ISSN-e: 3006-9467; ISSN: 0016-7975 / 1011-9565
Sismología/Seismology/Sismologia
Américo Montilla
Fís°, MSc. Centro de Sismología de la Universidad de Oriente (CSUDO). e-mail: amontilla@udo.edu.ve
Raymond Russo
Geof°, PhD. Department of Geological Sciences, University of Florida. e-mail: rrusso@ufl.edu
Jaime Avendaño
Mat°, MSc. CSUDO. e-mail: javendano@udo.edu.ve
Francelina Acuña
Fís°, MSc. Universidad Politécnica Territorial del Oeste de Sucre "Clodosbaldo Russián". e-mail: facuna@uptos.edu.ve
Janetee Castillo
Lcda° TrabSoc°. CSUDO. e-mail: jcastillo@udo.edu.ve
Recibido: 1-6-16; Aprobado: 4-7-16
On July 9, 1997, the northeastern region of Venezuela was violently shaken by an earthquake with a magnitude of Mw=6.9; and to study the rupture zone caused by this seismic event, nine portable seismological stations from Northwestern University and IRIS, Evanston, Illinois, USA, were installed in the northeastern region of Venezuela, in conjunction with the seismological network of the Centro de Sismología de la Universidad de Oriente, Venezuela. Over a period of 25 days, 177 secondary seismic events were recorded, which were primarily concentrated between the towns of San Antonio del Golfo in the west and El Pilar in the east, along the continental segment of the El Pilar fault. The rupture zone encompasses an area extending between both populations. Regarding depth, two vertical sections were established: the first, oriented north-south perpendicular to the El Pilar fault, revealed shallow seismicity, mainly between 0 and 20 km in depth, and the second section, oriented east-west parallel to the El Pilar fault, showed that the depth of the events increases towards the east, reaching approximately 20 km.
Em 9 de julho de 1997, a região nordeste da Venezuela foi violentamente sacudida por um terremoto com uma magnitude de Mw=6,9; e com a finalidade de estudar a zona de ruptura ocasionada por este evento sísmico, nove estações sismológicas portáteis da Northwestern University e IRIS, Evanston, Illinois, EUA, foram instaladas na região nordeste da Venezuela, em conjunto com a rede sismológica do Centro de Sismologia da Universidade de Oriente, Venezuela. Durante um período de 25 dias, foram registrados 177 eventos sísmicos secundários, os quais se concentraram principalmente entre as populações de San Antonio del Golfo, no oeste, e El Pilar, no leste, ao longo do trecho continental da falha El Pilar. A zona de ruptura abrange uma área que se estende entre ambas as populações. No que diz respeito à profundidade, foram estabelecidas duas seções verticais: a primeira, na direção norte-sul perpendicular à falha El Pilar, revelou sismicidade superficial, compreendida principalmente entre 0 e 20 km de profundidade, e a segunda seção, na direção leste-oeste paralela à falha El Pilar, mostrou que a profundidade dos eventos aumenta em direção ao leste, atingindo aproximadamente 20 km.
Depth, Earthquake, El Pilar fault, Eventos sísmicos secundários, Eventos sísmicos secundarios, Falla El Pilar, Falha El Pilar, Profundidade, Profundidad, Rupture zone, Secondary seismic events, Terremoto, Zona de ruptura.
Citar así/Cite like this/Citação assim: Montilla et al. (2016) o (Montilla et al., 2016).
Referenciar así/Reference like this/Referência como esta:
Montilla, A., Russo, R., Avendaño, J., Acuña, F., Castillo, J. (2016, agosto). Estudio de las dimensiones de la zona de ruptura ocasionada por el terremoto de Cariaco de 1997. Geominas 44(70). 97-104.
Cuando ocurre un terremoto, el evento primordial lo constituye la ruptura parcial de un sector de la litosfera. Esta ruptura tiene lugar a lo largo del plano de fracturamiento que se produce generalmente donde los esfuerzos a los cuales se somete la litosfera, son acumulados y luego liberados abruptamente.
Estos planos de fracturamientos se denominan fallas y se caracterizan porque a través de ellas se puede detectar un desplazamiento de los dos bloques de litosfera adyacentes a la falla (Schubert, 1983; Avendaño, 1988).
Un terremoto se define como un movimiento o una serie de movimientos transitorios y repentinos del terreno, que se propaga desde su origen en todas las direcciones. La mayoría de los terremotos suelen suceder en forma de grupos estrechamente relacionados, en el tiempo y en el espacio.
