Serie en 3 partes · Parte 3 — La reinterpretación de 1766
El enigma del sismo de 1766: un terremoto profundo
El terremoto más ampliamente sentido del registro histórico quizá no nació en la falla de El Pilar, sino a 85 km de profundidad en la losa de subducción. Un modelo 3D para verlo.
Sismo de 1766Losa de subducciónSismo profundoRiesgo sísmicoAutor: Lcdo. Físico R. Contreras
¿Fue El Pilar? El enigma del sismo de 1766
El terremoto del 21 de octubre de 1766 es, según la sismología
histórica (Mocquet, 2007), el evento más ampliamente sentido del registro preinstrumental
de Venezuela y Trinidad. Durante siglos se le atribuyó a la falla de El Pilar. Dos estudios recientes
proponen otra cosa: que no nació en la falla, sino mucho más abajo, en la losa de
subducción.
La intuición clásica es razonable: si Cumaná está sobre El Pilar y el sismo destruyó Cumaná, el
culpable parece obvio. Pero hay un detalle que no encaja. El de 1766 se sintió con fuerza en un área
enorme —desde Bogotá hasta Trinidad, con procesiones conmemorativas todavía 30 años después—, y una
ruptura superficial de El Pilar no reparte energía a esas distancias. Los sismos que sí lo hacen son
los profundos: al originarse dentro de la placa que subduce, su energía viaja por el
interior rígido de la Tierra y llega lejos con poca atenuación.
La reinterpretación
Mocquet (2007), calibrando las intensidades de 1766 con dos sismos bien conocidos
—el de 1968 (h = 103 km) y el de Cariaco de 1997 (h = 25 km)—, concluyó que la fuente de 1766 estuvo
a una profundidad de 85 ± 20 km, cerca de la interfaz litosférica entre las placas
del Caribe y Suramérica, con una magnitud recalibrada de 6,5 < Ms < 7,5
(menor que el 7,9 que suele citarse). Su conclusión es explícita: el evento no debe
atribuirse al deslizamiento de la falla de El Pilar.
Audemard et al. (2025) lo confirman y lo enmarcan: la terminación sur de las
Antillas menores forma un STEP (Subduction to Transform Edge Propagator) con un
desgarre litosférico de la placa oceánica que subduce. Esa estructura, iluminada por
frecuente sismicidad de profundidad intermedia (45–150 km) al norte de Paria, es responsable de los
mayores sismos del país: el de 1766 y, ya instrumental, el del 21 de agosto de 2018
(Mw 7,3).
Dos sismos, dos profundidades
La distinción no es un tecnicismo: cambia el mapa del riesgo. Por eso el modelo de arriba incorpora
la comparación. Al activar «Comparar 1766 (profundo)», se dibujan lado a lado las dos
fuentes posibles, a escala de profundidad real:
Sismo somero — El Pilar (~11 km): en la corteza superior, sobre la traza de la
falla. Es el tipo del terremoto de Cariaco de 1997. Su daño se concentra cerca de la ruptura.
Sismo profundo — losa (~85 km): dentro de la placa que subduce, marcado sobre la
zona de Wadati-Benioff. Es el tipo propuesto para 1766. Su sacudida se siente sobre un área mucho
más extensa, y puede inducir intensidades V–VI hasta Caracas.
Con la comparación activa, al pulsar «Simular sismo» el modelo traza cómo se
comporta cada fuente. Un sismo somero rompe la superficie y sus ondas se concentran cerca de la falla.
En cambio, los rayos del sismo profundo parten del foco a 85 km, se refractan al cruzar
el Moho hacia la corteza —más lenta— y emergen a la superficie abriéndose sobre un área
enorme. Esa geometría de rayos es, literalmente, la razón geofísica de por qué 1766 se sintió
desde Bogotá hasta Trinidad: la energía de un foco profundo viaja por el interior rígido de la Tierra y
alcanza la superficie lejos, en todas direcciones.
La consecuencia práctica la subrayan ambos trabajos: un sismo profundo de la losa
puede causar más víctimas que uno superficial de El Pilar, precisamente por su alcance.
Audemard et al. van más lejos y sostienen que la norma sismorresistente vigente
(COVENIN 1756-1:2019) subestima la amenaza en el sur y oriente del
país al no ponderar bien estos eventos profundos. Reconocer que bajo el oriente de Venezuela conviven
dos fuentes sísmicas —la somera de El Pilar y la profunda de la losa— es, por tanto, un asunto
de política pública además de geofísica.
