes de las velocidades GPS. Lo ideal serfa poder obtener las ve­ locidades intersismicas InSAR de forma independiente a las velocidades GPS, lo que permitiria ver si ambos conjuntos de datos son coherentes, o si alguno de ellos tiene un 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 121 G PS - insar + gps ref (LOS) rms=21.3 mm/yr longitud 40 ^ 20 -20 rms=2.0 mm/yr -71 -70 -69 -67-68 îE O 60 40 20 J o insar + gps ref (LOS) O ++ + C + rms=36.9 mm/yr -70 -70 -69 -68 longitud -67 rms=0.4 mm/yr -69 -68 -67 longitude longitude Figura 4.27: Distancias InSAR - GPS en la Imea de vista suelo - satélite (LOS). Los gràficos (a) y (b) corresponden a las distancias InSAR - GPS en el interferograma 040209-070409 de la zona sur, antes (a) y después (b) de corregir la rampa orbital. Los gràficos (c) y (d) corresponden a las distancias InSAR - GPS en el interferograma 070305-090831 de la zona norte, antes (c) y después (d) de corregir la rampa orbital. En la parte de abajo de cada grâfico se muestra el rms de las distancias InSAR - GPS, que se reduce notablemente después de la correccion de la rampa. A coplam iento intersfsm ico en la laguna sfsm ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 122 problema. Como en este caso no ha sido posible, debido a la correlaciôn entre la rampa orbital, la deformaciôn y los efectos atmosféricos (y su extensiôn a lo largo de todo el interferograma), tendremos en cuenta esto durante la discusiôn e interpretaciôn de los resultados, pues si el GPS se ve afectado por algùn problema, este se propagarâ a los datos InSAR. Selecciôn del m odelo tropostâtico y del num éro de correcciones Para seleccionar el modelo que mejor corrige la contribuciôn tropostâtica en los interferogramas, se ha corregido cada interferograma con cada uno de estos modelos (A,B,C y D) y seguidamente se ha aplicado la correcciôn de la rampa orbital. A conti­ nuaciôn se han aplicado estas dos correcciones de nuevo (ver diagrama de la figura 4.23). Esta segunda correcciôn permite comprobar si la correlaciôn fase-topograffa mejora des­ pués de retirar la primera rampa o no, porque, como se ha mostrado anteriormente, la topograffa y la rampa orbital pueden estar correlacionadas, y al eliminar una puede aumentar la otra. Para cuantificar que modelo corrige mejor cada interferograma, se han analizado las pendientes residuales en los interferogramas que se obtienen al aplicar las dos co­ rrecciones. En la figura 4.28 se muestran de forma esquemâtica los pasos seguidos para realizar el anâlisis complete en un determinado interferograma. Al final se compara el error cuadrâtico medio (rms) de las pendientes residuales de cada una de las versiones corregidas que se obtiene para ese interferograma. La comparaciôn de los resultados obtenidos indica: ■ que el resultado final mejora (es decir, los interferogramas finales presentan me- nores pendientes residuales) si se aplica dos veces la correcciôn. Como puede verse en la tabla 4.2 (rms para los interferogramas de la zona sur) y en la tabla 4.3 (rms para los interferogramas de la zona norte), los interferogramas corregidos después de la segunda correcciôn tienen valores inferiores de pendientes residuales. ■ que el modelo que mejor corrige la contribuciôn tropostâtica de los interferogra­ mas es, en general, el modelo C, es decir, un polinomio de tercer grado en funciôn de la elevaciôn, aunque para los interferogramas de la zona sur en algunos casos la relaciôn fase - topograffa disminuye un poco mas al corregir los interferogramas con el polinomio de tercer grado segùn latitud y longitud. Ver tablas 4.4 y 4.5) 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 123 GPS (Interferogram a 0 ^original) I Modelo atm os. C Modelo atm os. DModelo atm os. A Modelo atm os. B Iteraclôn 0 iteraciôn 1iteraclôn 1Iteraciôn 1 Iteraclôn 0 Iteraclôn 1 Correcciôn atm os. 1 correcciôn ram pa 1 rms D1rm s 01 rm s DOrm s Al rm s 81 rms GOrm s AO rm s 80 Iteraclôn 0Iteraclôn 0 Correcciôn atm os. 1 correcciôn ram pa 1 Correcciôn atm os. 1 correcciôn ram pa 1 Correcciôn atm os. 1 correcciôn ram pa 1 Correcciôn atm os. 1 correcciôn ram pa 1 correcciôn ram pa 2 correcciôn atm os. 2 Correcciôn atm os. 1 correcciôn ram pa 2 correcciôn atm os. 2 ram pa 1 Correcciôn atm os. 1 correcciôn atm os. 2 correcciôn ram pa 2 ram pa 1 Correcciôn atm os. 1 correcciôn ram pa 1 correcciôn atm os. 2 ram pa 2 F ig u r a 4 .2 8 : Diagrama de flujo que muestra de forma esquemâtica todas las correcciones aplica­ das a un determinado interferograma. Se parte del interferograma orginal y se modeliza su relaciôn fase - topograffa segùn los cuatro modelos A, B, C y D. En cada caso, se aplica la correccion at­ mosférica segùn este modelo seguida de la correcciôn de la rampa orbital una sola vez (iteraciôn 0) y se repite otra vez (iteraciôn 1). Al flnal se obtiene en cada caso un interferograma corregido, en el que se vuelven a evaluar la relaciôn fase - topograffa y se estiman las pendientes residuales (rms AO, rms A l, etc). Estos valores de comparan para decidir que modelo corrige de forma mas eficiente el interferograma. A coplam iento intersism ico en la laguna sfsm ica del N orte de C hile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 124 También se ha comprobado que la diferencia InSAR-GPS no empeora al hacer la segunda correcciôn, lo que puede ocurrir si localmente una pendiente debida a la relaciôn fase - topograffa es contraria a la rampa de InSAR respecto al GPS. Como puede verse en las tablas 4.6 y 4.7, esta diferencia se mantiene similar o mejora. In terferogram a orig mn(ItO) m n (I tl) p2z(ItO) p 2 z (Itl) p3z(ItO) p 3 z (Itl) p3xy(ItO) p3xy([tl) 030922-071105 5.61 0.81 0.75 0.74 0.67 0.72 0.63 0.80 0.62 031027-070827 4.95 0.77 0.66 0.71 0.58 0.69 0.55 0.81 0.51 031201-070129 4.86 0.91 0.76 0.90 0.74 0.90 0.72 0.93 0.61 040209-070409 9.20 0.93 0.92 0.69 0.64 0.68 0.64 0.84 0.78 040315-051031 6.49 1.43 1.39 1.23 1.17 1.20 1.15 1.20 1.03 040419-060703 6.51 0.96 0.75 0.94 0.71 0.93 0.70 1.19 0.83 040524-050926 3.69 2.14 2.12 1.76 1.68 1.71 1.59 1.58 1.38 050718-060807 2.11 1.67 1.57 1.62 1.54 1.61 1.50 1.39 1.24 071210-081229 2.96 1.68 1.67 1.49 1.48 1.49 1.48 1.44 1.41 080114-090727 9.65 1.80 1.80 1.47 1.46 1.47 1.45 1.64 1.58 080218-090309 3.35 1.98 1.98 1.63 1.61 1.63 1.60 1.63 1.60 080428-090831 2.33 1.08 1.07 1.05 1.05 1.05 1.03 1.01 0.97 Tabla 4.2: Error cuadrâtico medio de las pendientes fase - topograffa medidas en los interferogramas de la zona sur. Los nombres en las columnas significan: Interferograma: nombre de cada interferograma a partir de la fecha de las dos imàgenes que lo forman, en formate aammdd; orig: pendientes en el interferograma original; mn: pendientes en el inter­ ferograma con al correcciôn media; p2z: pendientes en el interferograma con al correcciôn polinômica de segunda grado segùn la altitud; p3z: pendientes en el interferograma con al correcciôn polinômica de tercer grado segùn altitud; p3xy: pendientes en el interferograma con al correcciôn polinômica segùn latitud y longitud. Los paréntesis con itO e i t l signi­ fican iteraciôn 0 (solo 1 correcciôn atmosférica -t- orbital) e iteraciôn 1 (dos correcciones consecutivas), respectivamente. La unidad de las pendientes es radianes/km. In terferogram a orig mn(ItO) m n (I tl) p2z(ItO) p 2 z (Itl) p3z(ItO) p 3 z (Itl) p3xy(ItO) p3xy(ltl) 050718-060807 1.72 1.44 1.40 1.41 1.33 1.39 1.31 1.49 1.38 050822-080811 1.44 0.47 0.47 0.45 0.45 0.44 0.44 0.46 0.46 060213-090727 9.37 1.77 1.75 0.79 0.75 0.66 0.63 0.88 0.74 070129-090309 3.68 1.06 1.06 0.92 0.89 0.92 0.89 0.84 0.84 070305-090831 4.62 1.07 1.02 0.91 0.81 0.93 0.81 1.19 0.92 070409-080707 1.79 1.25 1.25 1.00 0.99 0.93 0.93 1.16 1.07 Tabla 4.3: Error cuadrâtico medio de las pendientes fase - topograffa medidas en los interferogramas de la zona norte. Ver significado de las columnas en la tabla 4.2 Por tanto, el anâlisis sistemâtico de todos los interferogramas corregidos de los efectos atmosféricos y de la rampa orbital segùn los 4 modelos diferentes, sugiere que la variaciôn de la relaciôn fase - elevaciôn (z) se aproxima bien con una funciôn polinomial 4.2 E stim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 125 G PS Interferogram a orig m n p2z p3z p3xy 030922-071105 5.61 0.75 0.67 0.63 0.62 031027-070827 4.95 0.66 0.58 0.55 0.51 031201-070129 4.86 0.76 0.74 0.72 0.61 040209-070409 9.20 0.92 0.64 0.64 0.78 040315-051031 6.49 1.39 1.17 1.15 1.03 040419-060703 6.51 0.75 0.71 0.70 0.83 040524-050926 3.69 2.12 1.68 1.59 1.38 050718-060807 2.11 1.57 1.54 1.50 1.24 071210-081229 2.96 1.67 1.48 1.48 1.41 080114-090727 9.65 1.80 1.46 1.45 1.58 080218-090309 3.35 1.98 1.61 1.60 1.60 080428-090831 2.33 1.07 1.05 1.03 0.97 Tabla 4.4: Error cuadrâtico medio de las pendientes fase - topograffa medidas en los interferogramas de la zona sur, teniendo en cuenta unicamente los resultados de la iteraciôn 1 . In terferogram a orig m n p2z p3z p3xy 050718-060807 1.72 1.40 1.33 1.31 1.38 050822-080811 1.44 0.47 0.45 0.44 0.46 060213-090727 9.37 1.75 0.75 0.63 0.74 070129-090309 3.68 1.06 0.89 0.89 0.84 070305-090831 4.62 1.02 0.81 0.81 0.92 070409-080707 1.79 1.25 0.99 0.93 1.07 Tabla 4.5: Error cuadrâtico medio de las pendientes fase - topograffa medidas en los inter­ ferogramas de la zona norte, teniendo en cuenta unicamente los resultados de la iteraciôn 1 . Interferogram as orig mn(itO) m n (itl) p2z(it0) p 2 z (itl) p3z(it0) p3 z (itl) p3xy(it0) p 3 x y (itl) 050718-060807 10.34 0.31 0.65 0.26 1.55 0.15 1.01 1.24 0.95 050822-080811 6.44 0.55 0.53 0.70 0.65 0.54 0.49 0.04 0.08 060213-090727 18.80 0.62 0.52 0.28 0.21 0.41 0.66 0.95 1.29 070129-090309 7.70 3.02 2.70 3.03 2.38 3.04 2.30 3.63 3.20 070305-090831 37.10 1.02 1.97 0.22 0.79 0.39 0.79 1.38 0.80 070409-080707 13.15 4.19 4.38 1.77 1.80 0.86 0.76 1.27 2.47 Tabla 4.6: Error cuadrâtico medio de las diferncias entre las velocidades InSAR y GPS (todas proyectadas en la Ifnea suelo - satélite), en los interferogramas del stack Norte, después de la primera y la segunda correcciôn de atmosfera -t- rampa orbital (itO e itl) . A coplam iento intersism ico en la laguna sfsm ica del N orte de C hile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 1S6 Interferogramas orig mn(itO) m n(itl) p2z(it0) p2z(itl) p3z(it0) p3z(itl) p3xy(it0) p3xz(itl) 030922-071105 14.35 3.77 3.57 3.25 2.91 3.12 2.73 3.33 3.11 031027-070827 12.88 3.18 3.28 2.89 2.73 3.05 2.73 2.35 3.09 031201-070129 17.32 3.96 3.25 3.89 3.09 3.88 2.95 3.79 3.20 040209-070409 23.73 2.17 2.07 2.07 2.04 2.00 1.99 4.46 3.27 040315-051031 13.56 3.62 3.55 3.72 3.81 4.08 4.02 2.89 5.15 040419-060703 21.23 2.73 2.14 3.14 2.66 3.37 2.67 4.06 3.38 040524-050926 10.69 6.67 6.30 5.13 4.44 4.98 4.18 6.04 5.52 050718-060807 30.19 8.17 8.25 9.00 9.03 8.63 8.45 3.50 5.05 071210-081229 11.68 4.93 5.06 4.45 4.66 4.44 4.67 5.10 4.54 080114-090727 23.12 5.03 5.09 4.50 4.56 4.54 4.69 3.86 3.56 080218-090309 44.64 4.83 4.84 5.17 5.44 5.22 5.56 7.33 5.57 080428-090831 22.52 4.59 4.48 4.76 4.67 4.78 4.69 4.42 3.84 Tabla 4.7: Error cuadrâtico medio de las diferencias entre las velocidades InSAR y GPS (todas proyectadas en la Imea suelo - satélite), en los interferogramas del stack Sur, después de la primera y la segunda correcciôn de atmosfera + rampa orbital (itO e itl) de tercer grado segùn la elevaciôn y que las correcciones son mâs eficaces si se realizan dos veces consecutivas. A continuaciôn se analizan los resultados obtenidos al aplicar estas dos correcciones a los interferogramas. A plicacion de las correcciones a tod os los interferogram as Las pendientes residuales de todos los interferogramas finales que se obtienen al aplicar dos veces consecutivas la correcciôn atmosférica (segùn el modelo C) y de a rampa orbital, se muestran en las figuras 4.29 y 4.30 para la zona sur y en la figura 4.21 para la zona norte. Las pendientes résultantes se han reducido notablemente en todos los interferogramas (ver como referencia el anexo III.c, con las pendientes inciales en los interferogramas originales). A pesar de eso, en algunos interferogramas quedan zonas con pendientes localmente mas elevadas que el resto y que pueden estar correlacionadas con la deformaciôn (ver por ejemplo las pendientes negativas paralelas a la costa en el interferograma 040524_050926). Cuando se calcule el interferograma promedio en el apartado siguiente se atenuaran la mayoria de estas pendientes residuales. Los interferogramas résultantes después de aplicar las dos correcciones pueden veræ en las figuras 4.32 y 4.33 para la zona sur y 4.34 para la zona norte. A partir de estes interferogramas corregidos, se calcularâ el mapa de velocidades InSAR promedio o stack, lo que disminuirâ aun mas el nivel de ruido. 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 127 G PS 031027_070827 030922_071105 031201_070129 rad/kmrms=0.63 rad/km0.55 rad/km A rica A n c aA n c a 50100 iq u iq u e Iq u iqueIqu ique T o co p illaT o co p illa T o co p illa M ejillones L A ntofagasta rad/km 2 0 -2 M ejillo n es M ejillones A n to fa g as ta A n to fa g asta 040419 060703040209 070409 040315 051031 lrm s= 1.15 rad/km rm s=0.70 rad/kmrm s=0.64 rad/km A n c aA n c a Iq u ique Iqu iqueIqu ique T o co p illaT o co p illa T o co p illa M ejillo n e s L A n to fa g as ta M ejillones L A n to fa g asta M ejillo n e s A n to fa g as ta F ig u r a 4 .2 9 : Mapas de las pendientes fase - topograffa estimadas en los interferogramas de la zona sur después de haberlos corregido con un funciôn polinômica de grado 3 en funciôn de la elevaciôn y de la rampa respecto a las velocidades GPS (2 veces consecutivas). En todos los casos se ha utilizado la paleta de color que aparece en la figura (a). En cada caso se ha indicado el nombre del interferograma y el rms de las pendientes residuales. Para mâs detalles, ver el texto de la figura 4.24. Se han superpuesto las curvas de nivel de la topograffa con un intervalo de 1000 m como referencia. Ver continuaciôn en la figura 4.30. A coplam iento intersism ico en la laguna sfsmica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y GPS 128 040524_050926 050718_060807 071210_081229 rad/km59 rad/km rad/km A n c a 50100 IquiqueIq u ique Iquique T o co p illa T o co p illa T o co p illa 1 M ejillones L A ntofagasta ra d /k m M ejillones M ejillones A n to fa g asta A n to fa g asta M E 080114 090727 080218 090309 080428 090831 = 1.03 rad/kmrms=1.45 rad/km rm s=1.60 rad/km A n c aA n c a Iqu ique IquiqueIqu ique T o c o p illa M ejillo n es L A n to fa g asta T o co p illa !■ M ejillones L A n to fa g asta T o co p illa M ejillo n e s L A n to fa g as ta F ig u r a 4 .3 0 : Mapas de las pendientes fase - topograffa estimadas en los interferogramas de la zona sur después de haberlos corregido con un funciôn polinômica de grado 3 en funciôn de la elevaciôn y de la rampa respecto a las velocidades GPS (2 veces consecutivas)(continuaciôn de la figura 4.29). 4.2 E stim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 129 G PS 050822_080811 050718_060807 060213_090727 rad/km rm s=0.63 rad /kmrm s=0.44 rad /km A ricaA n c a 5 0 1 0 0 Iqu ique Iq u iqueIq u iq u e T o co p illaT o co p illa M ejillo n e s L A n to fa g a s ta T o co p illa M ejillo n e s L A n to fa g a s ta rad/km M ejillones A n to fa g as ta 070409 080707070305 090831 070129 090309 rad/kmrms=0.81 rad /km rm s=0.89 rad /km A rica A rica Iqu iqueIq u ique Iqu ique T o c o p illa M ejillo n e s L A n to fa g a s ta T o c o p illa M ejillones A n to fagasta T o co p illa M e jillo n e s A n to fa g as ta Figura 4.31: Mapas de las pendientes fase - topograffa estimadas en los interferogramas de la zona norte después de haberlos corregido con un funciôn polinômica de grado 3 en funciôn de la elevaciôn y de la rampa respecto a las velocidades GPS (2 veces consecutivas) A coplam iento intersfsm ico en la laguna sfsmica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 130 0 3 1 0 2 7 -0 7 0 8 2 7 0 3 0 9 2 2 -0 7 1 1 0 5 0 3 1 2 0 1 -0 7 0 1 2 9 ^ : km k,. 0 50100^ - A nca A n ca A rica i Iquique Iquique Iquique T ocopilla M ejillones L A ntofagasta T o c o p i l l a T ocopillaI- M ejillones L A ntofagasta m m /yr LOS 30 M ejillones A ntofagasta 0 4 0 31 5 -0 5 10 3 1 0 4 0 2 0 9 -0 7 0 4 0 9 0 4 0 4 1 9 -0 6 0 7 0 3 -70' -70' -70' S -18: A rica A rica A rica ★- 20 ' > - 20 ' - 20 ' Iquique Iquique [Iquique - 22 ° - - 22 ' - 22 'Tocopilla T ocop illa Tocop illa M ejillones M ejillones M ejillones A ntofagasta A ntofagasta A ntofagasta Figura 4.32: Interferogramas de la zona sur una vez aplicadas las dos correcciones consecutivas del efecto tropostâtico y la rampa orbital (la version original de estos interferogramas se puede ver en la figura 4.16). Ver la continuaciôn en la figura 4.33. 