De estos grupos, los que están formados por la ocurrencia de un terremoto de magnitud mayor que el resto reciben el nombre de series de eventos sísmicos secundarios y premonitores, dependiendo de si ocurren después o antes que el terremoto principal.
Se ha comprobado que los eventos sísmicos secundarios no son el resultado pasivo de la ocurrencia del terremoto principal, sino una continuación activa de la liberación de energía, provocada por él (Udías y Mézcua, 1997).
La energía liberada durante la ocurrencia de un terremoto se propaga en forma de ondas, entre las cuales podemos mencionar las ondas P (primarias) y ondas SH (secundarias horizontales).
Las ondas P, son aquellas en las que el movimiento de vibración de las partículas se produce en la misma dirección de propagación o formando un ángulo de 180 grados con ella; también se llaman ondas longitudinales.
Las ondas SH, son ondas transversales viajando paralelas a la superficie de la tierra, en las cuales las partículas oscilan en un plano horizontal (Cantos, 1974).
El nororiente de Venezuela se encuentra en la zona de interacción entre las placas tectónicas del Caribe y de América del Sur, figura 1.
Figura 1. Representación esquemática de las placas tectónicas del Caribe y de América del Sur (Schubert, 1981).
Esta región resulta particularmente interesante ya que en ella se produce un cambio de régimen tectónico: de la comúnmente aceptada subducción de las Antillas Menores se pasa a un menos evidente movimiento transcurrente dextral de dirección E-O en el norte de Venezuela.
No está claro que este régimen de transcurrencia sea el único responsable de los procesos tectónicos recientes a lo largo del límite sur de la placa del Caribe y norte de Sudamérica. Por el contrario, el contacto entre ambas placas es complejo y genera una amplia zona de deformación que se extiende desde el interior de
la placa del Caribe hasta la parte norte de Sudamérica (Villaseñor et al., 1992).
De igual forma se conoce que esta región se ha caracterizado por ser un área de sismicidad moderada, hecho que se evidencia en el historial sísmico donde se observa que hubo eventos sísmicos en los años 1530, 1543, 1629, 1684, 1766, 1794, 1799, 1797, 1805, 1823, 1839, 1853, 1874, 1888, 1900, 1929, 1957, 1974, 1986, entre otros (Robson, 1964).
En este trabajo se analizó un conjunto de eventos sísmicos secundarios registrados por la red de estaciones sismológicas NWU-UDO, durante el periodo comprendido entre el 18 de julio y el 11 de agosto de 1997.
Con la finalidad de caracterizar la forma y dimensiones de la zona de ruptura ocasionada por el terremoto de Cariaco del 9 de julio de 1997, en el estado Sucre, Venezuela. Para tal fin, se determinaron los tiempos de llegada de las ondas P, S y SH, y se realizaron las localizaciones preliminares y finales de los eventos.
Las rocas que se encuentran en la región en estudio pueden agruparse en dos unidades morfotectónicas: Cadena Caribe y Serranía del Interior.
La cordillera Caribe bordea la costa norte de Venezuela extendiéndose hasta Trinidad. Es un elemento alóctono, formado por la superposición de las napas tectónicas.
Tanto en el centro de Venezuela como en oriente, el grueso de la cadena está constituido por rocas sedimentarias de edad Jurásico-Cretácica metamorfizadas a la facies de los esquistos verdes. Rocas ígneas intrusivas son comunes. En menor proporción se encuentran rocas ultrabásicas y volcánicas asociadas, metamorfizadas a la facies de los esquistos azules.
Forman una napa que se presenta sobrecorrida sobre el conjunto anterior. En el oriente de Venezuela estas rocas se encuentran en la isla de Margarita y en la península de Araya-Paria (Villaseñor et al., 1992), figura 2.
Figura 2. Región nororiental de Venezuela. Geología y tectónica.
Al sur de la cordillera metamórfica, la Serranía del Interior es una cadena asimétrica, volcada hacia el Sur, formada por sedimentos no metamorfizados de edad cretácica y terciaria. La secuencia sedimentaria incluye calizas, areniscas y lutitas depositadas esencialmente en ambiente marino de margen pasivo.
Fue acortada por compresión en el Mioceno medio y Plioceno a consecuencia de la colisión
oblicua entre la placa del Caribe y Sudamérica, dando origen a cabalgamiento, fallas transcurrentes, normales y pliegues isópacos.