Compáralo en el modelo
El modelo interactivo incorpora esta comparación. Con el botón «Comparar 1766 (profundo)» se extiende hacia el manto la losa de subducción de las Antillas menores, y al «Simular sismo» se ve cómo un foco profundo irradia hacia la superficie sobre un área muchísimo más amplia que uno somero — la razón geofísica del alcance de 1766.
Modelo tectónico interactivo
La falla de El Pilar: transpresión en el oriente de Venezuela
Diagrama de bloque tridimensional del límite entre la placa del Caribe y la
litósfera suramericana. Arrastre sobre la figura para girar el bloque y use los mandos para
gobernar el desgarre dextral, la deformación acumulada, la convergencia oblicua y la
traslación del bloque caribe.
Arrastre para girar · rueda para acercar
Ruptura sísmica
Cómo leerlo. La placa del Caribe se desplaza hacia el este respecto
a Suramérica a razón de unos 20 mm por año: un movimiento transcurrente dextral. Mientras la
falla permanece bloqueada, ese avance no se traduce en ruptura sino en flexión —los cauces que cruzan
la traza se arquean sin cortarse—; cuando la resistencia se vence, la energía se libera de golpe y el
arqueamiento se convierte en un salto brusco: es el rebote elástico. La componente oblicua de
esa convergencia levanta la Serranía del Interior contra el contrafuerte rígido (back-stop),
mientras entre los segmentos escalonados de la falla se abren cuencas de tracción como el golfo de
Cariaco. Al simular un sismo, los rayos parten del hipocentro y se refractan en cada
interfaz según la ley de Snell; los que superan el ángulo crítico en el Moho sufren reflexión total
y regresan a la superficie. El modelo de velocidades (2,6 / 5,8 / 6,6 / 8,0 km/s) es
genérico de corteza continental, no una medición local, y el tiempo de recorrido va
comprimido unas nueve veces. Escalas vertical y de deformación exageradas con fines
didácticos.
Diseño: Lcdo. Físico Rommel ContrerasAcademia de GeoHistoria del Estado Sucre (AGHES)
El botón «Comparar 1766 (profundo)» despliega la losa de subducción 3D y un hipocentro a ~85 km; al simular, los rayos profundos emergen en un rango amplio de la superficie.
El cuadro completo
Uniendo las piezas: la transpresión entre el Caribe y Suramérica concentra el desplazamiento en la
falla de El Pilar. Bajo la región, la corteza tiene 35,4 km de espesor y aloja a
media altura una capa débil hacia los 13 km, justo en el nivel donde nucleó la
ruptura de 1997. Donde la falla se segmenta, la componente extensiva local abre el golfo de Cariaco
como cuenca de tracción. Esa cuenca se rellena de sedimentos blandos. Y cuando la falla libera su
energía acumulada —como en 1997— esos mismos sedimentos amplifican la sacudida sobre las poblaciones
que se asentaron precisamente allí, porque el terreno plano y el acceso al agua las atrajeron.
De los 35 km de corteza al metro y medio de suelo bajo una vivienda, la cadena es continua: la
estructura profunda fija dónde y cómo se rompe; el relleno superficial decide
cuánto se siente.
La tectónica que creó el paisaje habitable es la misma que lo pone en riesgo. Por eso la estructura
profunda —invisible, a kilómetros bajo los pies— es un dato de política pública y no solo de
geofísica.
Referencias y fuentes
Contreras, R. — La estructura cortical de la cuenca del golfo de Cariaco mediante el
análisis sísmico de refracción de las réplicas del sismo de Cariaco, 1997. Tesis de grado.
(Base de datos y concepto de este artículo.)
Contreras, R.; Schmitz, M.; Alvarado, L.; Lüth, S. — La estructura de la corteza en la
región del terremoto de Cariaco de 1997, oriente de Venezuela, basada en sísmica de refracción y
data gravimétrica. (Moho a 35,4 km; zona de baja velocidad a 13 km, ~650 m de espesor.)
Passalacqua, H. et al. (1995) — Modelo geodinámico del oriente de Venezuela: la falla de El
Pilar como estructura superficial que se bifurca en profundidad en una cuña intracortical,
con transferencia del movimiento lateral en régimen de convergencia oblicua.