4.2 E stim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 131 GPS 0 5 0 7 1 8 -0 6 0 8 0 7 0 4 0 5 2 4 -0 5 0 9 2 6 0 7 1 2 1 0 -0 8 1 2 2 9 A n caA nca A nca Iquiqueiquique iquique T ocop illaT ocop illaT ocop illa mm/yr LOS M ejillonesM ejillones M ejillones l A ntofagasta A ntofagastaA ntofagasta ^ L 0 8 0 1 1 4 -0 9 0 7 2 7 0 8 0 2 1 8 -0 9 0 3 0 9 ■70' Arica - 20 ' liquique T ocop illa g M ejillones A ntofagasta 0 8 0 4 2 8 -0 9 0 8 3 1 -70-70’ A n caA nca iquiqueiquique Tocop illa M ejillones l A ntofagasta T ocop illa M ejillones A ntofagasta Figura 4.33: Interferogramas de la zona sur una vez aplicadas las dos correcciones consecutivas del efecto tropostâtico y la rampa orbital (la version original de estos interferogramas se puede ver en la figura 4.17). A coplam iento intersism ico en la laguna sfsmica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 132 050822-080811 050718 -0 6 0 8 0 7 0 6 0 2 13 -090727 A n c a P S i - « V Arica Anca - 20 ° Iquique gIquique Iquique ^ 2 2 -■T ocopillai. M ejillones L A ntofagasta T ocop illa T ocopilla m m /yr LO S 30 ■ M ejillones L % V (. A n to fa g a s ta ^ h 'fi'' “i b I tl": A M ejillones A ntofagasta J - 070409 -0 8 0 7 0 7070305-090831 0 70129 -090309 AncaA nca IquiqueIquique Iquique Tocopilla T ocopilla I M ejillones L A ntofagasta T ocopilla l M ejillones l A ntofagasta M ejillones L A ntofagasta m Figura 4.34: Interferogramas de la zona norte una vez aplicadas las dos correcciones consecutivas del efecto tropostâtico y la rampa orbital (la version original de estos interferogramas se puede ver en la figura 4.18). 4.2 E stim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 133 G PS 4.2.2.4. Sum a de interferogram as Aqui se utilizan todos los interferogramas corregidos para construir el stack total de la zona norte y de la zona sur. A continuaciôn, se analiza la calidad de la senal en los stacks obtenidos, con el fin de identificar interferogramas con un nivel de ruido elevado que perturbe la senal tectonica en el stack. Para ello se llevan a cabo très anâlisis: 1) la relaciôn fase - topograffa, 2) el ruido de fondo y 3) la diferencia entre las velocidades InSAR y GPS. Como referencia, se aplican los mismos anâlisis a dos modelos de la deformaciôn intersfsmica propuestos en la zona (modelos A y B, ver figuras 4.21 y 4.22) y se comparan los resultados con los obtenidos para cada stack. Finalmente, se construye el mapa de velocidades InSAR que se utilizarâ posteriormente para hacer los modelos de intersfsmico. Câlculo de los stacks norte y sur Se obtienen sumando en cada pixel la velocidad de todos los interferogramas que tienen un valor de velocidad (en mm/aho) en ese pixel y dividiendo por el numéro de interferogramas que intervienen en la suma. Asf se obtiene en cada pixel una velocidad media de deformaciôn en la direcciôn suelo - satélite a lo largo del tiempo promediado. Los stacks totales que resultan de sumar los interferogramas de la zona sur y de la zona norte se muestran en las figuras 4.35 y 4.36 respectivamente. En estas figuras también se incluye un mapa del tiempo acumulado en cada pixel, es decir, la duraciôn total de todos los interferogramas que son coherentes en cada pixel. En el stack del sur solo se han seleccionado pixeles con un tiempo acumulado superior a 10 anos y en el stack del norte se han escogido pixeles con un tiempo acumulado mayor de 8 anos (nôtese que el stack del norte estâ formado por la mitad de interferogramas que el stack del sur y el tiempo total acumulado es inferior). En la misma figura, se han realizado una serie de cortes perpendiculares a la fosa que muestran el valor de la velocidad en el stack y en cada uno de los interferogramas que lo forman. A nâlisis de los stacks y com paraciôn con los m odelos directos Para evaluar la calidad de la seùal en los stacks norte y sur, se han hecho très anâlisis (1) Relaciôn fase - topograffa, 2) Anâlisis del ruido residual y 3) Diferencia de velocidades InSAR - GPS) que se explican a continuaciôn: Acoplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de dates InSA R y GPS 134 Distancia (km) w , i Arequipa À requipa mm/yr LOS 20 Arica -2 0 :Iquique Iquique Tocopilla Mej il tones L , Antofagasta stack sur (total) 050718-060807Tocopilla 080428-090831 040419-060703 080218-090309 040209-070409 Mejillone 080114-090727 040315-05103 071210-081229 031201-070129Antofagasta 040524-050926 030922-071105 031027-070827 0 50100 Figura 4.35: Stack to ta l de la zona sur. (a) M apa de velocidades prom edio en la linea sa te lite - suelo (LO S) resultado de sum ar los 12 interferogram as de la zona sur. En la m ayor parte del stack las velocidades son p ositivas y varian entre 0 y 20 m m /y r , excepto en la esqu ina superior derecha del stack, que tien e valores negatives. En el centre se m uestran los perfiles A -A ’ y B -B ’ senalados en (a). E l perfil negro représenta las velocidades del stack y el reste de perfiles representan los interferogram a que conform an el perfil (ver la leyenda con el nom bre de cada interferogram a). (d) M apa con el tiem p o acum ulado en cada pixel. Solo se ban seleccionado p ixeles con un tiem po acum ulado m inim e de 10 anos. La mayor parte del stack tiene m as de 20 anos acum ulados. 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de dates InSA R y 135 G PS Arequipa A nca A V q u iq u c Tocopilla Mejillones L Antofagasta mm/yr Distancia (km) 100 200 _ j T-70 0 50100 Arica Iquique TocopillaI- Mejillones L A ntofagasta , stack norte (total) , 050822-080811 , 050718-060807 . 060213-090727 070305-090831 , 070129-090309 . 070409-080707 F ig u r a 4 .3 6 : Stack total de la zona norte. (a) Mapa de velocidades promedio en la linea satélite - suelo resultado de sumar los 6 interferogramas de la zona sur. Todas las velocidades son positivas (la superficie del suelo se mueve hacia el satélite) y varian entre 0 y 18 m m /yr. En el centro se muestran os perfiles A -A ’ y B -B ’ senalados en (a). El perfil negro représenta las velocidades del stack y el resto de perfiles representan los interferograma que conforman el perfil (ver la leyenda con el nombre de cada interferograma). (d) Mapa con el tiem po acumulado en cada pixel. Solo se han seleccionado pixeles con un tiem po acumulado mfnimo de 8 anos. La mayor parte del stack tiene 13 anos acumulados. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 136 1. Anâlisis de la relacion fase - topografia en cada uno de los stacks totales. Se ha estimado en ventanas de 10 x 10 km, al igual que se hizo anteriormente en los interferogramas individuales. Como puede verse en la figura 4.37, la relacion fase - topografia en ambos stacks es bastante baja, su valor cuadrâtico medio (rms) es similar al valor estimado en los interferogramas con las relaciones fase - topografia mas bajas (por ejemplo (b) en la figura 4.29 y (a) en la figura 4.31). En ambos stacks, el valor medio esta en torno a cero. En el caso del stack sur, la media cuadrâtica es 0.65 rad /km , que équivale a 3 m m /km de error y en el caso del stack norte la media cuadrâtica es de 0.45 rad/km que équivale a 2 m m / km. También se ha estimado la relacion fase / topografia en los modelos de acoplamiento A y B propuestos en la zona (ver seccion 4.1.3 y figuras 4.2 y 4.3), para tener una referenda de la relacion entre la fase y la topografia que puede darse en el caso en el que solo esta présente la deformaciôn. La relacion fase - topografia correspondiente al modelo A puede verse en la figura 4.38 y la relacion fase - topografia correspondiente al modelo B puede verse en la figura 4.39. En ambos modelos, el valor medio esta en torno a cero y el valor cuadrâtico medio es similar al que heinos encontrado en los stacks, lo que sugiere que la relacion residual fase - topografia en los stacks puede ser la propia deformaciôn (que estâ correlacionada con la topografia). La diferente localizaciôn de las pendientes en ambos modelos se deben a la localizaciôn del gradiente de deformaciôn respecto al gradiente topogrâhco: por ejemplo en la zona sur, el gradiente de deformaciôn del modelo A coincide con los relieves que se sitüan al E de la zona de estudio (que hacia el norte es el comienzo de la hexura andina), por lo que los mayores valores de la relaciôn fase/ topografia se sitüan en esa regiôn. En cambio en el modelo B los valores mas altos de la relaciôn fase - topografia se localizan en la zona costera, donde el gradiente de deformaciôn de este modelo es mâs marcado. Hay que tener en cuenta que en la regiôn sur, solo hay gradiente topogrâhco en los extremos de la zona cubierta por los datos InSAR, pues toda la zona central corresponde a la depresiôn central, donde no hay gradiente topogrâhco. En la zona norte, el modelo A présenta la relaciôn fase -topografia mas elevada en la hexura andina (~ 1 r ad/km ), donde el stack norte también muestra algunas pendientes residuales. De este anâlisis se deduce que la relaciôn fase - topografia es baja 4.2 E stim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 137 G P S en ambos stacks totales y no représenta por tanto un problema para estudiar la deformaciôn tectônica. 2. Anâlisis del ruido residual en los stacks totales y en los interferogramas que los for man, utilizando la funciôn de ruido S(r), que mide la diferencia de fase abso- luta entre dos pixeles separados una distancia r {Cavalié et al. (2008); Puysségur et al (2007), ver anexo 11.a para mas detalles). Para llevar a cabo esté anâlisis hay que eliminar o enmascarar la deformaciôn de los stacks. Como en este ca­ so no se puede ocultar la zona deformada dado que la deformaciôn se extiende por todo el stack, antes de hacer el anâlisis se élimina una rampa lineal de ca­ da stack, que se utiliza como una aproximaciôn de la deformaciôn intersismica. También se ha estimado esta funciôn de ruido en los dos modelos intersismicos A y B como referenda. En la figura 4.40 se muestran todas las funciones de ruido. Para analizar estos espectros hay que tener en cuenta que si asumimos que en el interferograma solo hay ruido de fondo, la funciôn de ruido tiene una pendiente inicial pero a partir de una distancia caracterfstica (que puede variar segùn cada interferograma) tiende a estabilizarse. Si no ocurre asi, y la pendiente continua aumentando, suele ser debido a que el interferograma contiene alguna otra sehal, como deformaciôn o una rampa orbital. En los interferogramas y stacks de la zona sur (figura 4.40(a)) se observan ambos casos: hay un grupo de interferogramas en los que la funciôn de ruido tiende a estabilizarse a partir de una distancia r de ~ 50 km (por ejemplo los interferogramas 031027-070827, 040315-051031, 031201- 070129,071210-081229) y un segundo grupo de interferogramas cuyas funciones de ruido no se estabilizan sino que tienen pendientes muy marcadas y niveles ele- vados de ruido (interferogramas 080218-090309, 080428-090831, 080114-090727, 040524-050926 y 050718-060807). En la zona norte, tanto los interferogramas co­ mo el stack to tal y los modelos directos muestran funciones de ruido que no se estabilizan con la distancia. En ambos casos, las funciones de ruido que no se esta­ bilizan sugieren que existe aun alguna sehal superpuesta al ruido de fondo en estos interferogramas. Esto podrfa ser debido a que la hipôtesis inicial de que eliminar una rampa lineal équivale a eliminar la deformaciôn intersismica no se a cierta (por ejemplo si el campo de deformaciôn es mâs bien una funciôn cuadrâtica), y quede aun por tanto un parte importante de deformaciôn tectônica en la sehal. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de C hile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 138 De ser asi, no se pueden utilizar estas funciones como criterio para seleccionar interferogramas con un nivel de ruido de fondo alto. 3. Por ultimo se analiza la diferencia de velocidades entre los datos InSAR y los datos GPS proyectados en la Imea suelo - satélite en cada stack, ver figura 4.41. Estas diferencias son bastante pequenas en ambos stacks (2.5 m m /yr de rms entre los 10 puntos del stack sur y 0.7 m m /yr entre los puntos del stack norte), por lo que no parece necesario eliminar ningün interferograma en base a este criterio. Los très anâlisis anteriores realizados en los stacks totales sugieren que la relacion sehal - ruido es buena y no parece necesario eliminar interferogramas del anâlisis. Se realizarân los modelos de intersismico a partir de los stacks totales de la zona norte y de la zona sur. No obstante, en el anexo Ill.d se ha realizado un stack alternative, en el que se han eliminado los 5 interferogramas que presentan peores funciones de ruido en el stack sur (interferogramas 080218-090309, 080428-090831, 080114-090727, 040524-050926 y 050718-060807 en la figura 4.40(a)). A partir de este stack alternative se llevar an a cabo algunos modelos que se compararân con los modelos obtenidos con el stack total, para tener una idea de la influencia que pueden tener en el resultado final la presencia o no de esos cinco interferogramas. M apa final de velocidades InSA R A partir de los dos stacks totales obtenidos para la zona norte y para la zona sur, se hace un solo mapa de velocidades promedio, estimando una rampa para ajustar el stack del norte al stack del sur, de forma que ambos se solapen en la zona de contacte, a unos 21,5 ° de latitud aproximadamente. El stack del sur se toma como referenda porque estâ corregido respecto a las velocidades GPS de formas mâs robusta, por haber utilizado mas puntos GPS de referencia y mejor distribuidos para estimar la rampa. Para preparar los datos del stack final para la fase de modelizacion, se ha realizado un remuestreo uniforme, que es apropiado para zonas de subduccion, en las que la fuente es profunda {Lohman y Simons, 2005). Para ello se utiliza una media môvil y se reduce la densidad de datos InSAR de forma que al final se obtiene un dato cada 5.4 km (inicialmente habia un dato cada 90 m). Como el campo de deformaciôn intersismica es liso y de gran longitud de onda, promediar varios pixeles juntos no produce pérdida de informaciôn. Al final se obtienen 612 velocidades InSAR en el stack del norte y 1137 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 139 G PS Fase / Elevaciôn (stack sur) Fase / Elevaciôn (stack norte) Arequipaf ' ĵrms=0.45 rad/kmArequipa f ^lrms=0.65 rad/krn AricaArica IquiqueIquique TocopillaTocopilla Mejillones L \ntofagasta Mejillones L \ntofagasta rad/km rad/km ü■ü 2 3 4 altitud (km) 2 3 4 altitud (km) Figura 4.37: Pendientes en el stack de la zona sur (a) y de la zona norte (b). Comparado con las pendientes residuales en los interferogramas de la zona sur y de la zona norte (ver figuras 4.29, 4.30 y 4.31), las pendientes residuales en el stack han disminuido bastante. Comparar rms con los rms de los interferogramas. El resto de convenciones son iguales a las de la figura 4.24. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y GPS 140 Fase / Elevaciôn (modelo A, sur) Fase / Elevacôin (modelo A, norte) Arequipa? ^^]rms=6'53 ràd/km Arequipa? ^ rad/km Arica Arica r . : " V l Iquique Iquique Tocopilla Mejillones L \ntofagasta Tocopilla Mejillones L \ntofagasta rad/km m rad/km m w 3 4 altitud (km) 3 4 altitud (km) Figura 4.38; Relacion fase - topografia en el modelo A de deformaciôn intersismica (ver figura 4.21). La relaciôn fase - topografia se ha estimado a partir de la deformaciôn producida por este modelo (en ventanas de 10 x 10 km) en los puntos que corresponden a la zona del stack sur (a) y del stack norte (b). 4.2 Estim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 141 G PS Fase/Elevaciôn (modelo B, sur) Fase / Elevaciôn (modelo B , norte) Arequipa^ ^^lrms=0.68 rad/km Arequipa? '̂ lrms=0.20 rad/km AricaAnca IquiqueIquique Tocopilla Mejillones l \ntofagasta Tocopilla Mejillones L \ntofagasta %&rad/km rad/km ,0t o 2 3 4 5 altitud (km) 2 3 4 altitud (km) Figura 4.39: Relacion fase - topografia en el modelo B de deformaciôn intersismica (ver figura 4.22). La relaciôn fase - topografia se ha estim ado a partir de la deformaciôn producida por este modelo, en ventanas de 10 x 10 km. (a) corresponde a la relaciôn estim ada en los puntos que corresponden a la zona del stack sur y (b) es la relaciôn estim ada en los puntos que corresponden al stack norte. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 142 2 . Zona norte. Zona sur î 1« e g LU O) a 20 40 Longitud de onda (km) 60 20 40 Longitud de onda (km) 80 60 80 s tac k s u r --------- m o d e lo A --------- m o d e lo B --------- 080428-090831 • 080218-090309» 080114-090727 " 071210-081229 • 040524-050926 • 050718-060807 * 040419-060703 • 040209-070409 • 040315-051031 » 031201-070129# 030922-071105 » 031027-070827 • s tac k n o r t e --------- m o d e lo A --------- m o d e lo B --------- 070409-080707 • 050718-060807 • 070305-090831 060213-090727 070129-090309 050822-080811 F ig u r a 4 .4 0 : Anâlisis de la energia del ruido de fondo de la fase de los stacks en funciôn de la distancia. La funciôn del ruido de la fase en funciôn de la distancia mide la diferencia de fase (en rad/yr) entre dos pixeles separados por una determinada distancia. Ver la definiciôn de la funciôn en el anexo I I . a (a) Funciôn del ruido de la fase en cada uno de los interferogramas del stack de la zona sur (lineas continuas de color), en el stack total (linea discontinua negra) y en dos modelos de intersismico A y B (lineas discontinuas verde y roja). (b) Lo mismo pero en los interferogramas y stack de la zona norte. Ver el texto para mâs detalles. 