📌 La física del colapso: más allá del eje vertical
Ondas en 3D, colapso lateral hacia el Norte y sismología forense
Desde que Newton conceptualizó la gravedad, tendemos a asumir
instintivamente que las estructuras solo sufren fuerzas verticales —que "todo
cae hacia abajo"—. Sin embargo, en un evento sísmico la gravedad está lejos de
ser la única aceleración en juego.
Las ondas sísmicas se emiten siempre en formato tridimensional,
omnidireccional y volumétrico. Aunque solamos registrarlas o estudiarlas
en 1D, desglosadas por componentes para simplificar el análisis, la realidad
física es que el sismo irradia energía en todas las direcciones, rebotando y
refractándose en cada capa de la corteza hasta alcanzar la superficie.
Los edificios están acoplados a esa capa superficial como verdaderos
apéndices verticales: asumen y responden al movimiento
tridimensional del suelo sobre el que se erigen. Las ondas se emiten en 3D, el
suelo responde en 3D y es en 3D como deben analizarse.
Al observar el patrón de daños en las altas edificaciones de La Guaira tras el
reciente evento, notamos algo determinante: la mayoría no colapsó por
peso propio en forma de "sándwich" o "panqueca". Colapsaron de forma
lateral, con una marcada orientación hacia el Norte. Las columnas
base de ese lado sufrieron un cizallamiento severo y la estructura fue literalmente
"empujada" en esa dirección.
Para que un edificio caiga lateralmente tiene que actuar una fuerza
inercial horizontal masiva impulsada por la aceleración del terreno. En
este caso, la directividad de la ruptura generó un pulso
fuertemente polarizado (componente strike-normal) que rebasó la
resistencia al corte de las plantas bajas.
Mecanismo de falla estructural bajo pulsos sísmicos de campo
cercano: (1) primer pulso horizontal, (2) reversión del pulso + componente
vertical (falla por cortante/compresión en las plantas bajas) y (3) volcado
lateral / colapso.
Esa aceleración horizontal es la que debió quedar grabada en los
instrumentos.
Ante la falta de acelerómetros operativos en la zona al momento
del evento, no nos queda otra ruta que acudir a la sismología
forense: reconstruir la magnitud, la frecuencia y la dirección del
sacudimiento a partir de las huellas que dejó el colapso estructural.
Escribo esto desde mi óptica profesional, como parte de un extracto de un
trabajo que espero presentar en la primera oportunidad que se presente.
🧪🏢📉
Por Lcdo. Físico Rommel Contreras — Academia de
GeoHistoria del Estado Sucre (AGHES).
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.
¿Y frente al gran sismo de 2026?
En junio de 2026 el norte de Venezuela sufrió un evento enorme —catalogado como doblete
por FUNVISIS (Mw 7,5 + 7,2, foco a 5 km, cerca de San Felipe) o como un solo Mw 7,5 por
el USGS (foco a 10 km, frente a La Guaira)—: la misma ruptura larga, de más de 200 km, del sistema de
San Sebastián, en el centro del país. Fue somero y violento. ¿Se sintió más que el de
1766? Comparar ambos permite ver el efecto de la profundidad, porque enfrenta un sismo somero
grande contra uno profundo: la clave está en cómo decae la intensidad con la distancia.
Distancia al epicentro
1766 (profundo, ~85 km)
2026 (somero, 5–10 km)
~150–200 km
IX–X (Trinidad)
IX (costa de Vargas)
~450–500 km
VI (Caracas)
VI (Anaco)
~700–780 km
VI–VII (Guyana, Colombia)
IV (Cúcuta)
~975 km
V (Surinam)
II–III (Sto. Domingo, San Juan)
~1300–1400 km
III–IV (Guayana Francesa)
imperceptible
El patrón es inequívoco. Hasta unos 500 km, ambos sacuden parecido. Pero
pasados los 500 km, 1766 se sintió de 2 a 4 grados más fuerte que 2026 a la misma
distancia: a 780 km todavía era VI–VII (Colombia, Guyana) cuando 2026 apenas alcanzaba IV; a
casi 1000 km seguía siendo V (Surinam) mientras 2026 ya resultaba imperceptible.
Decaimiento de la intensidad con la distancia. La curva de 1766 (dorada)
se mantiene alta y tendida —firma de un foco profundo—; la de 2026 (azul) cae
en picada —firma de un foco somero—. Se cruzan hacia los 500 km; más allá, 1766 domina.
Intensidades de 1766 según Mocquet (2007); de 2026, reportes DYFI del USGS (depurados).
El veredicto: el más ampliamente sentido fue 1766
El 2026 fue más violento cerca del foco —por su gran magnitud y poca profundidad—,
pero su sacudida se apagó rápido. El 1766, profundo, mantuvo intensidades moderadas a
fuertes sobre un área varias veces mayor. En términos de extensión sentida
—que es lo que define «el más sentido»—, 1766 gana con claridad. En una frase: el 2026
sacudió más fuerte a poca gente; el 1766 sacudió a mucha más gente, sobre un continente. Es, además, la
confirmación del argumento de Mocquet: solo un foco profundo explica que un sismo se sienta con
intensidad V a mil kilómetros de distancia.
Un matiz sobre el tamaño de 1766: las fuentes difieren. Mocquet (2007) lo calibra en
M 6,5–7,5; Audemard et al. (2025) lo estiman en Mw 7,8–7,9.
Ambas coinciden en la profundidad intermedia — y en cualquiera de los dos casos, el veredicto sobre su
alcance se mantiene.
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