Russo, R. et al. (1993) — Convergencia oblicua a lo largo de fronteras de placas y
yuxtaposición superficial de fallas de transformación mayores.
Mocquet, A. (2007) — Analysis and interpretation of the October 21, 1766 earthquake in the
Southeastern Caribbean. Journal of Seismology, 11, 381–403. (Fuente de 1766 a profundidad de
85 ± 20 km; magnitud recalibrada 6,5 < Ms < 7,5; no atribuible a El Pilar.)
Audemard, F.A. et al. (2025) — Sismicidad de profundidad intermedia de la losa de subducción
de las Antillas menores, próxima a la península de Paria, Venezuela. Boletín de Geología, 47(1),
105–127. (Desgarre litosférico y STEP; 1766 y el sismo de 2018, Mw 7,3, como eventos profundos de la
losa; la COVENIN 1756-1:2019 subestimaría la amenaza en el sur del país.)
Schmitz, M. et al. — The velocity structure of the Cariaco sedimentary basin, northeastern
Venezuela, from refraction seismic data and possible relationship to earthquake hazard.
Journal of South American Earth Sciences.
FUNVISIS — Estudios sobre el terremoto de Cariaco del 9 de julio de 1997 y sobre el sistema de
fallas cuaternarias de Venezuela.
Red Sismológica de Cariaco (RESICA, 1997); red sismológica de FUNVISIS (Venezuela) y
Seismic Research Unit (SRU), Trinidad.
Texto, datos y diseño:
Lcdo. Físico Rommel ContrerasA partir de su tesis de grado sobre la estructura cortical de la cuenca del golfo de
Cariaco, mediante el análisis sísmico de refracción de las réplicas del sismo de Cariaco, 1997
Serie en 3 partes · Parte 2 — El estudio de refracción
El sismo de Cariaco de 1997 y la estructura de la corteza
El terremoto de 1997 dejó algo más que destrucción: una secuencia de réplicas con la que se radiografió la corteza del golfo de Cariaco. Método, dromocrona y el hallazgo del Moho a 35,4 km.
Sismo de Cariaco 1997Sísmica de refracciónMohoEstructura corticalAutor: Lcdo. Físico R. Contreras
La falla de El Pilar concentra el desplazamiento entre el Caribe y Suramérica. Cuando libera de golpe su energía acumulada, como el 9 de julio de 1997, deja una secuencia de réplicas — y esas réplicas son el instrumento con el que se puede ver la corteza por dentro.
El terremoto de Cariaco de 1997: un experimento natural
El 9 de julio de 1997, a las 3:24 de la tarde, un sismo de magnitud
Mw 6,9 rompió un segmento superficial de la falla de El Pilar. La nucleación
ocurrió a unos 11 ± 1,5 km de profundidad y la ruptura co-sísmica se propagó a lo
largo de unos 50 km de traza. En Cariaco colapsó el liceo Raimundo Martínez Centeno;
en Cumaná, el edificio Miramar. El saldo fue de decenas de fallecidos y miles de damnificados.
Mw 6,9Magnitud momento del sismo del 9 de julio de 1997
11 ± 1,5 kmProfundidad de nucleación de la ruptura
~50 kmLongitud de la ruptura co-sísmica en El Pilar
Para la geofísica, un terremoto de esa talla deja algo más que destrucción: deja una
secuencia de réplicas. Cada réplica es una fuente sísmica gratuita, ubicada
justamente dentro de la estructura que se quiere estudiar. Si se despliega una red de estaciones a
tiempo, esas réplicas permiten «radiografiar» la corteza desde adentro.
Radiografiar la corteza: la sísmica de refracción
Ese fue el planteamiento de mi tesis de grado: usar las réplicas del sismo de
Cariaco, junto con perfiles de refracción y control gravimétrico, para reconstruir la estructura
cortical de la cuenca del golfo de Cariaco.
Cómo funciona el método
Una onda sísmica que atraviesa la corteza no viaja en línea recta. Cada vez que cruza el límite
entre dos materiales de distinta velocidad, se refracta según la ley de Snell. Si la
onda llega a una interfaz con un ángulo mayor al crítico, se refracta a lo largo de ella y regresa a
la superficie como onda de cabeza. Midiendo el tiempo que tarda en llegar a estaciones
situadas a distintas distancias, se puede invertir el problema: de los tiempos de llegada se
deduce a qué profundidad están las capas y a qué velocidad viaja la onda en cada una. Ese es
el fundamento de la sísmica de refracción.