4.2 E stim aciôn de las velocidades intersism icas a partir de datos InSA R y 143 G PS t E O 30 25 20 15 10 5 0 iDû.2 ü > 2 o a co + rm s=2.5 mm/yr O -?71 - 7 0 -6 9 longitud -68 S i20t E 2 rms=0.7 mm/yr -5 , -7 0 -6 9-7 1 -68 longitud + velocidades gps (LOS) o velocidaes InSAR Figura 4.41: Distancias InSAR - GPS en la linea de vista suelo - satélite (LOS) en los dos stacks totales, (a) D istancias en las 10 posiciones GPS utilizadas para estimar la rampa en los interferogramas de la zona sur. (b) D istancias en las 4 posiciones GPS utilizadas para estimar la rampa en los interferogramas de la zona norte. Las cruces representan las velocidades de las estaciones GPS (ver nombres de cada estacion en vertical) proyectadas en la linea suelo - satélite y los circulos representan las velocidades InSAR en los puntos del stack mâs cercanos a las estaciones GPS. velocidades InSAR en el stack del sur, que es una cantidad fâcilmente manejable para las inversiones. El mapa final de velocidades InSAR, ya remuestrado, puede verse en la figura 4.42. En perfil se muestra la relaciôn del mapa obtenido (puntos rojos en los perfiles) con los 3 modelos directos A, B y C present ados al principio del capitulo (puntos verdes, violetas y azules en los perfiles). El mapa de velocidades InSAR obtenido es bastante similar, sobre todo en la zona sur, a la deformaciôn que predice el modelo de intersismico C, en el que la zona de mâximo acoplamiento en profundidad signe la linea de costa. La zona norte del mapa obtenido es menos clara, debido a que tiene menos datos, pero también se adivina una pendiente hacia el este como la que predicen los très modelos en esta regiôn. También se ha comparado el mapa de velocidades InSAR con las velocidades GPS, proyectando éstas en la linea satélite suelo. En la figura 4.43(a), sobre el mapa de velocidades InSAR se han representado las velocidades GPS con la misma palet a de color. Nôtese que ûnicamente en los casos en los que las estaciones GPS estân localizadas en regiones en las que hay datos InSAR, el vector sobre el que se ha proyectado la A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de C hile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 144 velocidad GPS es exactamente el mismo que el vector de la observaciôn InSAR, en el resto de estaciones que estân fuera del track se ha tomado un valor promedio del vector. En la figura 4.43(b) se han representado perfiles perpendiculares a la fosa mâs seriados que en el caso anterior, y se ha proyectado también el valor de las velocidades GPS proyectadas en el vector satélite-suelo (puntos azules en los perfiles), para poder comparar las velocidades InSAR (puntos rojos en los perfiles). A continuacion se utiliza el mapa de velocidades InSAR obtenido junto con las velocidades GPS para llevar a cabo las inversiones de la distribucion de acoplamiento en el piano de subduccion. 4.3 . M od elizacion A partir de las velocidades InSAR y GPS estimadas anteriormente, se busca un modelo de variaciôn del grado de acoplamiento o bloqueo de la zona superficial del piano de subduccion. Para empezar se explica la estrategia de las inversiones. A continuacion, se define la geometria del piano de subduccion que se utilizarâ en los modelos, se discute la resoluciôn espacial y finalmente se describen los result ados obtenidos. 4 .3 .1 . E s tr a te g ia d e las in v ersio n es Para modelizar el comportamiento cinemâtico del piano durante el periodo in- tersismico se han utilizado las ecuaciones anahticas de Okada (1985) y el modelo backslip de Savage (1983), descritos el el apartado 4.1.3. Se ha dividido el piano de falla en 31 x 14 elementos rectangulares de tamano aproximado 20 km x 30 km (tamano paralelo a la fosa X tamafio perpendicular a la fosa). Para resolver la distribucion del grado de aco­ plamiento en el piano de subduccion, se invierten las velocidades intersismicas InSAR y GPS obtenidas anteriormente, utilizando una minimizaciôn por minimos cuadrados con una condiciôn de no-negatividad en el deslizamiento. Se ha impuesto un vector de deslizamiento de direccion N76 °E, paralelo a la velocidad de convergencia definida en la region {Angermann et al, 1999; Norabuena et al, 1999; Sella et al, 2002; Vigny et al, 2009) y solo se deja variar el grado de bloqueo intersismico (phi) entre 0 y 1. Para evitar que la soluciôn oscile demasiado, también se impone un alisado, minimizan- do simultâneamente la derivada de segundo orden del deslizamiento en el piano (p.ej. Grandin et al, 2009). 145 4.3 M odelizacion mm/yr LOS 20 Arequipa Arica Iquique B Tocopilla A Mejillones Antofagasta ^ 2 0 #10 o 0 Distancia (km) 0 100 200 300 400 6 4 2 i r 2 0 # 1 0 o 0 <^2.0 # 1 0 8 0 ^ 2 0 # 1 0 o 0 D B D' C B A' , stack total , modelo A modelo B modelo C E E E E F ig u r a 4 .4 2 : (a) Mapa final de velocidades InSAR construido a partir de los stacks norte y sur (figuras 4.36 y 4.35). (b) Perfiles perpendiculares a la fosa A-A % B -B ’, C-C’ y D -D ’, senalados en (a). Los puntos rojos representan el valor de las velocidades InSAR obtenidas en el mapa final y les puntos verdes, violetas y azules represetan el valor de la deformaciôn superficial que predicen les très modelos de intersimisco A, B y C discutidos al inicio del capitulo (seccion 4.1.3). Notese el ajuste casi perfecto en la zona sur de las velocidades estimadas y del modelo de C (en el que el acoplamiento esté controlado por la linea de costa). A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de C hile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 146 mm/yr LOSP sArequipa . km » Arica - 20 ° : - 22 ° - Antofagasta] 20 E E10 S o 20 E ElO co 3 0 20 E ElO 3 0 _20 E ElO 8 n Distancia (km) Distancia (km) 0 100 200 300 0 100 200 300 D ▼ s. B J ' B’ • \ ♦ ▼ A’ » stack total ▼ fosa * gps (LOS) H H’ G’ F’ E’ Figura 4.43: (a) Sobre el mapa de velocidades InSAR se han representado las velocidades GPS, proyectando éstas en la linea suelo - satélite. Los rombos representan la posicion de las estaciones GPS, y el color del circulo interior représenta el valor de la velocidad. (b) Perfiles perpendiculares a la fosa indicados en (a). Se ha representado el valor de las velocidades GPS proyectadas en el vector satélite-suelo (puntos azules en los perfiles), para poder compararlo con las velocidades InSAR (puntos rojos en los perfiles). 147 4.3 M odelizacion Antes de procéder a la inversion de los velocidades InSAR y GPS se define la geometria del piano. 4 .3 .2 . G eo m e tr ia d e l p ian o d e fa lla Se ha tomado como referencia la geometria del piano de subduccion utilizado en los modelos del terremoto de Tocopilla (capitulo 3) y se han realizado una série de pruebas variando el buzamiento del piano en torno a 20°, teniendo en cuenta ûnicamente los datos GPS, dado que la relaciôn entre la componente horizontal y la componente ver­ tical de la velocidad es muy sensible a la inclinaciôn del piano de falla. Los resultados obtenidos (figura 4.44) sugieren que un buzamiento del piano de 15 ° modeliza signifi- cativamente mejor las observaciones GPS. Por lo tanto, se utilizarâ para los modelos un piano de buzamiento 15° desde la fosa hasta 80 km de profundidad. Como muestra la figura 4.45, el piano con un buzamiento de 15 ° estâ proximo al piano de subduc­ cion definido por el experimento Ancorp {ANCORP Working Group, 2003) y al piano utilizado en los modelos del terremoto de Tocopilla {Béjar Pizarro et al., 2010) en la zona superficial, pero a partir de 45-50 km se aleja. La geometria a partir de 50 km, con un buzamiento de 15°, es posiblemente poco realista, lo que se tendrâ en cuenta al interpretar los resultados de los modelos en esc intervalo de profundidad. 4 .3 .3 . R eso lu c iô n d e los m o d e lo s Para evaluar las resoluciôn espacial de los datos respecto al piano utilizado en las inversiones, se ha llevado a cabo un test de checkerboard (o test de tablero de ajedrez). En la figura 4.46 (a) se muestra la distribuciôn del grado de acoplamiento (phi) inicial, que simula de forma aproximada el aspecto de un tablero de ajedrez, con rectângulos de tamano aproximado 120 km x 80 km (tamano paralelo a la fosa x tamano perpendicular a la fosa). Las zonas del piano de falla de color rojo tienen un valor de phi= 1 (estân totalmente bloqueados) y las zonas de color bianco tienen un valor de phi= 0 (se mueven a la velocidad de convergencia). A partir de este modelo se ha estimado la deformaciôn en cada uno de los puntos en los que hay observaciones InSAR y GPS. Asi se obtiene un conjunto de observaciones InSAR y GPS sintéticas que se invierten tanto por separado como conjuntamente. La distribuciôn de acoplamiento que predicen estas inversiones se muestran en las figuras 4.46 (b), (c) y (d). En las zonas en las que hay datos, el modelo inicial de acoplamiento se reproduce bastante bien. La zona con A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y GPS 148 Buzamiento 20° Buzamiento 15° Buzamiento 10° 1 5 m m # (Hz) 5 lïitWwr (Vert) (rmsVe=3.39, rmsVn=2.90, rm sVup=3.23 rmsT=3.18) (rmsVe=2.30, rmsVn=2.62, rmsVup=2.21 rmsT=2.38) (rmsVe=3.12, rmsVn=2.77, rmsVup=2.41 rmsT=2.78) F ig u r a 4 .4 4 : Très modelos de la distribucion de acoplamiento sobre el piano de subduccion cuya unica diferencia es el buzamiento del piano de falla. En todos los casos se han invertido ûnicamente los datos GPS, y se muestran los residuos entre las observaciones y los valores que predice el modelo. Las fléchas de color negro representan los residuos horizontales y las fléchas azules representan los residuos verticales. Las très lineas verdes discontinuas representan isolfneas de profundidad. Teniendo en cuenta las estaciones situadas sobre la zona mas superficial del piano (en la franja proxima a la costa) el modelo de buzamiento 15° es el que mejores residuos verticales y horizontales présenta. 149 4.3 M odelizacion ^ - 4 0 - - 6 0 - ^ - 8 0 - - 100 - -120 ANCORP 2003 # Falla 10° ' Falla 15° ' Falla 20° 50 100 150 200 Distancia desde la fosa (km) Figura 4.45: Seccion E-W realizada a 21°S de latitud. La topografia y la batimetria se han exagerado verticalmente a partir de la altura de la fosa, que en esta zona se situa a 7 km de profundidad (a partir de la flécha roja). Los circulos representan los epicentros localizados en très experimentos de refracciôn sism ica en la zona {Oncken et al., 2006) y las cruces representan las replicas del terremoto de Tocopilla localizadas por el DGF. Se han representado los très pianos con diferentes buzamiento de la figura 4.44 y también la interfase de la subduccion segùn A N C O R P Working Group (2003). Notese que el piano de inclinaciôn 10° queda bastante lejos en vertical de los otros pianos, en cambio el piano de inclinaciôn 15°, que se utilizarâ en los modelos, queda bastante cerca del piano Ancorp y del piano utilizado en los modelos de Tocopilla. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de C hile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 150 peor resoluciôn es la regiôn al norte de Arica, donde no hay apenas datos. La resoluciôn de la zona del piano cercana a la fosa es relativamente buena cuando se utilizan ambos conjuntos de datos (figura 4.46d). Esto sugiere que los modelos permiten recuperar el patrôn de acoplamiento en el piano de subducciôn situado entre las latitudes 18 °S a 24 ° S, para estructuras con una longitud de onda de unos 100 km?. 4.3.4. R esultados A partir de la geometria del piano definida en la secciôn 4.3.2, se ha realizado la inversiôn de cada grupo de datos (velocidades InSAR y GPS) por separado y también una inversiôn conjunta en la que se ha ponderado cada grupo de datos buscando un compromiso entre el ajuste de los datos y la densidad espacial de cada tipo de datos. Para determinar la rugosidad ôptima, y siguiendo el mismo razonamiento del estudio del terremoto de Tocopilla (capitulo 3), se détermina la rugosidad ôptima del modelo InSAR + GPS segùn la curva de rugosidad frente al error del ajuste (ver figura 4.47) y se aplica a todas las inversiones. A continuaciôn se comentan los modelos de acoplamiento obtenidos. M odelos de acoplam iento La figura 4.48 (a-c) muestra los mejores modelos de variaciôn del acoplamiento en el piano de subducciôn segùn los diferentes conjuntos de datos. La zona al norte de la latitud 18°S présenta baja resoluciôn espacial segùn los test de checkerboard (ver secciôn anterior). En la figura 4.48 (d-f) se comparan observaciones y modelo para cada conjunto de datos: en el caso de los datos GPS, en cada estaciôn se han superpuesto los desplazamientos observados (fléchas negras y blanca para representar desplazamientos horizontales y verticales respectivamente) y los desplazamientos modelizados (fléchas rojas y azules, segùn sean desplazamientos horizontales o verticales). En el caso de los datos InSAR, se ha representado la deformaciôn en la linea suelo - satélite que predice cada modelo mediante una paleta de color. En los perfiles que se muestran debajo, que corresponden a los perfiles A-A’ y B-B’ mostrados en cada figura, puede verse la comparaciôn entre los desplazamiento observados (perfil rojo) y modelizados (perfil azul) en la linea de vista satélite - suelo. Como se ve en estas figuras, los modelos se ajustan bien en general a las observaciones. 151 4.3 M odelizacion Modelo checkerboard GPS InSAR ■70’ - 20 " - 22* GPS + InSAR F ig u r a 4 .4 6 : Test de resolucion de checkerboard, (a) Modelo sintético de la distribucion del grado de acoplamiento utilizado en el test de resoluciôn. Se han calculado los desplazamientos sintéticos segùn este modelo en todos los puntos donde hay datos InSAR y GPS. La distribuciôn del acoplamiento que résulta de invertir estos desplazamientos sintéticos correspondientes a los puntos GPS, a los puntos InSAR y a ambos grupos de datos se muestran en (b), (c) y (d) respectivamente. En cada caso se ha superpuesto la localizaciôn de los datos utilizados para la inversiôn: los puntos negros representan los puntos GPS y el rectângulo de linea discontinua représenta el ârea cubierta por los puntos InSAR. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 152 I i s■o 0■D (0 E oc 6.5 6.0 0.001 Rugosidad 0.002 Figura 4.47: Grâfico rugosidad - norma 12. La flécha negra senala la localizaciôn del valor de rugosidad utilizado para nuestros modelos, donde se alcanza un equilibrio entre el error de ajuste del modelo y la rugosidad de la soluciôn. Para apreciar mejor las diferencias entre las observaciones y los modelos, se han representado los residuos entre las velocidades observadas y las velocidades que predice cada modelo en la figura 4.49. Los residuos InSAR en el modelo InSAR y en el mo­ delo InSAR -r GPS (figuras 4.49 (b) y (c)), es decir, en los dos modelos en los que se han invertido las observaciones InSAR, son bastante pequenos y no estân correlacio- nados entre ellos.En cuanto a los residuos entre los desplazamientos GPS observados y modelizados, en las inversiones de datos GPS (figura 4.49 (a) y (c)), son pequenos y no sistemâticos en las estaciones situadas cerca de la costa, pero hacia el interior, las estaciones GPS presentan residuos horizontales de mayor magnitud y orientados sistemâticamente hacia el noreste. Esto sugiere que nuestros modelos son una buena representacion del acoplamiento en la zona superficial del piano de subducciôn (hasta unos 50 km de profundidad, ver Imea de 50 km de profundidad en la figura 4.49) segùn puede deducirse de los datos de deformaciôn en el periodo intersismico. En cambio, el acoplamiento que muestran los modelos en la zona mâs profunda no ajusta totalmente los datos y tiene residuos sistemâticos, lo que sugiere que hay una parte de la senal que el modelo no es capaz de explicar. Es conveniente, por tanto, centrar primero el anâlisis en los resultados de los modelos en la zona superficial y en la prôxima secciôn se discutirân las posibles implicaciones de los residuos sistemâticos en las estaciones mas alejadas de la fosa. 153 4.3 M odelizacion Modelo GPS Modelo InSAR Modelo GPS + InSAR L ■70’ mm/yr LOS tc20 ■20 22’ 0 100 200 300 400 _ 20 § f,0 0^20 §110 0 S 20 mm/yr (Hz, obs) 20 mm/yr (Vert, obs) 20 mm/yr (Hz, model) 20 mm/yr (Vert, model) 100 200 300 400  100 200 300 400 F ig u r a 4 .4 8 : (a) Modelos de variaciôn del grado de acoplamiento (phi) en el piano de subduc­ ciôn segùn la inversiôn de datos GPS (a), datos InSAR (b) y de ambos (c). En cada caso se ha superpuesto la localizaciôn de los datos utilizados para la inversiôn: los puntos negros representan los puntos GPS y el rectângulo de linea discontinua représenta el ârea cubierta por los puntos InSAR. Las lineas discontinuas verdes senalan la localizaciôn de la proyecciôn en superficie de las isolineas de profundidades 30, 50 y 70 km del piano de subducciôn del modelo. En la parte inferior se muestra el ajuste observaciones - modelo en cada modelo. La paleta de color en (d) représenta los desplazamientos InSAR segùn cada modelo, y debajo se han representado en dos perfiles perpendiculares a la fosa observaciones y modelo en la linea suelo - satélite. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y GPS 154 Residuos del modelo GPS m m /a LOS -2 -4 - 20 ' Æ 5 m m /a (Hz) 5 m m /a (Vert) Residuos del modelo InSAR Residuos del modelo InSAR + GPS (rmsLOSN=2.87. rm sLO SS=2.82) (rmsVe=2.18, rmsVn=2.52, rmsVup=2.02) 0 50100 i / (rmsLOSN=1.71, rmsLOSS=1.14) (rmsVe=2.68, rmsVn=2.61, rmsVup=2.25) (rmsLOSN=1.24, rmsLOSS=0.77) (rm sV e=4.61, rmsVn=3.04, rmsVup=3.20) F ig u r a 4 .4 9 : Residuos entre las observaciones y los modelos mostrados en la figura 4.48. La linea negra discontinua représenta la isolmea de 50 km de profundidad del piano de subduccion modelizado. Los residuos respecto a las observaciones InSAR se han representado con la paleta de color que aparece en (a) y los residuos de las observaciones GPS se han representado con los vectores rojos (residuos horizontales) y azules (residuos verticales) segùn la escala que aparece en (a). El error cuadrâtico medio (rms) de los residuos de cada modelo aparecen debajo de las figuras, con las siguientes abreviaturas: rmsLOSN: rms del stack norte, rmsLOSS: rms del stack sur, rmsVe, rmsVn y rmsVup: rms de las componentes este, norte y vertical de los desplazamientos GPS. RI y R2 (en b) senalan dos zonas de residuos InSAR que se discutirân en la proxima secciôn. 