Geofísica · Oriente de Venezuela
La falla de El Pilar: transpresión en el oriente de Venezuela
Cómo se deforma el borde entre la placa del Caribe y Suramérica, leído desde adentro: la estructura de la corteza bajo el golfo de Cariaco, reconstruida con las réplicas del terremoto de 1997.
Cumaná y Cariaco no están sobre una falla cualquiera. Están sobre el punto donde dos placas tectónicas no solo se rozan, sino que además se aprietan. Ese matiz —la transpresión— explica por qué aquí el suelo se rompe, se levanta y se hunde a la vez.
Un borde que se desliza y se comprime
El norte de Venezuela es el límite entre la placa del Caribe y la placa Suramericana. El Caribe se mueve hacia el este respecto a Suramérica a razón de 1 a 2 cm por año, y ese movimiento se concentra en un sistema de fallas transcurrentes dextrales que atraviesa el país: Boconó en los Andes, San Sebastián en la cordillera central y, en el oriente, la falla de El Pilar, que corre de oeste a este desde el golfo de Cariaco hasta la península de Paria y sigue hacia Trinidad.
Si el desplazamiento fuera puramente lateral, tendríamos una falla «limpia»: dos bloques resbalando uno junto al otro sin más. Pero el vector de movimiento no es perfectamente paralelo a la traza de la falla. Tiene una componente que empuja los bloques uno contra otro. A esa combinación —desgarre lateral más compresión— se le llama transpresión, y es la clave para entender el relieve del oriente venezolano.
Lo que produce la transpresión
- Levantamiento: la componente compresiva alza la Serranía del Interior contra un contrafuerte cortical rígido.
- Cuencas de tracción: donde la falla se quiebra en segmentos escalonados, se abren depresiones. El propio golfo de Cariaco es una de ellas: una cuenca hundida entre dos tramos de la falla.
- Sedimentos blandos: esas depresiones se rellenan de material poco consolidado que amplifica las ondas sísmicas —el motivo por el que el daño no se reparte de forma pareja.
El modelo, en tres dimensiones
El diagrama siguiente es un modelo interactivo del límite de placas. Puede girarlo arrastrando, controlar el desgarre acumulado y la deformación elástica, apagar cualquiera de los dos bloques para ver el perfil litológico en la junta de falla, trazar los rayos sísmicos y su refracción por las capas, y simular un sismo con su deslizamiento co-sísmico.
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.
Modelo de bloque interactivo del límite Caribe–Suramérica en el oriente de Venezuela. Escalas vertical y de deformación exageradas con fines didácticos; el modelo de velocidades es genérico de corteza continental.
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.
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.
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.
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.
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.)
- 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.
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