Diseño experimental: la sismicidad como fuente
El estudio cubrió el sector más afectado por el sismo, entre San Antonio del Golfo,
Guacarapo, Cariaco y Casanay. La particularidad del método está en la fuente: en lugar de
generar las ondas artificialmente, se emplearon las propias réplicas del terremoto
como fuentes sísmicas.
Fuente natural: la secuencia de réplicas del sismo del 9 de julio de 1997.
Cada réplica es una fuente ubicada dentro de la estructura a estudiar, a la
profundidad de interés — algo que ninguna fuente en superficie puede lograr.
Red de registro:43 estaciones temporales de la RESICA
(Red Sismológica de Cariaco, 1997), complementadas con la red de FUNVISIS (Venezuela) y la
Seismic Research Unit (SRU) de Trinidad.
Análisis: sísmica de refracción aplicada a los tiempos de llegada de esos
registros, para invertir velocidades y profundidades de las interfaces corticales.
Control gravimétrico: mediciones de gravedad para restringir el modelo de
densidades y resolver ambigüedades del método sísmico.
Por qué combinar refracción y gravimetría
Ningún método geofísico es suficiente por sí solo. La sísmica de refracción da buena resolución
de las velocidades y de la profundidad de las interfaces, pero pierde definición donde una capa
rápida cubre a una lenta. La gravimetría, en cambio, es sensible al contraste de
densidad —y por tanto al espesor total de sedimentos— pero admite infinitas soluciones. Al
imponer que un mismo modelo satisfaga a la vez los tiempos de llegada y la anomalía gravimétrica, el
abanico de estructuras posibles se reduce drásticamente.
Explóralo en el modelo
En el modelo interactivo, activa «Rayos sísmicos» para ver cómo las ondas se refractan al cruzar cada capa de la corteza según la ley de Snell, y «Simular sismo» para reproducir un evento somero de El Pilar como el de 1997.
Modelo tectónico interactivo
La falla de El Pilar: transpresión en el oriente de Venezuela
Diagrama de bloque tridimensional del límite entre la placa del Caribe y la
litósfera suramericana. Arrastre sobre la figura para girar el bloque y use los mandos para
gobernar el desgarre dextral, la deformación acumulada, la convergencia oblicua y la
traslación del bloque caribe.
Arrastre para girar · rueda para acercar
Ruptura sísmica
Cómo leerlo. La placa del Caribe se desplaza hacia el este respecto
a Suramérica a razón de unos 20 mm por año: un movimiento transcurrente dextral. Mientras la
falla permanece bloqueada, ese avance no se traduce en ruptura sino en flexión —los cauces que cruzan
la traza se arquean sin cortarse—; cuando la resistencia se vence, la energía se libera de golpe y el
arqueamiento se convierte en un salto brusco: es el rebote elástico. La componente oblicua de
esa convergencia levanta la Serranía del Interior contra el contrafuerte rígido (back-stop),
mientras entre los segmentos escalonados de la falla se abren cuencas de tracción como el golfo de
Cariaco. Al simular un sismo, los rayos parten del hipocentro y se refractan en cada
interfaz según la ley de Snell; los que superan el ángulo crítico en el Moho sufren reflexión total
y regresan a la superficie. El modelo de velocidades (2,6 / 5,8 / 6,6 / 8,0 km/s) es
genérico de corteza continental, no una medición local, y el tiempo de recorrido va
comprimido unas nueve veces. Escalas vertical y de deformación exageradas con fines
didácticos.
Diseño: Lcdo. Físico Rommel ContrerasAcademia de GeoHistoria del Estado Sucre (AGHES)
El modelo traza los rayos sísmicos y su refracción por las capas (ley de Snell), con el Moho como interfaz más marcada — el mismo principio con el que se determinó su profundidad.
Resultados: el espesor de la corteza
El resultado de fondo es la profundidad a la que termina la corteza. Bajo la
región del golfo de Cariaco, la discontinuidad de Mohorovičić —el Moho— se ubica a
35,4 km. Ese es el piso de la corteza continental: por debajo empieza el manto.