155 4.3 M odelizacion A nâlisis de los m odelos de acoplam iento El acoplamiento segùn GPS e InSAR (figura 4.48 (a) y (b)) es coherente en los dos modelos en la zona sur, hasta ~ 22°S de latitud (Tocopilla). La diferencia fundamental es que el modelo GPS sugiere un acoplamiento algo mayor en la zona costera mientras que en el modelo InSAR la zona totalmente acoplada no llega hasta la costa (solo hasta 30 km de profundidad). En la zona de subducciôn bajo la Peninsula de Mejillones, el modelo GPS muestra un acoplamiento menor que el modelo InSAR, y en este caso el modelo GPS parece mas fiable, ya que no hay datos InSAR cubriendo la zona mâs externa de la Peninsula y en cambio si hay una estaciôn GPS (JRGN) en la costa. Al norte de la latitud 22°S los modelos GPS e InSAR divergen mâs. En ambos casos la zona fuertemente acoplada parece alcanzar mayores profundidades. Sin embargo el modelo de acoplamiento a partir de velocidades InSAR entre la fosa y 50 km de profundidad es mucho mâs homogéneo que el modelo GPS en la misma regiôn. Hay que tener en cuenta que en la zona norte, la zona del piano superficial (hasta 50 km) no estâ apenas cubierta por observaciones InSAR al norte de latitud 21°S, debido a la orientaciôn del track (ver posiciôn del track respecto a las isolineas de profundidad en la figura 4.48 (b)). Eso explica que la distribuciôn de acoplamiento del modelo InSAR en la zona cercana a la costa al norte de latitud 21°S se distancie del modelo GPS en la misma zona y los residuos en las estaciones GPS de esa zona sean mâs importantes (ver residuos GPS en la figura 4.49 (b)). El modelo conjunto (InSAR + GPS) parece un buen compromiso entre ambos mo­ delos. En la figura 4.50 se ha representado este modelo, senalando el contorno corres­ pondiente a un valor de phi = 0.8 (en linea continua negra) y el contorno de phi=0.3 (en linea discontinua negra). Esto permite ver de forma clara como la zona fuertemente bloqueada (phi > 0.8) se hace paulatinamente mâs profunda hacia el norte. Otro rasgo importante a destacar en este modelo es la zona de bajo acoplamiento bajo la Peninsula de Mejillones (étiqueta 1 en la figura 4.50). Como rasgos secundarios se han senalado la zona acoplada en profundidad (étiqueta a) y la zona con acoplamiento parcial cerca de la fosa (étiqueta b). Los simbolos de interrogaciôn senalan très zonas en las que el modelo puede estar afectado por artefactos: por ejemplo, el cierre de los contornos de phi 0.3 y 0.8 al sur es probablemente un artefacto del modelo, ya que es la zona en la que se termina la cobertura de los datos InSAR y GPS, y algo similar puede ocurrir en la zona norte, donde las interrogaciones indican la desviaciôn un poco abrupta de los A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y GPS 156 contornos de phi hacia la fosa. La interrogaciôn frente a la regiôn a indica una zona en la que el contorno de phi=0.3 segùn el modelo se desvia hacia zonas mâs profundas por influencia de la regiôn profunda fuertemente acoplada. En el siguiente apartado se discuten estos resultados. Modelo InSAR + GPS (preferido) i Figura 4.50: Modelo de acoplamiento en el piano de subduccion a partir de la inversion de ambos conjuntos de datos (InSAR y GPS). Es igual que el modelo de la figura 4.48 (c) pero aqui se han representado los contornos de phi = 0.8 (linea negra continua) y phi = 0.3 (linea negra discontinua). También se ha superpuesto la distribucion de deslizamiento cosismico del terremoto de Tocopilla (contornos azules). Las étiquetas numeradas 1, 2, 3, 4 y las étiquetas a y b senalan algunas regiones del modelo que se discuten el texto. Los simbolos de interrogaciôn indican zonas del modelo que pueden estar afectadas por artefactos (ver texto para mâs detalles). Como se indicô en el apartado 4.2.2.4, también se ha realizado una inversiôn utili­ zando el mapa de velocidades InSAR alternative, que résulta de construir el stack de la zona sur sin utilizar los 5 interferogramas que presentaban peores funciones de ruido (ver figura 4.40). El modelo conjunto que résulta de esto se muestra en la figura 4.51, y 157 4.3 M odelizacion el resto de modelos a partir de estos datos pueden verse en el anexo III.f. Este modelo es bastante similar al modelo anterior (figura 4.50), la mayor diferencia se encuentra en la zona sur, pues es la zona en la que mâs varian las velocidades InSAR utilizadas para la inversion. Ademâs el mapa de velocidades InSAR utilizado se acaba un poco al norte respecto al mapa anterior, lo que explica que en el modelo alternativo, el con­ torno de phi=0.8 se cierre mâs al norte. También se diferencian ambos modelos en la region fuertemente acoplada con una étiqueta a en la figura 4.50. Esta region también estâ présente en el modelo alternativo, pero el acoplamiento que présenta es menor. El resto del modelo alternativo es muy similar al modelo normal, de lo que se deduce que la utilizaciôn o no de los 5 interferogramas mâs ruidosos para el calcule del mapa de velocidades de la zona sur tiene un reducido impacto en el modelo final. Modelo InSAR + GPS (alternativo) F ig u r a 4 .5 1 : Modelo de acoplamiento (InSAR - GPS) alternativo. La diferencia fundamental de este modelo con el modelo de la figura 4.50 es que se han eliminado 5 interferogramas del mapa de velocidades InSAR de la zona sur (ver anexo I ll.f para mâs detalles). A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 158 4.4 . D iscu siôn 4 .4 .1 . R e la c iô n d e l a co p la m ien to in ters ism ico con las e s tru c tu ra s d e la p la ça su p er io r La variaciôn del acoplamiento en el modelo de intersismico a lo largo de toda la zona de estudio parece seguir de forma bastante fiel la morfologia de la linea de costa. Por un lado, en la Peninsula de Mejillones, hay un cambio abrupto entre la distancia fosa - costa frente a la peninsula (~ 75 km) y al norte y sur de la peninsula (~ 100 km). Por otro lado, en el segmento que se extiende desde el norte de la Peninsula de Mejillones hasta el Codo de Arica, la distancia fosa - costa aumenta de forma graduai: pasa de una distancia de ~ 100 km al norte de la Peninsula de Mejillones (latitud 23°S) a una distancia de ~ 180 km en el codo de Arica. La distribuciôn del acoplamiento a lo largo de la regiôn présenta una variaciôn similar: entre 24° y 20°S de latitud, el limite de la zona fuertemente acoplada (la linea de acoplamiento 0.8 phi en la figura 4.50) reproduce la linea de costa y en la zona del codo de Arica es la base de la zona acoplada (representada por la linea de 0.3 phi en la figura 4.50) la que sigue la linea de costa. La extensiôn de la zona acoplada (distancia entre la fosa y la linea de phi=0.3) aumenta gradualmente de sur a norte segun el modelo, lo que puede implicar una profundizaciôn del acoplamiento, asumiendo una geometria del piano de subducciôn con un buzamiento uniforme entre el norte y el sur como la que se ha utilizado en el modelo. A partir del modelo de acoplamiento InSAR - GPS, se ha calculado la deformaciôn vertical en superficie que predice este modelo (ver figura 4.52 y la deformaciôn vertical segùn el resto de los modelos en el anexo Ill.g). La coincidencia de la linea neutra (que marca el desplazamiento vertical cero) con la linea de costa a lo largo de la mayor parte de la regiôn (entre latitud 24° y 19°S) sugiere una fuerte correlaciôn entre la deformaciôn vertical generada por el acoplamiento en profundidad y la morfologia y situaciôn de la linea de costa. El modelo de acoplamiento obtenido, por tanto, estâ de acuerdo con una de nues- tras hipôtesis de partida: que el acoplamiento estâ asociado a la estructura de la plaça continental (es decir, con el modelo C, ver apartado 4.1.3). La asociaciôn entre la linea de costa y el deslizamiento en el piano de subducciôn ha sido descrita en otras zonas de subducciôn (p.ej. Norte Honshu, Chile, Colombia, Ecuador, México, Perù Ruff y Tichelaar, 1996; Salichon et ni., 2003; Sladen et al, 2010) y se ha sugerido que esta 159 4.4 D iscusion Deformaciôn vertical (modelo conjunto) m m /yr vert m 10 0 - 1 0 1- 2 0 1■ 1 -3 0 -70 0 50100 Figura 4.52: Velocidad de deformaciôn vertical de la superficie (en m m /ano) que predice el mo­ delo de acoplamiento intersismico a partir de velocidades InSAR + GPS. Los circulos representan la velocidad vertical en cada estaciôn GPS, representada con la misma paleta que el modelo. A coplam iento intersism ico en la laguna sfsm ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 160 asociaciôn podria estar controlada por el contacto del Moho continental con la zona de subducciôn {Ruff y Tichelaar, 1996). En el capitulo anterior sugerimos que la base de la zona bloqueada en la zona del terremoto de Tocopilla podria estar controlada por la interseccion del Moho continental con el piano de subducciôn, que puede explicar el limite inferior de la zona sismogénica debido a un cambio en el comportamiento fric- cional sobre el piano de falla inducido por la presencia de rocas hidratadas en el manto continental metasomatizado {Oleskevich et a i, 1999). Sin embargo, lo localizaciôn de este contacto solo se conoce de forma aproximada en la region de estudio (p.ej. Patzwahl et a l, 1999, dan un intervalo entre 43 - 50 km de profundidad) y la baja precision de los estudios del Moho (que varia mas de 15 km segûn los diferentes estudios, Baumont et a l, 2001; Beck y Zandt, 2002; Heit, 2005; Heit et al, 2008; Prezzi et al, 2009; Yuan et a l, 2000) no permite conocer su variaciôn a lo largo de la zona de estudio. O tra posible explicaciôn para esta relaciôn entre la subducciôn y la estructura de la plaça superior es que el mecanismo que contrôla el levantamiento de esta regiôn (que séria la zona occidental del orôgeno Andino, Coudurier Curveur, 2011) contrôle también el acoplamiento. Segûn el estudio de Coudurier Curveur (2011), este levantamiento se generaria por un engrosamiento a nivel de la zona de subducciôn, donde el contacto entre las plaças no séria una region uniforme sino estructuralmente compleja. Nuestros resultados estân de acuerdo con este modelo en varios puntos: ■ El acoplamiento (en concreto la Imea de phi=0.8) tiene la misma morfologia que el Escarpe Costero, una estructura geomorfolôgica de mas de 700 km de longitud, paralela a la fosa y con una altura media de 1000 m. Armijo y Thiele (1990) sugieren que el origen del Escarpe Costero es una gran falla normal con buzamiento hacia el oeste que se origina en la interfase de la subducciôn debido a un cambio de buzamiento de esta. ■ En nuestros modelos se ha asumido un piano liso y con un buzamiento uniforme en profundidad por simplicidad (ver apartado 4.3.2), pero en el capitulo anterior se discutiô que nuestros datos del terremoto de Tocopilla sugerfan un cambio de buzamiento a unos 30 km de profundidad y varios estudios anteriores también han propuesto este cambio de buzamiento en el piano de subducciôn {ANCORP Working Group, 2003; Chlieh et al, 2004; Delouis et al, 1997; Patzwahl et a l, 1999; Ruegg et a l, 1996). Esta profundidad, que corresponde aproximadamente 161 4.4 D iscusion a la regiôn en la que nuestro modelo présenta una segmentaciôn entre la zona 100 % acoplada y la zona en la que el acoplamiento empieza a disminuir, podria ser la zona donde se origina la falla normal, que en superficie es responsable del Escarpe Costero (y contrôla por lo tanto la morfologia de la costa). En el anexo III.h) se ha incluido una inversiôn partiendo de una geometria con un cambio de buzamiento de 13 a 15°. El resultado sugiere que nuestras observaciones de intersismico son compatibles con este cambio de geometria aunque no tienen la resoluciôn para detectarlo. Por tanto, nuestros modelos de acoplamiento son compatibles con el modelo pro­ puesto por Coudurier Curveur (2011) para explicar el engrosamiento de la regiôn de la plaça superior que se encuentra sobre la zona de nuestro modelo 4 .4 .2 . Z onas in ter seg m e n to: P en in su la d e M ejillo n es y C o d e d e A rica 4.4.2.1. R egiôn de M ejillones La zona de subducciôn situada bajo la Peninsula de Mejillones (zona con la éti­ queta 1 en la figura 4.50) aparece como una singularidad en el modelo obtenido, ya que présenta menor acoplamiento que las zonas que se encuentran a igual distancia de la fosa inmediatamente al norte y al sur de esta regiôn. Esto sugiere que la zona fuertemente acoplada remonta hacia profundidades mas superficiales bajo la peninsula, aproximândose a la fosa (ver como referenda de la base de la zona fuertemente aco­ plada el contorno de phi=0.8 en la figura 4.50). Este rasgo del modelo parece robusto, dado que todos los modelos (modelo InSAR, modelo GPS y modelo InSAR -f GPS) presentan esta zona como una regiôn del piano menos acoplada y ademâs el modelo aqui tiene buena resoluciôn, al tratarse de una zona cubierta por ambos conjuntos de datos (ver figura 4.46). Ademàs, tanto las velocidades GPS como las velocidades In­ SAR observadas en la regiôn de la peninsula sugieren que la zona de subducciôn bajo la peninsula no esta fuertemente acoplada: por un lado, las velocidades GPS observadas en las estaciones JRGN y UCNF muestran una fuerte velocidad horizontal (28.5 y 29.4 m m /ano respectivamente) y una velocidad vertical pequena pero positiva (2.7 mm /ano en ambas estaciones). Para reproducir las elevadas velocidades horizontales, se requiere un piano de subducciôn fuertemente acoplado, pero las velocidades verticales positivas controlan que la posiciôn de la zona fuertemente acopladas esté situada al oeste de la A coplam iento intersism ico en la laguna sfsm ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 162 posiciôn de las estaciones y no bajo ellas. También las observaciones InSAR muestran un comportamiento diferente de la zona de subducciôn en esta regiôn, observândose una menor deformaciôn superficial que las regiones al norte y al sur (ver figura 4.42). En estudios anteriores mediante geodesia espacial, se ha observado un comporta­ miento especial de la zona de subducciôn bajo esta peninsula asociado a los grandes terremotos que rompen al norte y al sur de esta regiôn (como el terremoto de Anto­ fagasta de 1995 y el terremoto de Tocopilla de 2007): los terremotos de subducciôn parecen detenerse cuando alcanzan esta zona bajo la peninsula y también se inician aqui (p.ej. Delouis et a l, 2009; Ruegg et al, 1996). Se ha descrito tanto deslizamiento sismico como asismico en esa regiôn después de los terremotos que rompen al norte y al sur de la peninsula {Béjar Pizarro et a l, 2010; Chlieh et al, 2004; Pritchard y Simons, 2006). En el capitulo anterior se ha sugerido que esto puede deberse a un comportamiento friccional complejo de esta regiôn del piano de subducciôn, con areas que deslizan de forma inestable durante los terremotos (asperezas caracterizadas por un comportamiento velocity-weakening) en contacto con otras areas estables o condi- cionalmente estables (comportamiento velocity-hardening) donde se producen pulsos de deslizamiento asismico. Este comportamiento complejo unido a la complejidad estruc- tural de la peninsula {Armijo y Thiele, 1990) nos llevô a sugerir en el capitulo anterior que esta zona puede describirse como una barrera geométrica. El comportamiento de esta regiôn del piano de subducciôn durante el periodo intersismico segûn el modelo de acoplamiento esta de acuerdo con el modelo de barrera propuesto, pues el acoplamiento parcial de esta regiôn puede interpretarse como el valor promedio que corresponde a una regiôn formada por otras sub-regiones que presentan distintos comportamientos friccional. Sin embargo, como senalamos en relaciôn a los modelos del terremoto de Tocopilla (capitulo anterior), se ha asumido una geometria del piano de subducciôn uniforme, que no cambia en la Peninsula de Mejillones, por lo que otra forma de in- terpretar este comportamiento heterogéneo de la regiôn bajo la peninsula séria que se debe a la existencia de una estructura compleja en esta regiôn, que no podemos resolver con nuestras observaciones. Aunque esta regiôn ha actuado como barrera al menos en los dos ûltimos terre­ motos de subducciôn que han roto al norte y al sur de la peninsula (Tocopilla 2007 y Antofagasta 1995) es im portante destacar que el deslizamiento cosismico durante estos 163 4.4 D iscusion terremotos se propagé parcialmente bajo la Peninsula (ver como se solapa el desliza­ miento cosismico de ambos terremotos en la figura 3.12). ^Représenta la Peninsula de Mejillones una barrera permanente de la subducciôn? Aunque los ûltimos terremotos ocurridos en la regiôn parecen indicar que asi es, solo conocemos con cierto detalle un intervalo temporal muy pequeno del ciclo de subducciôn. Como se ha explicado al principio de esta discusiôn, los modelos de acoplamiento requieren que la zona de sub­ ducciôn situada entre la fosa y la costa de la Peninsula esté fuertemente acoplada para reproducir las observaciones InSAR y GPS. Si esta situaciôn se mantiene asi durante gran parte del penodo intersismico, la zona de subducciôn superficial a esta latitud acumula una cantidad importante de deformaciôn. Si esta deformaciôn se acumula de forma elâstica y solo se libera una parte durante el periodo postsismico de los terremo­ tos que rompen al sur y al norte de la peninsula, de vez en cuando tendra que romperse esa regiôn para liberar la deformaciôn elâstica acumulada, lo que sugiere que puede haber terremotos que rompen la zona frente a la Peninsula de Mejillones. 