Tantos los pliegues como los cabalgamientos tienen rumbo ENE-OSO y vergencia hacia el SE. Entre las fallas transcurrentes, las más importantes son las de El Pilar, Urica, San Francisco, El Soldado y Los Bajos.
La falla de El Pilar, de rumbo E-O, se encuentra aproximadamente a lo largo del contacto entre la cadena metamórfica y la Serranía del Interior, cortando indistintamente ambos tipos de terreno. Ha sido interpretada como el límite entre las placas del Caribe y Suramérica (Molnar y Sykes, 1969; Schubert, 1982; Soulas, 1986).
Otra interpretación propone que esta falla es la sutura de la colisión entre el arco de las Antillas Menores y la placa de América del Sur, y que la falla, que en el presente termina en el golfo de Paria, se va extendiendo hacia el este con el avance de la colisión (Speed, 1985).
En la falla de Urica, Rod estimó un desplazamiento transcurrente dextral de 40 km. Es una estructura interior al Cretáceo, reactivada posteriormente al formarse los pliegues y cabalgamientos de la Serranía (Rod, 1959).
La falla de San Francisco, vertical y de dirección NO-SE en la parte norte, hacia el sureste pasa progresivamente a BD y se horizontaliza uniéndose con el cabalgamiento de Pirital. Su desplazamiento ha sido calculado entre 20-30 km (Rosales, 1972).
Tanto la falla de Urica como la de San Francisco constituyen límites a la deformación en esta región: el plegamiento se desarrolló independientemente a ambos lados de estas estructuras.
La falla de Los Bajos inició su actividad en el Mioceno Tardío o más probablemente en el Plioceno. En ella se ha medido un desplazamiento dextral de 11 a 13 km (Wilson, 1940). En la falla de El Soldado el desplazamiento es similar, totalizando entre las dos unos 25 km.
La obtención de datos se realizó mediante la instalación en el estado Sucre de una Red Sismológica Portátil, conformada por nueve estaciones sismológicas, las cuales pertenecen a IRIS (Incorporated Research Institutions for Seismology) y a la Northwestern University de Evanston, Illinois, U.S.A.
Esta red consiste de siete sismómetros de tres componentes de corto periodo del tipo Mark Products y dos sismómetros banda ancha de tres componentes del tipo Streckeisen STS-2.
Conjuntamente con la red sismológica del Centro de Sismología de la Universidad de Oriente, Venezuela. La cual está formada por siete estaciones sismológicas, cinco estaciones permanentes telemétricas con sismómetros de corto periodo del tipo Teledyne 8-13 y 2 estaciones portátiles con sismómetros del tipo Kinemetrics Ranger SS-1.
Estas estaciones sismológicas formaron la Red Sismológica NWU-UDO, operativa desde el 18 de julio al 11 de agosto de 1997. En la tabla I, se muestra la localización de las estaciones sismológicas, distribuidas en la región nororiental de Venezuela, figura 3.
Tabla 1. Localización de las diferentes estaciones
Figura 3. Mapa geográfico de la región nororiental de Venezuela, señalando la distribución de las estaciones sismológicas de la red NWU-UDO, las cuales son representadas por triángulos (NWU) y cuadrados (UDO). Se muestra el mecanismo focal del terremoto principal del 9 de julio de 1997.
Los datos obtenidos por las estaciones de Northwestern University, se encuentran en formato REFTEK, estos datos posteriormente se transforman a la forma PASSCAL SEGY y con el programa SEISMIC ANALISYS CODE (Goldstein et al., 1996), se determinaron los tiempos de llegada de las ondas P (primarias) y ondas S (secundarias).
La determinación de los tiempos de llegada de las ondas registradas por la Red Sismológica del Centro de Sismología-UDO, se realizó con el programa PLAYBACK.
Una vez determinados los tiempos de llegada de las ondas, se procedió a realizar las localizaciones hipocentrales, usando el programa HYPOELLIPSE (Lahr, 1997), el cual es un software para la determinación de hipocentros de terremotos locales o cercanamente regionales. Este programa utiliza el método de Geiger (Lee et al., 1975; Lee et al., 1981) para encontrar el hipocentro y minimizar el error.
El método de Geiger, tiene por finalidad determinar el hipocentro y minimizar el RMS. Se considera un medio homogéneo con velocidad, figura 4.