35,4 kmProfundidad del Moho bajo la región de Cariaco
13 kmProfundidad de una posible zona de baja velocidad
~650 mEspesor aproximado de esa zona de baja velocidad
Qué le ocurre a la onda cuando llega al Moho
El Moho no es una superficie material que se pueda tocar: es un contraste de
velocidad. Por encima, la corteza inferior transmite las ondas P a unos 6,6 km/s; por
debajo, las peridotitas del manto lo hacen a cerca de 8,0 km/s. Ese salto —el mayor de toda la
columna litosférica— es lo que convierte al Moho en un espejo sísmico.
Cuando un frente de ondas incide sobre esa interfaz, su destino depende del ángulo de
incidencia. Con los valores de esta región, el ángulo crítico vale:
Y a partir de ahí se abren tres comportamientos bien distintos:
Incidencia subcrítica (< 50,8°): la onda se parte. Una fracción se
transmite al manto refractándose y alejándose de la normal; el resto se refleja
y vuelve hacia arriba, todavía débil.
En el ángulo crítico (= 50,8°): el rayo refractado sale a 90°, es decir,
viaja a lo largo de la interfaz, a la velocidad del manto. Al hacerlo va radiando energía
de regreso a la corteza: nace la onda de cabeza.
Incidencia supercrítica (> 50,8°): ya no hay transmisión posible. Ocurre
reflexión total interna y prácticamente toda la energía regresa a la superficie.
Por eso la reflexión del Moho es, a gran ángulo, la llegada más enérgica del registro.
Ese es exactamente el comportamiento que reproduce el modelo 3D de más arriba: los rayos que bajan
con poca inclinación cruzan al manto, y los que llegan pasados los 50,8° rebotan y vuelven.
Las tres fases y su nomenclatura
Cada trayectoria posible llega a la estación como una fase distinta, con su propio
nombre. La convención es transparente una vez que se conoce la clave: la letra indica el tipo de onda
y el subíndice describe el camino. La m minúscula significa siempre
Moho.
Fase
Trayectoria
Qué aporta
Pg
Onda directa: viaja por la corteza sin tocar el Moho
Velocidad media de la corteza
Pm (PmP)
Baja como P, se refleja en el Moho, sube como P
Profundidad del Moho
Pn
Onda de cabeza: se refracta a lo largo del techo del manto
Velocidad del manto y tiempo de intercepto
De ahí que Pm se escriba en forma completa como PmP: P
bajando, m reflexión en el Moho, P subiendo. Ambas notaciones designan la misma
fase; la abreviada es común en la literatura de refracción.
Cómo se identifican las fases: la sección de registro
Un sismograma aislado no dice cuál de sus llegadas es Pg, cuál Pm y cuál Pn: solo muestra una
sucesión de pulsos. La identificación no se hace traza por traza, sino comparando muchas
estaciones a la vez.
El procedimiento consiste en montar los sismogramas de las distintas estaciones
ordenados según su distancia al evento, uno debajo del otro, en un mismo eje de
tiempos. Ese montaje se llama sección de registro. En cuanto las trazas se ordenan
así, ocurre algo revelador: las llegadas que corresponden a una misma fase dejan de estar
dispersas y se alinean formando una curva coherente a lo largo de todas las trazas. Lo que
en un registro suelto era un pulso ambiguo, en el conjunto se convierte en un rasgo continuo que
puede seguirse con una línea trazada sobre las gráficas — y sobre esa alineación se miden los
tiempos de llegada.
Sección de registro esquemática para la estructura hallada: cada traza horizontal
es una estación, ordenadas por distancia epicentral. Las líneas de color siguen la alineación de
cada fase a través de las trazas y los puntos marcan los tiempos de llegada medidos. Nótese cómo,
pasada la distancia de cruce, Pn se adelanta a Pg.
La pendiente de cada alineación tiene un significado físico inmediato: su inversa es la
velocidad aparente con que el frente de ondas barre la superficie. Por eso la
alineación de Pn es más tendida que la de Pg — porque el manto es más rápido — y por eso la velocidad
aparente sirve de control de calidad de la propia identificación.
Los criterios de correlación
Seguir una fase a lo largo de la sección no es un ejercicio libre: la correlación se somete a
criterios explícitos, en dos niveles sucesivos.
Correlación de fases
Consiste en seguir una misma fase de traza en traza. Para aceptarla deben cumplirse:
Las amplitudes deben exceder a las amplitudes correspondientes al
ruido.