4.4.2.2. R egiôn de Arica En la regiôn del codo de Arica (zona 4 en la figura 4.50), el modelo preferido présenta un estrechamiento de la zona fuertemente acoplada, similar a lo que ocurre en la zona bajo la Peninsula de Mejillones. La zona fuertemente acoplada esta limitada a una franjas mas estrecha pegada a la fosa (de ~ 75 km), mientras que la regiôn inmediatamente al sur (a una latitud aproximada de 20°S) esta zona llega a extenderse hasta 150 km de la fosa (ver contorno de phi=0.8 en la figura 4.50). Asumiendo un buzamiento uniforme del piano de subducciôn de 15°, la zona de transiciôn (entre el contorno de phi 0.8 y phi=0.3) alcanza su mayor anchura en la regiôn del codo de Arica (unos 100 km), mucho mas ancha que la zona de transiciôn al sur (unos 23 km a una latitud de 22°S). El modelo de acoplamiento en esta regiôn norte esta constrenido fundamentalmente por las velocidades GPS, pues los datos InSAR solo llegan hasta aproximadamente 19° latitud, y ademâs estân alejados de la costa. En el modelo résultante de la inversiôn ûnicamente de velocidades GPS (figura 4.48(a)), el acoplamiento en la zona del codo de Arica es muy heterogéneo y contrasta con la homogeneidad del mismo modelo en la zona al sur de 21° latitud. A coplam iento intersism ico en la laguna sfsm ica del N orte de C hile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 164 En esta zona, tanto la fosa como la costa presentan una curvatura pronunciada: la Costa pasa de tener una orientaciôn fundamentalmente Norte - Sur a una orientaciôn N50°W de forma abrupta. La fosa gira en el mismo sentido de forma mas graduai. Al contrario que en Mejillones, frente al codo de Arica la distancia fosa - costa aumenta, y también a diferencia de Mejillones, el cambio de geometria se observa no solo a nivel de la costa, sino también de la fosa. El codo de Arica se ha propuesto previamente como una barrera geométrica que sé­ para dos grandes segmentes que han roto en grandes terremotos histôricos: el segmente al norte del codo de Arica parece haber roto en 1604, 1784 y 1868 (nôtese que en el terremoto de Arequipa de Mw 8.4 en 2001 rompio solo parcialmente este segmente, sin alcanzar el codo de Arica) y el segmente al sur rompio por ultima vez en 1877 {Comte y Pardo, 1991). Nuestro modelo de acoplamiento parece conhrmar que el codo de Arica es una zona de barrera, que durante el periodo intersismico présenta una disminucion del acopla­ miento y una zona de transiciôn muy ancha. Esta zona de transiciôn, con acoplamiento parcial, podria representar (como hemos sugerido en el caso de la Peninsula de Mejillo­ nes) una zona de heterogeneidad friccional relacionada posiblemente con la singularidad geométrica visible en la morfologia de la costa. Que esta region se comporte como una barrera para la rotura de los grandes terre­ motos tiene implicaciones importantes para la evaluaciôn del mâximo terremoto que puede romper la laguna sismica actual. Sin embargo, es importante tener en cuenta que esta regiôn esta constrenida por pocos datos en nuestros modelos: en concreto a partir de Peru, solo hay una estaciôn GPS (Arequipa) y por tanto la fuerte disminuciôn del acoplamiento que se cierra hacia la fosa a 18° latitud (coincidiendo con el limite sur de la zona que rompiô en el terremoto de Arequipa de Mw 8.4 en 2001) puede ser un artefacto del modelo (las interrogaciones en esta regiôn en la figura 4.50 senalan esta incertidumbre). Los resultado en esta zona por tanto deberân ser rehnados en un estudio posterior, con datos que cubran mejor esta regiôn norte (por ejemplo utilizando el track 368, que cubre la zona cercana a la costa y densihcando la red GPS en el sur de Peru). 165 4.4 D iscusion 4 .4 .3 . R e la c iô n en tre a co p la m ien to in ters ism ico y cosism ico: R eg io n d e T oco p illa La zona sur del modelo de intersismico (zona 2 y mit ad norte de la zona 1 en la figura 4.50) corresponde a la region donde tuvo lugar el terremoto de Tocopilla en no- viembre de 2007, cuyo deslizamiento cosismico se ha representado como contornos de color azul superpuestos al modelo de intersismico en la figura 4.50. El terremoto de Tocopilla solo rompio parcialmente una zona del piano de subducciôn entre 30 - 50 km de profundidad, excepto a la latitud de la Peninsula de Mejillones, donde el desliza­ miento se extendiô hasta zonas mas superficiales (ver capitulo anterior). De acuerdo con nuestro modelo de intersismico, la zona donde rompiô el terremoto de Tocopilla es una zona de transiciôn entre el final de la zona totalmente bloqueada (a unos 30 km de profundidad, donde se localiza la zona mas superficial de la rotura de Tocopilla) y el inicio de la zona que desliza de forma continua (a partir de unos 45 km de profundidad, donde esta la zona mas profunda de la rotura de Tocopilla). Esto corresponde a la zona que se denominô en el capitulo anterior zona sismogénica inferior (entre 30 - 50 km de profundidad) y varios estudios de terremotos que se han producido al norte y al sur de la Peninsula de Mejillones han sugerido que esta zona présenta un comportamiento heterogéneo en su forma de deslizar, con zonas de tamano moderado que deslizan de forma sismica (asperezas) y son capaces de producir terremotos de magnitud moderada (por ejemplo, una réplica de Antofagasta en 1998, de Mw 7.1, el terremoto de Tocopilla de Mw 7.7 de 2007, ver apartado 3.4 y figura 3.1 del capitulo 3) y zonas entre médias que deslizan de forma asismica durante el periodo postsismico o intersismico {Béjar Pi­ zarro et ai, 2010; Chlieh et a l, 2004; Pritchard y Simons, 2006; Pritchard et al., 2006). La zona superficial inmediatamente encima de esta zona, donde se originan los grandes terremotos (como el terremoto de Antofagasta de 1995, con Mw 8.1), parece caracteri- zarse por un comportamiento mas homogéneo en su forma de deslizar (sismicamente) y en el capitulo anterior sugerimos que esto podia deberse al tamano mas grande de las asperezas. Nuestro modelo de intersismico esta de acuerdo por tanto con esta divisiôn de la zona sismogénica entre una zona inferior y otra superior con comportamientos diferentes; la zona superficial que vemos totalmente bloqueada en el intersismico co­ rresponde a la zona sismogénica superficial que tendria grandes asperezas y la zona que vemos durante el intersismico con un acoplamiento parcial que disminuye segûn A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 166 aumenta la profundidad, corresponde a la zona que tendria asperezas de menor tamano y mayor porcentaje del piano que desliza asismicamente. 4 .4 .4 . R a sg o s secu n d a r io s d el m o d e lo (zon as a y b) Aqui se discute el significado de las zonas del modelo de acoplamiento etiquetadas con las letras a y 6 en la figura 4.50. Zona a (acoplamiento fuerte en profundidad) La zona fuertemente acoplada que présenta el modelo de acoplamiento conjunto (a en la figura 4.50) aparece también en los modelos résultantes de la inversion de cada conjunto de datos por separado (ver modelo GPS y modelo InSAR en la figura 4.48). La senal de deformaciôn en superficie que intenta reproducir el modelo de acoplamiento en esta zona parece ser, en el caso de las velocidades InSAR, la zona de velocidades negativas situada al norte de la latitud 22°. Esta deformaciôn negativa se observa en varios de los interferogramas individuales tanto de la zona norte como de la zona sur (por ejemplo en los interferogramas 080428-090831, 080218-090309, 040524-050926 del sur y 070305-090831, 050718-060807, 050822-080811 del norte, ver figuras 4.33 y 4.34). En cuanto a las observaciones GPS, sobre la regiôn profunda del piano profunda fuertemente acoplada no hay estaciones, pero las estaciones mas cercanas son RADO y QUIL. Ambas estaciones présenta una velocidad vertical algo anômala respecto a las estaciones que estân alrededor (ver figura 4.9): RADO présenta una velocidad vertical negativa, mientras que las estaciones cercanas tienen velocidades verticales positivas. QUIL por su parte tiene una velocidad vertical positiva pero pequena comparada con MICA y CDLC, que son las estaciones mas cercanas. Dado que el error en la estimaciôn de las velocidades verticales es elevado (4.2 mm /ano en el caso de RADO y 5 mm/afio en el caso de QUIL, ver tabla 4.1), se ha calculado un modelo de acoplamiento a partir de la inversiôn de los datos GPS, sin tener en cuenta las velocidades en estas dos estaciones, para tener una idea de su influencia en la zona profunda fuertemente acoplada del modelo. En la figura 4.53 puede verse el modelo résultante de esta inversiôn, en el que sigue apareciendo la zona profunda fuertemente acoplada. Por tanto, se puede descartar que la senal sea debida a un problema en las velocidades GPS verticales de las dos estaciones GPS mâs cercanas. 167 4.4 D iscusiôn } (rmsLOSN=2.78, rmsLOSS=2.86) (rmsVe=2.20, rmsVn=2.56, rmsVup=1.98) Figura 4.53: (a) Modelos de acoplamiento a partir de la inversion de las velocidades GPS, sin tener en cuenta las velocidades de RADO y de QUIL. La zona profunda fuertemente acoplada al norte de 22° de latitud sigue présente en este modelo. (b) Residuos de las observaciones InSAR y GPS respecto a las velocidades superficiales que predice este modelo. A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 168 Si se asume que esta senal de deformaciôn tiene un origen tectônico, la fuente puede encontrarse en el piano de subducciôn, como sugiere el modelo de acoplamiento. Sin embargo, es discutible la existencia de una zona fuertemente acoplada a gran profundi­ dad: el piano de subducciôn modelizado se encuentra a una profundidad entre 55 - 80 km en la regiôn del acoplamiento fuerte profundo. Pero como se explicô en el apartado 4.3.2 el buzamiento a partir de 50 km de profundidad en el modelo subestima el valor del buzamiento propuesto en esta zona (ver por ejemplo la comparaciôn en perfil entre el piano de subducciôn propuesto por el experimento ANCORP [ANCORP Working Croup, 2003)) y el piano utilizado aqui, segmento rosa y azul en la figura 4.45 respec­ tivamente), y por tanto esta regiôn podria tener mas de 100 km de profundidad. Un acoplamiento tan fuerte a semejante profundidad y rodeado de zonas que deslizan de forma continua es diffcil de explicar. Una explicaciôn mâs probable es que la fuente de esta senal de deformaciôn se encuentre en alguna estructura de la plaça superior, situada posiblemente al este de la zona donde se observa la deformaciôn (ya que la zona de fuerte acoplamiento aparece en el borde del piano de subducciôn modelizado). Un ejemplo de fuente podria ser los cabalgamientos de la zona subandina (figura 2.11), que se ha propuesto en varios estudios anteriores en esta zona para explicar los residuos GPS horizontales présentes en las estaciones hacia el interior de Sudamérica. En el apartado 4.4.5 se discute esta idea. Zona b (acoplam iento parcial som ero) La zona mas superficial del piano de subducciôn se supone, en termines de aco­ plamiento mecânico, una zona en régimen friccional est able debido al alto contenido en fluidos y en sedimentos blandos [Bym e et a i, 1988) (aunque los modelos de esta regiôn son muy especulativos debido a la falta de observaciones cerca de la fosa). En nuestro modelo, esta zona aparece totalmente bloqueada, lo que podria interpretarse como una regiôn en la que prédomina un régimen friccional inestable. Sin embargo, Wang y Dixon (2004) argumentan que el hecho de que esta zona sea débil no implica que se mueva en el intersismico, especialmente si la zona inmediatamente inferior no se mueve (ya que no hay forma de transm itir la fuerza a esta zona mas somera). De acuerdo con esta idea, el comportamiento cinemâtico que sugiere nuestro modelo en esta regiôn mâs superficial podria no corresponderse con su comportamiento friccional. 169 4.4 D iscusiôn y tratarse de una zona estable que vemos bloqueada por un efecto de sombra de la zona inferior acoplada. En la zona superficial al norte, cerca de la fosa, el modelo présenta una regiôn solo parcialmente acoplada (étiqueta b en la figura 4.50): podria ser un artefacto del modelo, aunque el test de “checkerboard” en esta zona présenta una resoluciôn relativamente buena (a partir de la inversiôn de datos GPS). A la misma latitud pero a mayor profundidad tuvo lugar el terremoto de Tarapacâ de Mw 7.7 en 2005 (epicentro sefialado por una estrella azul en la figura 4.50), que fue un terremoto en extensiôn ( “slab-pull” ) que se produjo a ~ 100 km de profundidad en el interior de la plaça que subduce {Delouis y Legrand, 2007; Peyrat et a l, 2006). Una posible explicaciôn para la regiôn parcialmente desacoplada en el modelo es que el terremoto de Tarapacâ pudo haber desencadenado un deslizamiento en la zona mas somera. Un anâlisis en detalle de las series temporales GPS y de la sismicidad son necesarios para refinar este resultado. 4 .4 .5 . R esid u o s Las velocidades horizontales que predice el modelo de acoplamiento obtenido aqui, explican razonablemente bien las observaciones GPS cerca de la costa, pero son inferio- res que las velocidades GPS en las estaciones localizadas mâs al este (figura 4.48(f)), lo que quiere decir que el campo de velocidades modelizado decae mâs râpidamente que el campo de velocidades observado segûn nos alejamos de la costa. Ademâs, los resi­ duos horizontales en las estaciones del interior estân sistemâticamente orientados hacia el noroeste (figura 4.49(c)). Esto es un rasgo présente en todos los estudios que han modelizado el campo de velocidad intersismico a partir de datos GPS en esta regiôn y en la mayoria de los casos se han explicado mediante una componente del campo de velocidad asociada al crecimiento de los Andes (que séria la dominante en las estaciones de la zona de trasarco), que estaria superpuesta a la senal elâstica asociada al acopla­ miento en la zona de subducciôn (que dominaria en las estaciones cercanas a la costa) {Bevis et a l, 2001; Chlieh et a l, 2004; Khazaradze y Klotz, 2003; Klotz et al, 1999; Norabuena et a l, 1998). Esta componente podria originarse, segûn estos trabajos, en los cabalgamientos de la zona subandina, que se sitûan a unos 600 km al este de la zona de estudio (ver figura 2.11 del capitulo 2) y los estudios GPS estiman su valor entre 3 A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de Chile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y G PS 170 - 15 m m /ano {Bevis et ai, 2001; Chlieh et ai, 2004; Khazaradze y Klotz, 2003; Klotz et a i, 1999; Norabuena et a i, 1998). Segûn los modelos obtenidos aqui, la velocidad en la mayoria de las estaciones uti- lizadas en este estudio esta controlada por el acoplamiento en la zona de subducciôn y solo a partir de 200 km de distancia a la costa empieza a dominar la componente secundaria (4.48(f)). Los residuos horizontales sistemâticos que obtenemos al comparar las velocidades GPS horizontales con las predicciones del modelo de acoplamiento pue- den deberse a esta componente secundaria asociada a los cabalgamientos subandinos, pero dado que nuestras observaciones estân a una distancia de menos de 300 km de la costa, y todas las observaciones estân al oeste del arco volcânico, es diffcil caracterizar esta componente a partir de nuestras observaciones. 