Figura 4. Esquema de un medio homogéneo con velocidad , que muestra la trayectoria del rayo directo de las ondas sísmicas que viajan desde el foco hasta la estación sismológica ubicada en la superficie terrestre.
Sean (xi, yi, zi) las coordenadas de la i-ésima estación, 𝞃i, el tiempo de llegada observado en cada estación, ti el tiempo de llegada calculado, basado en una prueba asumida t y (x, y, z) un hipocentro de prueba.
Si el tiempo residual:
(1)
es pequeño, la expansión de Taylor de esta expresión es:
(2)
desde entonces el tiempo de viaje y derivadas pueden ser computados a partir del modelo crustal dado, podemos obtener el vector de ajuste (dt, dx, dy, dz) por mínimos cuadrados, para esto se requiere que el error ei sea mínimo:
(3)
donde denota la suma sobre todas las estaciones, por ejemplo, i = 1 hasta i = n. Esto es realizado para resolver las siguientes ecuaciones normales, las cuales son derivadas aplicando la condición (3) a la ecuación (2):
(4)
donde
(5)
para un mejor tiempo de origen e hipocentro, conviene expresar la solución de la siguiente manera:
(6)
ahora (6) puede ser tomada como la próxima solución de prueba, y el mismo procedimiento es repetido hasta reunir algunos criterios de intercepto.
En el caso del intervalo de datos S - P, 𝞃i y ti son los tiempos observados y calculados del intervalo S - P, respectivamente. Porque el intervalo S - P, no depende del tiempo origen, entonces la ecuación (2) se convierte en:
(7)
En consecuencia, la ecuación normal (4) se reduce a un sistema de cuatro ecuaciones lineales para cuatro variables desconocidas: dt, dx, dy, dz. Ellas pueden ser resueltas por el método usual de inversión de matriz.
En los 25 días que estuvo operativa la red de estaciones NWU-UDO se localizaron 177 eventos sísmicos secundarios posteriores al terremoto de Cariaco del 9 de julio de 1997, tomando en consideración que cada evento sísmico fue registrado en por lo menos cuatro estaciones sismológicas.
En la figura 5, se observan las localizaciones epicentrales de los eventos sísmicos secundarios, los cuales se concentraron principalmente entre las poblaciones de San Antonio del Golfo, en el oeste, hasta la población de El Pilar, en el este. Como se puede observar, la actividad sísmica es alta en el tramo continental de la falla de El Pilar.
Figura 5. Mapa geográfico de la región nororiental de Venezuela, señalando la distribución de las localizaciones epicentrales, las cuales son representadas por puntos rojos.
En la figura 5, se muestra una sección vertical en dirección norte-sur perpendicular a la falla de El Pilar, en la que se aprecia una sismicidad superficial, comprendida principalmente entre los 0 y 20 km de profundidad y en la figura 6 una sección vertical en dirección este-oeste paralela a la falla de El Pilar, en la que podemos apreciar que la profundidad de los eventos sísmicos secundarios aumentan hacia el este, alcanzando, aproximadamente los 20 km.
Figura 6. Sección vertical en dirección norte - sur perpendicular a la falla de El Pilar.
El terremoto de Cariaco fue originado por una ruptura que se produjo en el segmento de la falla El Pilar, generando una ruptura cosísmica de aproximadamente 50 km.
La zona de ruptura abarca un área que se extiende desde la población de San Antonio del como se visualiza claramente en la figura 7.
Golfo, en el oeste, hasta la población de El Pilar, en el este.
La sismicidad es superficial, comprendida principalmente entre los 0 y 20 km de profundidad, característica del sistema de fallas El Pilar.
La profundidad de los eventos sísmicos secundarios aumenta hacia el este, alcanzando aproximadamente los 20 km,
Figura 7. Sección vertical en dirección este - oeste paralelas a la falla de El Pilar.
Este evento está asociado con la traza principal del sistema de fallas El Pilar, de rumbo cercano E-O, y generó una ruptura cosísmica de aproximadamente 50 km de longitud.
Los eventos sísmicos secundarios se concentraron principalmente a lo largo del tramo continental de la falla de El Pilar.
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The author(s) declare(s) that she/he/they has/have no conflict of interest related to hers/his/their publication(s), furthermore, the research reported in the article was carried out following ethical standards, likewise, the data used in the studies can be requested from the author(s), in the same way, all authors have contributed equally to this work, finally, we have read and understood the Declaration of Ethics and Malpractices.