Las velocidades aparentes deben ser razonables, de acuerdo con los modelos
corticales conocidos para esas estructuras.
La curva camino-tiempo debe ser de longitud adecuada para resolver la
estructura cortical en la profundidad de interés.
Correlación de grupos
Una fase rara vez se sigue sin interrupciones a lo largo de todo el arreglo: la cobertura tiene
huecos y la relación señal/ruido varía. El segundo nivel consiste en unir segmentos
separados de correlación de fases en una sola curva coherente. Sus criterios son:
Se unen segmentos separados de correlación de fases.
Las velocidades aparentes deben ser razonables, de acuerdo con los modelos
corticales conocidos para esas estructuras.
La curva camino-tiempo debe ser de longitud adecuada para resolver la
estructura cortical en la profundidad de interés.
Los dos primeros criterios protegen contra los dos errores típicos: confundir ruido con señal, y
asignar a una fase una identidad incompatible con la física del medio. El tercero es de índole
distinta y suele subestimarse: una correlación corta no resuelve. Para determinar
una interfaz a 35 km de profundidad hace falta que la curva camino-tiempo se extienda lo suficiente
en distancia — de ahí la necesidad de una red regional amplia y no de unas pocas estaciones cercanas.
La resolución en profundidad está limitada por la extensión del arreglo.
Cómo se leen en el registro: la dromocrona
Al graficar el tiempo de llegada frente a la distancia epicentral se obtiene una
dromocrona, y en ella cada fase dibuja una curva característica. Esta es la que
corresponde a la estructura hallada bajo el golfo de Cariaco:
Dromocrona calculada para una corteza de 35,4 km con Vcorteza = 6,2 km/s
y Vmanto = 8,0 km/s. Pg es una recta por el origen; Pm
describe una hipérbola que tiende asintóticamente a Pg; Pn es una recta de menor
pendiente que arranca del tiempo de intercepto y es tangente a Pm en la distancia crítica.
Tres rasgos geométricos hacen legible el gráfico, y cada uno encierra un dato físico:
El tiempo de intercepto (ti = 7,2 s): donde la recta de Pn corta el
eje de tiempos. No es un tiempo real —a distancia cero no existe Pn— sino la huella del espesor
de corteza que la onda tuvo que atravesar para bajar y volver.
La distancia crítica (~87 km): el punto donde Pn nace, tangente a la hipérbola
de Pm. Antes de esa distancia la onda de cabeza sencillamente no existe.
La distancia de cruce (~199 km): más allá de ella, Pn adelanta a
Pg y pasa a ser la primera llegada. Aunque su camino es más largo, el tramo por
el manto a 8,0 km/s compensa con creces el rodeo. Que la primera llegada deje de ser la onda
directa es la señal inequívoca de que se está registrando el manto.
De las fases al número: los 35,4 km
Identificadas las fases, la profundidad se obtiene por dos vías independientes que deben coincidir.
A partir del tiempo de intercepto de Pn:
h = ti · Vc / (2 · cos θc)
= 7,22 · 6,2 / (2 · 0,632) = 35,4 km
Y de forma alternativa, a partir de la distancia de cruce:
Que ambos caminos entreguen la misma cifra es la primera comprobación. La segunda la aporta la
hipérbola de Pm, cuya curvatura ajusta la profundidad de manera directa. Y la
tercera, ya fuera de la sismología, es el contraste de densidad: el salto de ~2,9 a
~3,3 g/cm³ produce una anomalía gravimétrica que solo es compatible con un Moho a esa
profundidad. Cuando tres métodos con supuestos distintos convergen en el mismo número, el resultado
deja de ser una interpretación posible para volverse una medición.
Una zona de baja velocidad a 13 km
Además del Moho, el análisis detectó una posible zona de baja velocidad a unos
13 km de profundidad, con un espesor aproximado de 650 metros. Una
zona de baja velocidad es una capa donde la onda sísmica viaja más lento que en el material
que tiene encima —lo contrario de lo que ocurre normalmente al aumentar la presión— y suele
asociarse a materiales más débiles, fracturados o con presencia de fluidos.