4.5. C on clu sion es del estu d io del acop lam ien to in tersism i­ co El enfoque metodolôgico utilizado ha permitido obtener un campo de velocidades InSAR y GPS durante el perfodo intersismico en el norte de Chile. La mayor dificultad ha consistido en obtener un mapa de velocidades InSAR, debido a la confluencia de varios factores adversos que ocultan la seûal tectônica y que en muchos casos estân correlacionados entre ellos, y a su vez con la deformaciôn, como son: 1) la deformaciôn cosfsmica asociada a dos grandes terremotos que tuvieron lugar en la zona de estudio durante el perfodo considerado; 2) la presencia de una rampa debida a los errores orbitales y 3) los efectos atmosféricos correlacionados con la topograffa y debidos a la estratihcaciôn vertical de la troposfera. Siguiendo una estrategia que ha consistido en limitar las combinaciones de imâgenes de forma que no incluyan la seûal cosfsmica de los terremotos, corregir la rampa orbital de cada interferograma con las ayuda de las velocidades GPS, eliminar la senal atmosférica estimando de forma empfrica la relaciôn entre la fase y la topograffa, y sumar todos los interferogramas corregidos, se ha conseguido disminuir todos estos artefactos y hacer visible la senal tectônica. El anâlisis de las velocidades intersfsmicas estimadas ha permitido estudiar la varia­ ciôn de la profundidad del acoplamiento a lo largo de la zona de subducciôn. Una de las conclusiones fundam entals que se puede extraer del modelo de intersismico obtenido es que el acoplamiento entre la Peninsula de Mejillones y el codo de Arica sigue la 171 4.5 C onclusiones del estudio del acoplam iento intersism ico morfologia de la Imea de costa, lo que sugiere que existe una relaciôn de causa efecto entre el acoplamiento en la zona de subducciôn y la estructura de la plaça superior. Una posible explicaciôn podria ser que el contacto del Moho continental con el piano de subducciôn contrôle el acoplamiento, pero la baja resoluciôn de los estudios del Moho que existen en la regiôn no permite confirmarlo. O tra explicaciôn podria ser la exis­ tencia de una complejidad estructural en la zona de subducciôn que esté controlando tanto el acoplamiento como la estructura de la plaça superior, como proponen algunos estudios recientes {Armijo et a i, 2010a; Coudurier Curveur, 2011). A la latitud de la Peninsula de Mejillones, la zona fuertemente acoplada esta situada entre la costa y la fosa, y bajo la peninsula se localiza la zona de transiciôn, en la que se produce deslizamiento asismico durante el periodo intersismico. Este comportamiento sugiere que durante el perfodo intersfsmico solo se acumula parcialmente la deformaciôn elâstica en esa regiôn, y esa es posiblemente la causa de que esta regiôn actùe como una barrera sistemâtica para los terremotos que rompen los segmentos al norte y al sur de la penfnsula. Sin embargo, la zona de subducciôn situada frente a la Penfnsula de Mejillones, entre la fosa y la costa, estâ fuertemente acoplada segûn el modelo de intersfsmico, lo que sugiere que de vez en cuando un terremoto de subducciôn deber romper esa regiôn y liberar la energfa elâstica acumulada. En la regiôn del codo de Arica, el acoplamiento también sigue la morfologfa de la Ifnea de costa, que aquf muestra también un cambio de direcciôn, pero mucho mâs graduai que el que se produce en la Penfnsula de Mejillones. El modelo de acoplamiento obtenido présenta una disminuciôn del acoplamiento y una zona de transiciôn muy ancha comparada con la regiôn sur (pasa de ~ 23 km a 22°S de latitud a ~ 100 km a la latitud del codo de Arica, asumiendo un buzamiento uniforme del piano de subducciôn de 15°). Hemos sugerido que la zona de transiciôn, con acoplamiento parcial podrfa represent ar una zona de complejidad estructural relacionada con la singularidad geométrica visible en la morfologfa de la costa. Nôtese sin embargo que, debido a la baja resoluciôn de los modelos en esta regiôn (por la baja densidad de observaciones en la zona de Perû), este comportamiento intersfsmico deberâ ser conhrmado en un estudio posterior con mâs observaciones. Aunque el modelo conjunto InSAR - GPS obtenido aquf explica satisfactoriamente las observaciones en la zona costera, hacia el interior el modelo no reproduce bien las observaciones GPS horizontales, dejando residuos sistemâticos hacia el NE, lo que A coplam iento intersism ico en la laguna sism ica del N orte de C hile - Sur de Peru a partir de datos InSA R y C P S 172 sugiere la existencia de una fuente secundaria lejana, no relacionada con el acoplamiento de la zona de subducciôn. Esta fuente secundaria podrfa ser el acortamiento de los Andes localizado en los cabalgamientos de la zona subandina (a unos 600 km al este de la zona de estudio), aunque la caracterizaciôn de esta fuente requiere mas observaciones al este de la zona de estudio. Conclusiones générales Las observaciones InSAR y GPS utilizadas en esta tesis registran la deformaciôn del terreno asociada a varias fases del ciclo de subducciôn en el norte de Chile: la deformaciôn cosfsmica producida por un terremoto de subducciôn de tamaho mode­ rado y relativamente profundo (el terremoto de Tocopilla de Mw 7.7, 14/11/2007), la deformaciôn postsfsmica durante un mes después de este terremoto, y la deformaciôn intersfsmica medida en un perfodo entre terremotos (entre 2003 - 2010). A partir de la deformaciôn registrada en superficie, hemos intentado obtener una imagen de lo que ocurre en el piano de subducciôn, construyendo modelos elâsticos capaces de reprodu­ cir las observaciones. Los resultados de estos modelos nos han permitido investigar las cuestiones que se plantearon al inicio de esta tesis, que se organizan en torno a cuatro puntos fundamentales: 1. la segmentaciôn en profundidad. 2. la segmentaciôn lateral. 3. la relaciôn entre la subducciôn y las estructuras de la plaça superior. 4. el estado actual de la laguna sfsmica del norte de Chile. C onclusiones générales 174 5.1. S egm en taciôn en profundidad de la zona de su b d u c­ ciôn 5 .1 .1 . L im ite in ferior d e la zo n a s ism o g én ica El estudio del terremoto de Tocopilla (Mw 7.7, 14 de noviembre de 2007) sugiere que el limite inferior de la rotura se situa a ~ 50 km de profundidad, que se corresponde po­ siblemente con la maxima profundidad sismogénica en la zona que rompio el terremoto (la region situada entre la ciudad de Tocopilla y la Peninsula de Mejillones). Dado que ésta es la profundidad aproximada a la que el Moho continental intercepta la interfase de la subducciôn en esta regiôn, la maxima profundidad de la zona sismogénica podrfa estar controlada por la profundidad del Moho continental. Durante el perfodo intersfsmico, nuestros modelos de acoplamiento de toda la regiôn del norte de Chile muestran una variaciôn espacial en el limite inferior de la zona acoplada: en la regiôn del terremoto de Tocopilla, la base de la zona acoplada coincide aproximadamente con la maxima profundidad de la rotura del terremoto de Tocopilla, pero hacia el norte de Tocopilla, este limite inferior de la zona acoplada esta cada mâs alejado de la fosa, y se situa bajo la Ifnea de costa. Esto puede interpretarse o bien como un aumento de la profundidad o bien como una variaciôn del buzamiento del piano de subducciôn si la profundidad es constante. Una profundizaciôn del acoplamiento podrfa deberse a un aumento de la profundidad del contacto del Moho continental con la subducciôn en esa zona, aunque los estudios existentes sobre la localizaciôn de este contacto tienen una incertidumbre importante (~ 15 km). A pesar de que los modelos teôricos sehalan al contacto de la zona de subducciôn con el Moho continental como el Ifmite de la zona sismogénica (debido a la presencia de un manto serpentinizado que favorece un deslizamiento asfsmico estable, {Hyndman et a i, 1997; Peacock y Hyndman, 1999; Reinen et ai, 1992), al menos en dos zonas de subducciôn se han descrito zonas sismogénicas mâs profundas que este contacto: en la regiôn que rompiô durante el terremoto de Mw 9.2 de Sumatra en 2004 {Dessa et ai, 20009; Simoes et al, 2004) y en el norte de Honshu (Japôn) {Seno, 2005). La cuestiôn de qué contrôla el limite inferior de la zona sismogénica en el norte de Chile se podrâ responder con mayor precisiôn cuando exista un mejor conocimiento de la variaciôn de la geometria del piano de subducciôn y de la profundidad del Moho continental. 175 5.1 Segm entaciôn en profundidad de la zona de subducciôn 5 .1 .2 . L im ite su p er io r d e la zo n a s ism o g én ica De acuerdo con nuestro modelo de acoplamiento intersismico preferido, la region del piano de subducciôn mâs superficial estâ totalmente bloqueada, lo que podria interpre­ tarse en termines friccionales como una regiôn en la que prédomina el comportamiento inestable, formada por asperezas rodeadas por regiones con comportamiento estable, que permanecen bloqueadas por la sombra de esfuerzos (“stress shadow”) de las as­ perezas bloqueadas. Esto estâ en desacuerdo con los modelos teôricos, que describen un régimen friccional estable en esta zona superficial del piano de subducciôn, debido al alto contenido en fiuidos y en sedimentos blandos {Bym e et a l, 1988). Pero como senalamos en el apartado 2.1.1, las caracteristicas friccionales y el tipo de deslizamien­ to de la zona mâs superficial de la subducciôn segûn los modelos teôricos son muy especulativos, debido a la escasez de observaciones en la regiôn cercana a la fosa. Una posible interpretaciôn es que el comportamiento cinemâtico que sugiere nuestro modelo en esta regiôn superficial no se corresponda con su comportamiento friccional, y que se trate de una zona en la que prédomina un comportamiento estable (acorde con los modelos teôricos) pero que permanece parada durante el perfodo intersfsmico por un efecto de sombra de la zona inferior acoplada {Wang y Dixon, 2004). La implicaciôn mâs importante del hecho de que esta regiôn superficial esté aco­ plada mecânicamente o no durante el perfodo intersfsmico es que pueda producirse un deslizamiento importante de esta zona en los grandes terremotos de subducciôn y por tanto generarse un tsunami {p.e]. Vigny et al. (2011)). Es importante destacar, no obs­ tante, que nuestros modelos tienen poca resoluciôn en esta regiôn (pues estâ alejada de las observaciones), y serfan necesarias medidas de deformaciôn intersfsmica cercanas a la fosa para refinar estos resultados (p.ej. Gagnon et al. (2005)). 5 .1 .3 . L im ite m ed io d e la zo n a s ism o g én ica De acuerdo con nuestros modelos del terremoto de Tocopilla, este evento rompiô la zona profunda de la interfase sismogénica (entre 30 - 50 km de profundidad) y la rotura no se propagé hasta la fosa. La zona superficial que no rompiô durante este terremoto si parece estar acoplada (como muestra nuestro estudio del acoplamiento intersfsmico y como se habfa visto en estudios anteriores), por lo que hemos sugerido que puede existir un limite, a unos 30 km de profundidad en la regiôn de la rotura C onclusiones générales 176 de Tocopilla, que impidiô la propagaciôn de la ruptura en la zona superficial y que separaria dos regiones con distinto comportamiento dentro de la zona sismogénica: una zona sismogénica somera (entre la fosa y 30 km de profundidad), que no rompio durante el terremoto de Tocopilla, y una zona sismogénica profunda (entre 30 - 50 km de profundidad) que rompiô durante este terremoto. Esta segmentaciôn en profundidad parece corresponder, en nuestros modelos de acoplamiento intersfsmico, al Ifmite entre la regiôn superficial 100 % acoplada y la regiôn parcialmente acoplada mâs profunda. Este Ifmite sigue aproximadamente la Ifnea de costa en la mayor parte de la zona de estudio (entre 24 y 20° latitud), y por tanto se aleja de la fosa en la regiôn norte, excepto en el codo de Arica, donde el Ifmite de la zona 100% acoplada alcanza su menor distancia a la fosa (~ 70 km). Hemos sugerido que este Ifmite podrfa corresponder a un cambio en la geometrfa y /o en las propiedades fricciônales de la zona sismogénica: por un lado, se ha discutido un cambio de buzamiento del piano de subducciôn a 30 km de profundidad, propuesto en estudios anteriores {ANCORP Working Group, 2003; Armijo y Thiele, 1990; Ghlieh et a l, 2004; Delouis et a l, 1997; Patzwahl et a i, 1999; Ruegg et ai, 1996) y compatible con nuestros datos del terremoto de Tocopilla (ver capitulo 3, apartado 3.6.1), que podrfa actuar como una barrera geométrica {Aki, 1979; King, 1986). Por otro lado, el comportamiento de las dos zonas sismogénicas en profundidad, durante los terremotos que rompen una u otra, y durante el periodo intersfsmico aquf estudiado, sugieren que la zona sismogénica superficial podrfa estar formada por asperezas de mayor tamaho (y por tanto el comportamiento serfa mâs homogéneo) y la zona sismogénica profunda tendrfa un comportamiento en su forma de deslizar mâs heterogéneo (parcialmente acoplada durante el intersfsmico), y debido al tamaho menor de sus asperezas producirfa terremotos de magnitud moderada (de magnitud inferior a 8). Este Ifmite parece capaz de parar la propagaciôn de la rotura de los terremotos de magnitud moderada que se originan en la zona sismogénica profunda (como ocurriô en dos terremotos al sur de Antofagasta, uno de Mw 7.5 en 1987 y otro de Mw 7.1 en 1998, y en el terremoto de Tocopilla de Mw 7.7 estudiado aquf ), pero no la rotura de los grandes terremoto que rompen la zona sismogénica somera y que se propagan hasta abajo de la zona bloqueada, como ocurriô en el terremoto de Antofagasta de Mw 8.1 en 1995 y con el terremoto de Maule (centro de Chile) de Mw 8.8 en 2011 {Ghlieh et 177 5.2 Segm entaciôn lateral de la zona de subducciôn: al, 2004; Ihmlé y Ruegg, 1997; Pritchard y Simons, 2006; Ruegg et al, 1996; Vigny et al, 2011). 5.2. S egm en taciôn lateral de la zon a de subducciôn: La imagen de la zona de subducciôn del norte de Chile que hemos obtenido a partir de la modelizaciôn de las observaciones geodésicas, nos ha permitido identificar dos zo­ nas de barrera que también estân asociadas a complejidades estructurales o geométricas (la Peninsula de Mejillones y el Codo de Arica). 5 .2 .1 . P en in su la d e M ejillo n es Los principales resultados de nuestros modelos de la zona de subducciôn situada bajo la Peninsula de Mejillones sugieren: ■ durante el terremoto de Tocopilla, la rotura no se propaga hacia el sur de la Peninsula de Mejillones, sino que se detiene bajo la zona norte de la peninsula. Esto parece conhrmar el papel de zona intersegmento de esta regiôn del piano de subducciôn, capaz de parar la rotura de los terremotos que rompen los segmentos al norte y al sur de la peninsula , como ocurriô durante el terremoto de Antofa­ gasta de 1995 {Delouis et al, 1997; Ruegg et al, 1996) y posiblemente durante el terremoto de Iquique de 1877. ■ durante el mes posterior al terremoto de Tocopilla, la mayor parte del desliza­ miento postsismico, tanto sismico (réplicas) como asismico {afterslip), se con­ centra en torno al piano de subducciôn bajo la zona norte de la Peninsula de Mejillones y en su extensiôn hacia la fosa. Este comportamiento es similar al ob­ servado en esta regiôn después del terremoto de Antofagasta de 1995 {Chlieh et al, 2004; Pritchard y Simons, 2006) y hemos sugerido que puede deberse a un entramado de zonas con distinto comportamiento friccional: zonas predominante- mente ’’velocity-weakening” (donde se produce el deslizamiento sismico) y zonas con ” velocity-strenghtening” (las zonas en las que se producirfa el deslizamiento asfsmico). ■ durante el periodo intersfsmico estudiado (2003 - 2010), la zona del piano de subducciôn bajo la penfnsula estâ solo parcialmente bloqueada de acuerdo con C onclusiones générales 178 nuestro modelo preferido de acoplamiento, lo que hemos interpretado como el acoplamiento promedio de un entramado de sub-regiones, unas bloqueadas y otras deslizando de forma asismica, que corresponderian a las sub-regiones con distinto comportamiento friccional descritas en el pârrafo anterior. Por tanto, tanto el estudio del terremoto de Tocopilla como el estudio del perfodo intersfsmico sugieren un comportamiento friccional heterogéneo bajo la Penfnsula de Mejillones y hemos discutido la posible causa ffsica o estructural de esta variaciôn lateral del comportamiento friccional en esta regiôn. La complejidad estructural que caracteriza la penfnsula, densamente fracturada por fallas de gran tamaho, pone de manifiesto la complejidad estructural de la plaça superior en esta regiôn {Armijo y Thiele, 1990). Esto sugiere que esta barrera es posiblemente de origen estructural, y por tanto la estructura compleja de la plaça superior podrfa estar controlando el comportamiento de la interfase de subducciôn. La Penfnsula de Mejillones parece ser la expresiôn en superficie de una barrera per­ manente de la subducciôn, pero teniendo en cuenta que solo conocemos los terremotos mâs recientes que han tenido lugar en las cercanfas de la Penfnsula, no podemos des- cartar que se puedan producir terremotos que atraviesen esta regiôn. En otras zonas de subducciôn, las regiones intersegmento caracterizadas por un bajo acoplamiento duran­ te el periodo intersfsmico, en ocasiones son capaces de parar la rotura de los terremotos y en otras ocasiones no {Konca et a l, 2008; Perfettini et al, 2010). Bajo la Penfnsula de Mejillones, la zona de subducciôn estâ solo parcialmente acoplada, pero en la zona superficial parece estar fuertemente acoplada segun nuestros modelos, por lo que parece probable que de vez en cuando un terremoto de subducciôn rompa esa regiôn y libéré la energfa elâstica acumulada. 5 .2 .2 . O tras b arreras la téra les 5 .2.2.1. El C odo de A rica Segun nuestro modelo de intersfsmico preferido, el acoplamiento en la zona de sub­ ducciôn frente al Codo de Arica disminuye respecto a la zona inmediatamente al sur y la zona de transiciôn es muy ancha comparada con la regiôn sur (pasa de ~ 23 km a 22°S de latitud a ~ 100 km a la latitud del codo de Arica, asumiendo un buzamiento 179 5.3 R elaciôn entre la subducciôn y las estructuras de la plaça superior uniforme del piano de subducciôn de 15°), lo que sugiere un comportamiento friccional heterogéneo en toda esta zona. Este bajo acoplamiento, unido al cambio en la geometria de la zona de subducciôn (visible tanto en la costa como en la fosa), parece conhrmar el papel de zona inter­ segmento de la flexiôn de Arica, que ya se habfa propuesto anteriormente como una importante barrera geométrica que sépara las zonas de rotura de una serie de grandes terremotos histôricos que rompieron el segmento norte (en 1604, 1784 y 1868) y el seg­ mento sur (en 1877) de esta regiôn por separado {Comte y Pardo, 1991). Sin embargo, dado que esta zona esta en la regiôn donde nuestro modelo esta constrenido por po­ cos datos, el comportamiento intersfsmico de esta regiôn deberâ ser estudiado mâs en detalle en un estudio posterior que utilice mâs observaciones. 5.2.2.2. El lim ite norte de la rotura de Tocopilla El Ifmite norte de la rotura del terremoto de Tocopilla podrfa ser una barrera no permanente, debida a la rotura de esta regiôn en un terremoto de Mw 7.4 en 1967, que podrfa haber liberado parcialmente los esfuerzos acumulados en el perfodo intersfsmico. Nuestros modelos de acoplamiento intersfsmico no muestran un acoplamiento reducido en esta zona, pero esto puede ser debido a que es demasiado pequeno para la resolu­ ciôn de nuestros modelos, o bien al efecto de sombra. Ademas este terremoto previo posiblemente cargô el segmento que rompiô posteriormente en 2007, lo que explicarfa la nucleaciôn de la rotura de 2007 en esa misma regiôn. 5.3 . R elaciôn en tre la su b d u cciôn y las estru ctu ras de la plaça superior El estudio del acoplamiento intersfsmico ha revelado una correlaciôn signihcativa entre la distribuciôn del acoplamiento y la Ifnea de costa. Ademas, nuestro modelo de acoplamiento intersfsmico preferido predice una deformaciôn vertical en la superficie cuya Ifnea neutra (desplazamiento vertical cero) coincide con la Ifnea de costa a lo largo de la mayor parte de la regiôn, lo que sugiere una fuerte correlaciôn entre el proceso de carga de la zona de subducciôn y la deformaciôn a largo plazo de la zona situada sobre la zona acoplada C onclusiones générales 180 En otras zonas de subducciôn se ha propuesto que puede ser el contacto del Moho continental con la interfase de subducciôn lo que détermina la profundidad de la zona sismogénica y la posiciôn de la Imea de costa. Sin embargo, en el norte de Chile no se conoce la localizaciôn del Moho con precisiôn, por lo que no se puede saber si varia de forma similar al acoplamiento a lo largo de la zona de estudio. Nuestro modelo de acoplamiento esta correlacionado con el Escarpe Costero (una estructura de la plaça superior, ver apartado 2.2.2) y es compatible con un cambio en el buzamiento de la zona de subducciôn. Estos dos elementos parecen estar asociadas al mecanismo de engrosamiento de la plaça superior en la regiôn de nuestro modelo (Armijo et al. 2010, Coudurier Curveur 2011), por lo que la existencia de una complejidad estructural a nivel del piano de subducciôn (donde se produce el engrosamiento) podrfa estar controlando tanto el acoplamiento como la estructura de la plaça superior. 5.4 . E stad o de la laguna sism ica del n orte de C hile - sur de P erû En el capftulo 3 se ha comparado el déficit de deslizamiento acumulado en la regiôn segûn un modelo uniforme desde que rompiô en un gran terremoto por ûltima vez (hace ~130 anos) con el deslizamiento liberado por los terremotos que han tenido lugar desde entonces. Segûn este modelo uniforme, se habrfan acumulado ~ 8.5 m antes del terremoto de Tocopilla en 2007 (lo que équivale a un terremoto de Mw 8.7), y el terremoto de Tocopilla solo habrfa liberado un 2.5% por lo que concluimos que el potencial para un terremoto de Mw 8.7 en la laguna sfsmica permanecfa similar al que tenfa antes del terremoto de Tocopilla. El estudio del acoplamiento intersfsmico que se ha llevado a cabo posteriormente permite refinar este resultado. En lugar de hacer un modelo uniforme, se puede hacer un modelo del déficit de deslizamiento acumulado segûn la variaciôn de acoplamiento obtenido en el modelo preferido (figura 3.13 del capftulo 4). Asumiendo que este modelo de acoplamiento représenta la situaciôn durante todo el perfodo desde el ûltimo terre­ moto de 1877, multiplicando tiempo (133 anos) por velocidad de convergencia (0.066 m/ano) y por el fndice de acoplamiento (phi) se obtiene el déficit de deslizamiento total que se habrfa acumulado en el piano de subducciôn si no se hubiera producido ningûn deslizamiento (sfsmico o asfsmico) en este perfodo. Substrayendo a este déficit total el 181 5.5 Perspectivas futuras deslizamiento liberado en los terremotos ocurridos desde 1877 en la region, se obtiene el déficit de deslizamiento acumulado en la actualidad (ver figura 5.1). Como se muestra en esta figura, en la zona al sur de la Peninsula de Mejillones, el déficit de deslizamiento acumulado es notablemente menor que en la region al norte de la peninsula, debido a que el terremoto de Antofagasta, sus réplicas y el deslizamiento asismico asociado, liberaron una parte importante de deslizamiento (un mâximo de ~ 5 m durante el cosismico del terremoto de Antofagasta, Chlieh et al. (2004)). Nôtese que en esta regiôn al sur de la peninsula no se conoce la fecha del ultimo gran terremoto anterior al terremoto de Antofagasta de 1995, y la estimaciôn del déficit se ha realizado asumiendo que es parecida a la de la zona al norte de la peninsula (pero podrfa ser mayor en caso de que el ultimo gran terremoto en este segmento fuera anterior a 1877). En la zona del norte en cambio los terremotos que han tenido lugar no han variado apenas el déficit acumulado desde 1877, solo el terremoto de Tocopilla lo ha disminuido ligeramente en la zona de subducciôn bajo la costa, pero en la zona superficial de la rotura de Tocopilla (entre la costa y la fosa) y en toda la regiôn al norte de Tocopilla, el déficit permanece igual. Las zonas en torno a las dos zonas intersegmento estudiadas (la Penfnsula de Me­ jillones y el Codo de Arica) presentan un déficit de deslizamiento acumulado menor que el segmento central que limitan, lo que sugiere que los terremotos que rompan este segmento en el futuro posiblemente deslizarân menos al llegar a estas barreras, como ha ocurrido en los dos terremotos instrumentales que han roto cerca de la Penfnsula de Mejillones (Antofagasta 1995 y Tocopilla 2007, {Béjar Pizarro et al., 2010; Pritchard et al, 2002)). 5.5. P ersp ectivas futuras A continuaciôn se proponen algunos estudios adicionales que permitirfan completar los resultados obtenidos en esta tesis y contestar a las cuestiones que quedan abiertas: ■ Por un lado, la realizaciôn de modelos con mâs datos en las regiones mal cons- trenidas en nuestra zona de estudio, fundamentalmente en la zona costera situada al norte de ~ 21°S y en especial toda la regiôn del Codo de Arica, permitirâ validar el modelo de acoplamiento obtenido en estas regiones. C onclusiones générales 182 'i t 50100 Figura 5.1: Déficit de deslizamiento acumulado en la laguna sfsmica del norte de Chile - sur de Peru desde hace ~ 130 anos. Se ha substraido el deslizamieno liberado en los terremotos ocurridos desde 1877 en la region. Los sfmbolos de interrogacion en los extremos norte y sur indican que el modelo tiene gran incertidumbre en esas regiones debido a la escasez de datos. 183 5.5 Perspectivas futuras ■ Ademâs, serfa de gran interés estudiar la evolucion temporal del comportamiento de la zona de subducciôn durante el perfodo intersfsmico, mediante series tempo­ rales InSAR y GPS. Esto permitirfa responder a la cuestiôn sobre si la la imagen del acoplamiento que hemos obtenido es estâtica o se producen fenômenos tran- sitorios a lo largo del tiempo, en concreto en las regiones de barrera (la Penfnsula de Mejillones y el Codo de Arica). ■ Una de las limitaciones de los modelos obtenidos es la geometrfa simple utilizada, lo que limita la interpretaciôn de los resultados a variaciones friccionales sobre el piano de subducciôn. Serfa interesante explorar geometrfas mâs complejas, en concreto en las regiones de barrera estudiadas, que parecen relacionadas con complejidades estructurales y cambios en la geometrfa del piano de subducciôn. ■ Un mejor conocimiento de la estructura de la plaça superior (p.ej. la localizaciôn précisa del contacto del Moho continental con la zona de subducciôn, la existen­ cia de complejidades estructurales en profundidad) permitirfa responder a varias preguntas que plantean los resultados, como por ejemplo qué contrôla la base de la zona sismogénica y cual es el proceso que relaciona el acoplamiento en la zona de subducciôn con la estructura de los Andes (el Bloque Costero). ■ Por ultimo, desde el punto de vista metodolôgico, el enfoque utilizado para elimi­ nar los errores atmosféricos de los datos InSAR, mediante una estimaciôn empfrica de la relaciôn fase - topograffa, deberâ ser validado con modelos independientes, como por ejemplo modelos atmosféricos globales (ERA-40 y ERA-interim) o re- trasos troposféricos cenitales en los GPS. 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Material suplementario de los capitulos 1 y 2 200 Andes Centrales ~21°S 4000 - 4700 m4000 2000 1000-2500 m 0 -2000 -4000 -6000 -8000 0 200 600 800 1000 1200 1400400 Distancia (km) Figura I . l : (a) M ap a con las zonas de subduccion analizadas p o r Lamb (2006) (b) Perfiles b a tim étrico s y topogrâficos a trav é s de las zonas de su bduccion n u m erad as en (a). E l perfil de los A ndes C en tra les d e s tac a c la ram en te so b re el resto , con la fosa m as p ro fu n d a (7 km b a jo el nivel del m ar) y las m ayores elevaciones (u nos 4 km por encim a del nivel del m ar). 201 I.b Cadena interferom étrica ROI PAC Orbits Condition dataCondition data Form SLC 2Form SLC 1 Estimate tie points Resample image #2 Form interferogram Estimate correlation DEM GPS (Re)Estimate baselineRemove topography Remove model Filter & look down Unwrap phase Return model Geocode Independent data Post-process model Figura 1.2: D ia g ram a de flujo que m u e s tra los p rin cip ales p asos q ue sigue la c ad e n a R O I-P A C p a ra c o n s tru ir u n in te rfe ro g ra m a a p a r t i r de dos im âgenes SA R (a p a r t i r de Sim ons y R osen (2007) M aterial suplem entario de los capitu los 1 y 2 202 Anexo II M aterial suplementario del capitule 3 II.a. Error assoc ia ted to th e In S A R d ata Fig. II. 1 shows the noise energy of the interferometric phase (in radians) as a fun­ ction of spatial wavelength (in km) for the track 368 and track 96 interferograms. The noise of each interferogram is defined here using a function, S(r), which measu­ res the mean absolute phase difference between two pixels separated by the distance r (Puysségur et al. 2007, Cavalie et al. 2008): ^ 1/(0 ~ fU) \ where f(i) and f(j) are the interferometric phases of pixels i and j, respectively, d(i, j) is the distance separating i and j, and Nr is the number of pixel pairs such tha t d(i, j) = r- II.b . G P S d ata and tim e-series Tables II. 1 -II.4 and Figs II.2 and II.3. Position time series for the 11 cGPS stations in the deformation region (Figs II.2 and II.3). North, East and Up components are shown for each station. Time is in GPS days and displacements are in meters. Error bars depict 2-sigma error. M aterial suplem entario del capitu le 3 204 4 track 96 track 368 3 T3 LU 1 0 0 20 40 60 80 Spatial wavelength (km) Figura II. 1; N oise e n erg y o f th e in te rfe ro m e tr ic p h a se as a fu n c tio n o f sp a tia l w av elen g th for th e tra c k 368 in te rfe ro g ra m (red line) a n d th e tra c k 96 in te rfe ro g ra m (b lu e line). D ash ed v e r tica l line m ark s th e c h a ra c te ris tic d is ta n c e chosen for b o th in te rfe ro g ram s. D ash ed h o rizo n ta l lines in d ic a te th e co rre sp o n d in g en erg y v a lue for each in te rfe ro g ram . 205 II.b G PS data and tim e-series Location D isplacem ent (cm) Error (cm) Site Lon. Lat. E ast N orth Up E ast North Up CBAA -68.448 -22.746 -4.891 0.051 -0.853 0.430 0.177 0.912 CDLC -69.762 -22.19 -11.031 -5.288 -7.295 0.477 0.193 1.001 C T LR -70.097 -21.964 -1.015 0.798 8.128 0.612 0.225 1.276 C JN T -67.761 -23.027 -1.749 0.503 -0.703 0.525 0.196 1.130 JR G N -70.575 -23.289 -14.806 -14.465 20.583 0.462 0.196 0.949 MCLA -70.248 -22.746 -6.882 -5.988 27.515 0.455 0.193 0.952 PM E J -70.448 -23.101 -19.307 -13.609 35.317 0.586 0.223 1.227 QUIL -69.558 -21.692 -6.148 -4.807 -2.526 0.845 0.298 1.861 SRGD -69.348 -22.871 -12.559 0.004 -4.675 0.426 0.181 0.887 T C PL -70.195 -22.088 -4.565 1.173 14.099 0.532 0.207 1.120 VLZL -69.965 -23.117 -8.103 -3.519 -2.783 0.495 0.200 1.051 Tabla II. 1: Coseismic displacements used in this study for the 11 cGPS stations in the deformation region. Sites positions are in decimal degrees. Displacements (in cm) are com­ puted in the ITRF05 reference frame (see section 3.2 for details). Associated uncertainties (in cm) are also indicated. Location Displacem ent (cm) E rror (cm) Site Lon. Lat. E ast N orth Up E ast N orth Up CBAA -68.448 -22.746 -0.264 0.029 -0.126 0.280 0.138 0.675 CDLC -69.762 -22.190 -0.111 -0.284 -0.811 0.314 0.152 0.740 C T LR -70.097 -21.964 0.158 -0.178 -0.576 0.324 0.155 0.776 C JN T -67.761 -23.027 -0.023 0.110 -0.540 0.321 0.143 0.752 JR C N -70.575 -23.289 -0.777 -1.082 0.295 0.316 0.157 0.743 MCLA -70.248 -22.746 -2.460 -1.116 -1.349 0.288 0.151 0.712 PM E J -70.448 -23.101 -3.493 0.815 -1.260 0.365 0.168 0.877 SRCD -69.348 -22.871 -0.464 -0.533 0.145 0.679 0.289 0.000 T C PL -70.195 -22.088 0.151 -0.240 -0.972 0.336 0.159 0.822 VLZL -69.965 -23.117 -1.674 0.299 -0.829 0.357 0.162 0.839 Tabla II.2: Displacements for the Mw 6.8 and Mw 6.1 aftershocks (15th November 2007) used in this study for 10 cGPS stations in the deformation region (data for the QUIL cGPS station were not available for this period). Conventions are the same as in Table II. 1. The errors on the coseismic offsets are larger for the main event than the aftershocks due to the duration of the sessions used for the data processing: two sessions of 14 and 9 hours in the case of the main shock and two sessions of 14 and 24 hours in the case of the aftershocks. M aterial suplem entario del capitulo 3 206 ^ 1.75 -8.90 -8.95 Si 3.10 IUJ —I > m 8 If) O If) o > 03 I N > 03T3 1—5W Ûj 8 8 o fS (N (lulu) (lulu) CL3 UJ o o o o 8 -g I o s cu CO 3 •Sf (lulu) M aterial suplem entario del capitule 4 216 (mm) (Wc 3 3 (D §' È CO O a Î I I I 8 I N) 8 2 o (mm) (mm) O ; I N> ro i I I s I 2O œ 3Do o 5 I I Oi I I ro I o o O > cn Q0 1 i I i I § I I 2 o cn Qo 217 III.a Series tem porales G PS I HI O Io I Z Io oo c\jCOo I Ü ( l u l u ) â H Ü % O" CQ Ü 0 a 1 £ .1 s ( l u l u ) M aterial suplem entario del capitu le 4 218 (mm) (mm) (mm) ? œ CD B 1 o o o g o o Î ruo I i I I 2 o OO o 3 o m I I G) I I 2 o 33> o 219 III.a Series tem porales GPS lO O VO O LT) CO CO CM CsJ f - cc I 8§ CMO O O O O TT CO CM 1 -s 3 CC I 1 O & HÜ G'O 0) "O I I acn CO 3 b£) ( l u l u ) ( l u l u ) ( l u l u ) M aterial suplem entario del capitulo 4 220 (mm) (mm) (mm) 0 1 s- pr ft) §- i o G I C/5 N) 221 I ll .a Series tem porales GPS CDO CL I § LU< o o CO lO o c8 LU So_ S o s 3 CD UJ< ( l u l u ) VlI I I E E 'Q 7 §■ § > > cd I 3 CQÜ Cu >> 1 I â S 00 t3bO ( l u l u ) M aterial suplem entario del capitule 4 222 (mm) (mm) (mm) (W 03 (O CD 3 'g S' pT (t) §' Od[/] a- S è cn r è g §oi I i i ro 8 o 8 i 2 o Tl ë C T3 I ro 8 i i i ro 8 00 co 2 o I I I I o Tl ë I S f è 223 III.a Series tem porales GPS < 'S. CL o o o o y— -I— CM I ! o o o o o CM CO | 5 CM O in o in 3 < I T- 00 N l3 I t 1 o o inin 3 I T- Üc/3 Oh "cd' T3 & o 'O Î g a; CO .1 (UJLU) ( l u l u ) M aterial suplem entario del capitu le 4 224 Orq P) BX}0 1 pr CD §' o§ N ►Û £. i % o O 01 P o% N I I I I I I 2 o 8 l\) o IV) I ro 8 I I 2 o 8 no m I I I cn ro i I I 2 o I Z 225 III.a Series tem porales GPS I CVJo o o o o^ CO CVJ I z p< : > 8§ O CMOO (U & % -§ 1I (M ( l u l u ) ( l u l u ) ( l u l u ) M aterial suplem entario del capitu le 4 226 (mm) (mm) (mm) CO C/3a> g CLP 13 Oo tr' ro cn ro cn 8 COoro cn §r cn o I i cn I I 8 2O O 8 CO I i I I I ro 2 o >3 8 227 I ll .a Series tem porales G PS 2 OC< I o o oo o (luuj) 3 LU OC J § I O ’ ë ? cr 0̂ H Dh 0) "O I I cn 3hD o m o m o m o L f ) CM CO 1 - ( lu lu ) M aterial suplem entario del capitu le 4 228 (m m ) f 3X! S a(D 8 03 I ro 8 8 8 ro 8 I I 2 o Ü)> C (m m ) (m m ) 3 3 (/) lO §' d CO > 229 I ll .b Com paracion entre las dos estim aciones de las velocidades G PS I l l .b . C om paracion entre las dos estim aciones de las ve­ locidades G P S Como se explico en el apartado 4.2.1.2, se han estimado las velocidades GPS en cada estacion utilizando dos ecuaciones diferentes: la ecuaciôn 4.1, que no tiene en cuenta los efectos estacionales annales y semestrales que pueden afectar a la serial y la ecuaciôn 4.2, que si tiene en cuenta estos efectos. Se puede ver la comparaciôn entre ambas velocidades en la tabla III.l y en la figura III. 16. - 16 ° A re q u ip a A n c a UT A U PSGa t I . C I q u i q u e j UAPEf a e d a 4 C R S C ff l PICB Ml CTL T o c o p illa QUIL fR A D O CDLC PMEjf'^^*-^ ésRGD I M e j i l l o n e s ^ ^ T b H G U T j^RGNp VLZL j A n to fa g a s ta CJNT F ig u r a I I I . 