Una coincidencia que merece atención
El terremoto de 1997 nucleó a 11 ± 1,5 km de profundidad. La zona de baja
velocidad detectada se sitúa a 13 km. Ambas cifras caen, dentro del margen de
error, en el mismo nivel de la corteza. Que la ruptura se inicie justo donde el medio pierde
rigidez no es sorprendente desde la mecánica de fallas: una capa más débil concentra la
deformación y puede condicionar dónde arranca —y hasta dónde llega— la ruptura. Es una relación
sugerente entre estructura profunda y comportamiento sismogénico.
La cuenca por dentro
A escala superficial, el rasgo central es un gradiente de velocidad muy marcado
en el primer kilómetro y medio de sedimentos. En la parte central de la cuenca, la velocidad de onda
P pasa de 1,5 km/s en superficie a 4,0 km/s a 1,5 km de profundidad.
Nivel
Velocidad Vp
Interpretación
Superficie de la cuenca
1,5 km/s
Sedimentos recientes, poco consolidados y saturados
Transición
1,5 → 4,0 km/s
Compactación progresiva del relleno sedimentario
1,5 km de profundidad
4,0 km/s
Sedimentos consolidados / techo del basamento
Ese salto —de 1,5 a 4,0 km/s en apenas kilómetro y medio— no es un detalle técnico. Es
precisamente la condición que produce amplificación de las ondas sísmicas: cuando
una onda pasa de un medio rápido y rígido a uno lento y blando, su amplitud crece y su duración se
alarga. La cuenca actúa como una caja de resonancia.
La consecuencia práctica
La estructura de la cuenca explica un hecho observado en 1997: el daño no se distribuyó
según la distancia al epicentro, sino según el terreno. Las poblaciones asentadas sobre el
relleno sedimentario blando sufrieron mucho más que las situadas sobre basamento, aun estando a
distancias comparables de la ruptura. Conocer el espesor y la velocidad de esos sedimentos es, por
tanto, un insumo directo para la microzonificación sísmica y para las normas de
construcción de Cumaná, Cariaco y el resto del golfo.
Contreras, R. — La estructura cortical de la cuenca del golfo de Cariaco mediante el
análisis sísmico de refracción de las réplicas del sismo de Cariaco, 1997. Tesis de grado.
(Base de datos y concepto de este artículo.)
Contreras, R.; Schmitz, M.; Alvarado, L.; Lüth, S. — La estructura de la corteza en la
región del terremoto de Cariaco de 1997, oriente de Venezuela, basada en sísmica de refracción y
data gravimétrica. (Moho a 35,4 km; zona de baja velocidad a 13 km, ~650 m de espesor.)
Passalacqua, H. et al. (1995) — Modelo geodinámico del oriente de Venezuela: la falla de El
Pilar como estructura superficial que se bifurca en profundidad en una cuña intracortical,
con transferencia del movimiento lateral en régimen de convergencia oblicua.
Russo, R. et al. (1993) — Convergencia oblicua a lo largo de fronteras de placas y
yuxtaposición superficial de fallas de transformación mayores.
Mocquet, A. (2007) — Analysis and interpretation of the October 21, 1766 earthquake in the
Southeastern Caribbean. Journal of Seismology, 11, 381–403. (Fuente de 1766 a profundidad de
85 ± 20 km; magnitud recalibrada 6,5 < Ms < 7,5; no atribuible a El Pilar.)
Audemard, F.A. et al. (2025) — Sismicidad de profundidad intermedia de la losa de subducción
de las Antillas menores, próxima a la península de Paria, Venezuela. Boletín de Geología, 47(1),
105–127. (Desgarre litosférico y STEP; 1766 y el sismo de 2018, Mw 7,3, como eventos profundos de la
losa; la COVENIN 1756-1:2019 subestimaría la amenaza en el sur del país.)
Schmitz, M. et al. — The velocity structure of the Cariaco sedimentary basin, northeastern
Venezuela, from refraction seismic data and possible relationship to earthquake hazard.
Journal of South American Earth Sciences.
FUNVISIS — Estudios sobre el terremoto de Cariaco del 9 de julio de 1997 y sobre el sistema de
fallas cuaternarias de Venezuela.
Red Sismológica de Cariaco (RESICA, 1997); red sismológica de FUNVISIS (Venezuela) y
Seismic Research Unit (SRU), Trinidad.
Texto, datos y diseño:
Lcdo. Físico Rommel ContrerasA partir de su tesis de grado sobre la estructura cortical de la cuenca del golfo de
Cariaco, mediante el análisis sísmico de refracción de las réplicas del sismo de Cariaco, 1997