16: Diferencia entre las velocidades estimadas utilizando la ecuaciôn 4.2 y la ecuaciôn 4.1. Las diferencias en las velocidades horizontales se han representado en rojo y las verticales en azul. M aterial suplem entario del capitu lo 4 230 SIT E Lon Lat diff (Ve) diff (Vn) diff (Vup) MCLA -70.24750000 -22.74580000 0.1 0.58 -0.51 C T LR -70.09680000 -21.96420000 0.59 0.55 -1.54 VLZL -69.96000000 -23.12000000 0.24 0.53 -0.24 SRGD -69.35000000 -22.87000000 0.06 0.57 -2.05 PC C L -70.10680000 -18.45770000 -0.01 0.11 -0.18 JR G N -70.57490000 -23.28890000 0.19 0.53 -0.69 C JN T -67.76060000 -23.02750000 0.25 0.57 -0.63 CBAA -68.44820000 -22.74640000 0.23 0.68 -1.01 CDLC -69.76000000 -22.19000000 0.27 0.63 -1.06 C RSC -70.08000000 -20.92000000 0.14 0.56 -0.97 CHMZ -69.19410000 -19.66860000 -0.01 -0.05 0.03 A TJN -70.13670000 -19.30080000 0 0.09 -0.18 P T R E -69.57450000 -18.19450000 0.02 0.13 -0.29 PM E J -70.44837840 -23.10082057 0.63 0.63 -1.31 U CN F -70.41000000 -23.68000000 0.96 0.76 -0.46 RADO -68.92680000 -22.08295000 0.69 0.58 -2.39 U A PE -70.14125831 -20.24299777 -0.05 -0.01 0.05 HMBS -69.88773375 -20.27837028 -0.44 -0.49 -3.29 PIC B -69.33461650 -20.48984018 -0.26 0.07 -0.04 PCH A -69.43206800 -19.86946000 -0.11 -0.01 0 PSG A -70.12301094 -19.59737587 0.25 -0.01 -0.83 MNMI -69.59566000 -19.13140900 0.06 0.55 -3.68 COLC -68.63861413 -19.27623237 -0.63 -0.59 5.12 UTAR -70.29650024 -18.49064050 -0.14 0.01 -0.2 MICA -69.82727839 -21.71476292 0.84 0.65 -1.81 AEDA -70.17777800 -20.54611100 -0.49 -0.11 -0.19 QUIL -69.55000000 -21.68000000 -0.25 -0.03 0.55 FBA Q -69.75555600 -20.13472200 0.44 0.17 -0.21 A R EQ -71.49280000 -16.46550000 0.14 0.11 -0.31 UNSA -65.40760000 -24.72750000 0.02 0.07 -0.17 Tabla III .l: Diferencia entre las velocidades estimadas utilizando la ecuaciôn 4.2 y la ecuaciôn 4.1.La columna 1 corresponde al nombre de la estaciôn, las columnas 2 y 3 corres- ponden a su longitud y latitud (en grados décimales), las columnas 4, 5 y 6 corresponden a las diferencias en las velocidades estimadas con cada una de las ecuaciones, respecto al polo de America del sur (en mm/ano). Ver la representaciôn gràfica de estas diferencias en la figura III. 16 231 III.c M apas de pendientes fase - topografia III.c . M apas de p en d ien tes fase - topografia Mapas de pendientes fase - topografia estimados en los interferogramas originales del stack sur (figura III. 17 y figuraIII.18)) y en los interferogramas de la zona norte (figura III. 19). III.d . M apa de velocid ad es In S A R a ltern a tiv e Se ha realizado un stack de la zona sur alternativo al presentando en la secciôn 4.2.2.4, elirainando los 5 interferogramas que presentan peores funciones de ruido en este stack (interferogramas 080218-090309, 080428-090831, 080114-090727, 040524-050926 y 050718-060807 en la figura 4.40a). El stack alternativo de la zona sur se muestra en la figura III.20 y su funciôn de ruido puede verse en la figura III.21. En la figura III.22 puede verse la comparacion entre el stack total del sur (el original) y el alternativo. A partir del stack sur alternativo se ha construido un nuevo mapa de velocidades InSAR promedio (corrigiendo el stack norte original de una rampa respecto al stack sur alternativo, ver figuras III.23 y III.24 (con varios perfiles perpendiculares a la fosa y las velocidades GPS proyectadas en la Imea suelo - satélite). A partir de este stack alternativo se llevaran a cabo algunos modelos que se compa- rarân con los modelos obtenidos con el stack total, para tener una idea de la influencia que pueden tener en el resultado final la presencia o no de esos cinco interferogramas. III.e . R eso lu c ion de los m od èles a partir del m apa de ve­ locidad es In S A R a ltern ativo En la figura III.25 se muestran los test de “checkerboard” que corresponden a los modelos realizados a partir del mapa de velocidades InSAR alternativo explicado en el apartado anterior. Ver la explicacion de como se ha llevado a cabo este anâlisis y su significado ver el apartado 4.3.3. M aterial suplem entario del capitu le 4 232 031027_070827 030922_071105 031201_070129 rm s=4,95 rad/km rms=5.61 rad/km rm s=4.86 rad/km A rica A n c a A rica Iqu ique Iqu ique Iq u ique T o c o p illa T o co p illa T o co p illa 1 M ejillo n es L A ntofagasta rad/km M ejillo n e s M ejillo n es A n to fa g as ta A n to fa g asta 040209 070409 040315 051031 040419 060703 =9.20 rad/km rm s=6.49 rad/km rad/km A ricaA n c a A rica Iq u ique Iqu ique Iqu ique T o c o p illa T o co p illa T o co p illa M ejillones L «-• A n to fa g as ta S T p M e jillo n e s M ejillo n es A n to fa g as ta A n to fa g as ta Figura III. 17: Mapas de las pendientes fase - topografia estimadas en los interferogramas de la zona sur originales. En todos los casos se ha utilizado la palet a de color que aparece en la figura (a). En cada caso se indica el nombre del interferograma y el rms de las pendientes residuales. Se han superpuesto las curvas de nivel de la topografia con un intervalo de 1000 m como referenda. Continua en la figura III. 18. I lI .e R esolucion de los m odelos a partir del mapa de velocidades InSA R 233 alternativo 0 4 0 5 2 4 _ 0 5 0 9 2 6 0 5 0 7 1 8 _ 0 6 0 8 0 7 0 7 1 2 1 0 _ 0 8 1 2 2 9 rms=2.96 rad/km T 3 rad/kmrms=3.69 rad/km A rica 50100 IquiqueIquiqueIquique T o co p illa M ejillones L A ntofagasta T o co p illafo c o p illa ad/km M ejillonesM ejillones I \n to fa g a s ta A nto fagasta m 0 8 0 4 2 8 0 9 0 8 3 10 8 0 2 1 8 0 9 0 3 0 90 8 0 1 1 4 0 9 0 7 2 7 ^irm s=3.35 rad/km rms=2.33 rad/kmrad/km A n c aA n c a IquiqueIquiqueIquique T o co p illa M ejillones L A ntofagasta T ocop illa M ejillones L A ntofagasta T o co p illa I M ejillones I A ntofagasta F ig u r a I I I . 18: Mapas de las pendientes fase - topografia estimadas en los interferogramas de la zona sur originales (continuacion de la figura III.17). M aterial suplem entario del capitu le 4 234 050822_080811 050718_060807 060213_090727 rad/kmrm s=1.44 rad/km S 3 rad/km A rica 5 0 100 Iqu iqueIq u iqueIq u ique T o co p illaT o co p iila M ejillones A n to fa g a s ta T o co p iila I- M ejillones L 'in to fagasta rad/km M ejillo n e s A n to fa g as ta 070409 080707070129 090309070305 090831 rad/kmrad/kmrad/km A rica A n c a IquiqueIqu iqueIqu ique T o co p iilaT o c o p iilaT o co p iila M ejillonesM ejillo n e sM ejillo n es A n to fa g a s taA n to fa g as taA n to fa g asta F i g u r a I I I . 1 9 : M apas de las p end ien tes fase - topografia estim adas en los interferogram as de la zona norte originales. I lI .e Resolucion de los m odèles a partir del mapa de velocidades InSA R 235 alternative -70' A requipa, : _ ^ a n o s A ncaA n c a Iq u iq u eIq u iq u e stack su r (nuevo ) 040419-060703 071210-081229 040315-051031 031201-070129 040209-070409 030922-071105 031027-070827 T o c o p i i la M e j i l lo n e s I A n to f a g a s ta F o c o p ii ia M e ji l lo n e s A n to fa g a s ta km 0 50100 Figura III.20: Stack a l te rn a tiv e de la z o n a su r, solo con los 7 in te rfe ro g ra m as se leccionados. (a) M a p a de v e lo c idades p ro m ed io en la lin ea sa té li te - suelo que ré su l ta d e su m a r los 7 in te ro g ram a s se leccionados d e la zona su r. L as ve lo c id ad es son p o sitiv as y van 'an e n tre 0 y 20 m m /y r . (b) y (c) son los perfiles A -A ’ y B -B ’ sen a lad o s en (a ). E l perfil negro re p ré se n ta las ve lo c id ad es del s ta ck y el re s to de perfiles re p re se n ta n los in te rfe ro g ra m a qu e co n fo rm an el perfil (ver la ley en d a con el n o m b re de c a d a in te rfe ro g ra m a). (d) M a p a con el tie m p o a cu m u lad o en c a d a pixel. E n e s te caso , solo se h a n escog ido p ixeles con un tie m p o a cu m u lad o m m im o de 10 anos. L a m ay o r p a r te del s ta ck tie n e 19 an o s acu m u lad o s. M aterial suplem entario del capitu le 4 236 Zona sur O) 20 4 0 Longitud de onda (km) 60 stack sur n u e v o -------- 040315-051031 modelo A -------- 040209-070409 m odelo B -------- 031201-070129 * 071210-081229 030922-071105 • 040419-060703 • 031027-070827 • Figura III .21: Analisis de la energia del ruido de fonde de la fase del stack sur alternative (ver figura III.20). Ver el texte de la figura 4.40 para mas detalles. stack sur total stack sur nuevo 100 -70 .A r e q u i p a ' « v . A n c a Iq u iq u e T o c o p i i la M e j i l lo n e s A n to f a g a s ta 200 200 .8 B’ c • stack sur total • stack sur nuevo -70 A r e q u ip a A n c a Iq u iq u e T o c o p i i la M e ji l lo n e s A n to f a g a s ta 0 50100 Figura III .22: Cemparacion entre el stack del sur original (resultade de premediar les 12 inter- feregramas del sur) y el stack alternative (sole premedie de les 7 interferogramas seleccionados). El gradiente es bastante similar y la mayor diferencia se debe a que el nuevo stack es mas corto en latitud, tanto al norte come al sur. I lI .e R esolucion de los m odelos a partir del mapa de velocidades InSAR 237 alternative A re q u ip a km V 0 50100 A ric a Iq u iq u e T o c o p iila ̂ i fM e ji llo n e s A n to fa g a s ta Figura III.23: M a p a de veloc idades InS A R . Los d a to s de la z o n a n o rte co rre sp o n d e n a la ve lo c id ad p ro m ed io de los 6 in te rfe ro g ram as del n o rte y los d a to s de la zo n a su r co rre sp o n d e n a la v e lo c id ad p ro m ed io d e los 7 in te rfe ro g ra m as se leccionados del su r. T o d as las v e loc idades son p o sitiv as en la linea s a té li te - suelo, p o r ta n to la superficie del sue lo se m ueve en to d o s los p u n to s h a c ia el sa té li te , e n tre 0 y 18 m m /a n o . M aterial suplem entario del capitu le 4 238 mm/yr LOS•70' I A re q u ip a A ric a Iq u iq u e ' -20 ° :22' M e jillo n e s A n to fagasta ! 100 200 300 400 100 200 300 400 20 20 20 &10 20 20 F ig u r a I I I .2 4 : (a) Mapa final de velocidades InSAR igual al de la figura III.23 en el que también se incluyen las velocidades estim adas en las estaciones GPS proyectadas en la linea suelo - satélite. La posicion de cada estacion GPS se ha marc ado con un rombo negro y la velocidad que corresponde a cada estacion se ha represent ado con un punto en el centro del rombo, coloreado segtin la misma paleta utilizada para los stacks, (b) Perfiles perpendiculares a la fosa de las velocidades de los stacks (puntos rojos) y de las estaciones GPS (puntos azules). I lI .e R esolucion de los m odelos a partir del mapa de velocidades InSA R 239 alternative Modelo checkerboard GPS InSAR GPS + InSAR A -68'!^ ̂ F ig u r a I I I .2 5 : Test de resolucion de “checkerboard” , (a) Modelo sintético de la distribucion del grado de acoplamiento utilizado en el test de resolucion. Se han calculado los desplazamientos sintéticos segun este modelo en todos los puntos donde tenemos datos InSAR y GPS. La distri­ bucion del acoplamiento que résulta de invertir estos desplazamientos sintéticos correspondientes a los puntos GPS, a los puntos InSAR y a ambos grupos de datos se muestran en (b), (c) y (d) respectivamente. En cada caso se ha superpuesto la localizaciôn de los datos utilizados para la inversion: los puntos negros representan los puntos GPS y el rectângulo de linea discontinua représenta el àrea cubierta por los puntos InSAR. M aterial suplem entario del cap itu le 4 240 I l l . f . M od elos de acop lam ien to a partir d el m apa de ve­ locid ad es In S A R a ltern a tiv e Modelos de acoplamiento obtenidos cuando se utiliza para la inversion el mapa de velocidades InSAR alternative (ver seccion Ill.d). En la figura III.26 (a-c) se muestran los mejores modelos de variacion del acoplamiento en el piano de subduccion segun los diferentes conjuntos de datos. En la figura 111.26 (d-f) se comparan observaciones y modelo para cada conjunto de datos. Y en la la figura III.27 se muestran los residues. El modelo conjunto puede verse en la figura 4.51. III.g . D eform acion v ertica l segûn los d iferen tes m od elos de acop lam ien to in tersism ico A partir de los modelos de acoplamiento obtenidos en el apartado 4.4.1 se ha calcu­ lado la deformacion vertical que predicen en superficie. En la figura 4.52 puede verse la deformacion vertical segûn el modelo que résulta de invertir los datos InSAR -t- GPS y en las figuras III.28, III.29 y III.30 se ha representado deformacion vertical que predicen las inversiones de datos GPS (figura III.28), de datos InSAR (figura III.29) y de datos GPS verticales 4- velocidades InSAR(figura III.30). I l l .h . C am bio de b u zam ien to en e l p iano de su b d u ccion Se ha realizado una inversion de los datos InSAR y GPS a partir de una geometria del piano de subduccion que pasa de un buzamiento de 13° entre la fosa y 25 km de profundidad a un buzamiento de 15° a partir de 25 km. Un cambio de buzamiento similar ha sido propuesto en la zona de estudio {ANCORP Working Group, 2003; Béjar Pizarro et al, 2010; Chlieh et a i, 2004; Delouis et a l, 1997; Patzwahl et a l, 1999; Ruegg et al, 1996) y este test nos permite evaluar su compatibilidad con las observaciones. Gomo puede verse en la figura III.31 este cambio de buzamiento no cambia practi- camente los resultados obtenido a partir del piano uniforme, lo que sugiere que nuestras observaciones de intersismico pueden ser compatibles con este cambio (que séria cohé­ rente con la hipôtesis de Armijo y Thiele, 1990; Coudurier Curveur, 2011, ver discusion en el apartado 4.4.1) pero no tienen la resolucion para detectarlo. 241 III.h Cambio de buzam iento en el piano de subduccion Modelo GPS Modelo InSAR Modelo GPS + InSAR mm/yr LOS — 20-70" 100 2Q0 3Ç0 400 •ssTi• modelo •o b s . 20 10 0 s . 20 mm/yr (Hz. obs) 20 mm/yr (Vert, obs) 20 mm/yr (Hz. model) 20 mm^r (Vert, model) 100 200 300 400 100 200 300 400 Figura III.26: (a) M odelos d e va riac io n del g rad o de a co p lam ien to (ph i) en el p ian o de su b ­ d u cc io n segun la inversion d e d a to s G P S (a ), d a to s In S A R (b) y de am b o s (c). L as zonas con u n a c u a d n c u la n e g ra d e n sa a l n o r te y al su r de l p ian o se h an e n m a sc a ra d o p o r la b a ja reso lucion del m o d elo en e s ta s zonas (ver te x to p a ra m as d e ta lle s) . E n c a d a caso he su p e rp u e s to la localizacion de los d a to s u tilizad o s p a ra la inversion : los p u n to s negros re p re se n ta n los p u n to s G P S y el re c tân g u lo d e lin ea d isc o n tin u a re p ré se n ta el â re a c u b ie r ta p o r los p u n to s InS A R . L as Ifneas d isco n tin u as ver- d es se n a la n la loca lizac ion de la p royeccion en superficie de las iso lineas de p ro fu n d id ad e s 30, 50 y 70 km del p ian o de su b d u c c io n del m odelo . E n la p a r te in ferio r se m u e s tra el a ju s te o b servac iones - m o d elo en c a d a m odelo . L a p a le ta de color en (d) re p ré se n ta los d e sp lazam ien to s In S A R seg û n c a d a m odelo , y d e b a jo se h a n re p re se n ta d o en dos perfiles p e rp en d icu la re s a la fosa ob se rv ac io n es y m o d elo en la lin ea sue lo - sa té lite . M aterial suplem entario del capitule 4 242 Residuos del modelo GPS Reslduos del modelo InSAR mm/a LOS -2 - 20 ' m 5 m m /a (Hz) 5 mm /a (Vert) Reslduos del modelo InSAR + GPS (rmsLOSN=3.91, rm sLO SS=2.09) (rmsVe=2.18, rmsVn=2.52, rmsVup=2.02) km 0 50100) (rm sL0SN =1.13, rmsLOSS=0.61) (rmsVe=5.80, rmsVn=3.42, rmsVup=4.18) (rmsLOSN=1.95, rmsLOSS=1.06) (rmsVe=2.56, rmsVn=2.59, rmsVup=2.35) F ig u r a I I I . 2 7 ; Residuos entre las observaciones y los modelos mostrados en la figura III.26. La linea negra discontinua représenta la isolinea de 50 km de profundidad del piano de subduccion modelizado. Los residuos respecto a las observaciones InSAR se han representado con la paleta de color que aparece en (a) y los residuos de las observaciones GPS se han representado con los vectores rojos (residuos horizontales) y azules (residuos verticales) segûn la escala que aparece en (a). El error cuadrâtico medio (rms) de los residuos de cada modelo aparecen debajo de las figuras, con las siguientes abreviaturas: rmsLOSN: rms del stack norte, rmsLOSS: rms del stack sur, rmsVe, rmsVn y rmsVup; rms de las componentes este, norte y vertical de los desplazamientos GPS. 243 I ll.h Cambio de buzam iento en el piano de subduccion Deformacion vertical (modelo GPS) kfn -70° 0 50100 mm/yr vert m 10 0 -10 1 -20 1■ 1-30 M Figura III .28; Velocidad de deformacion vertical de la superficie (en m m /ano) que predice el modelo de acoplamiento intersismico a partir de velocidades GPS. Los circulos representan la velocidad vertical en cada estacion GPS, representada con la misma paleta que el modelo. M aterial suplem entario del capitule 4 244 Deformacion vertical (modelo InSAR) mm/yr vert W -70” 0 50100 -10 -20 -30 \ ''d' - 22” F ig u r a I I I .2 9 : Velocidad de deformacion vertical de la superficie (en m m /ano) que predice el modelo de acoplamiento intersismico a partir de velocidades InSAR. Los circulos representan la velocidad vertical en cada estacion GPS, representada con la misma paleta que el modelo. 245 III.h Cambio de buzam iento en el piano de subduccion Deformacion vertical (modelo conjunto* mm/yr vert m 10 0 -1 0 1 - 2 0 1■ 1 -3 0 km H 0Æ0100 F ig u r a I I I .3 0 : Velocidad de deformacion vertical de la superficie (en m m /ano) que predice el modelo de acoplamiento intersismico a partir de velocidades InSAR + velocidades GPS verticales (sin utilizar las velocidades GPS horizontales). Los circulos representan la velocidad vertical en cada estacion GPS, utilizando la misma paleta que en el modelo. M aterial suplem entario del cap itu le 4 246 Modelo InSAR + GPS (cambio de buzamiento) F ig u r a I I I .3 1 : M odelo de acoplam iento (InSAR - G PS) en el que el piano de falla utilizado présenta un cambio de buzamiento: entre la fosa y 25 km de profundidad tiene 13° y a partir de 25 km de profundidad el buzam iento cambia a 15°. E ste modelo es muy parecido al m odelo de acoplam iento preferido (figura 4.50) que tiene un buzamiento constante de 15° desde la fosa.