UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA

UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA RELOCALIZACIÓN DE SISMOS EN EL ORIENTE DE VENEZUELA CON LOS DATOS DE LAS REDES SISMOLÓGICAS DE FUNVISIS Y DE LA UDO Por: Mónica Yannina Rasquin Contreras INFORME DE PASANTÍA Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar como requisito parcial para optar al título de Ingeniero Geofísico Sartenejas, Junio de 2012

UNIVERSIDAD SIMÓN BOLÍVAR DECANATO DE ESTUDIOS PROFESIONALES COORDINACIÓN DE INGENIERÍA GEOFÍSICA RELOCALIZACIÓN DE SISMOS EN EL ORIENTE DE VENEZUELA CON LOS DATOS DE LAS REDES SISMOLÓGICAS DE FUNVISIS Y DE LA UDO Por: Mónica Yannina Rasquin Contreras Realizado con la asesoría de: Tutor Académico: Prof. Michael Schmitz Tutor Industrial: Dr. Herbert Rendón INFORME DE PASANTÍA Presentado ante la Ilustre Universidad Simón Bolívar como requisito parcial para optar al título de Ingeniero Geofísico Sartenejas, Junio de 2012

RESUMEN Este trabajo se realiza en el marco del proyecto de Microzonificación Sísmica de Cumaná, proyecto que ejecutan FUNVISIS (Fundación Venezolana de Investigación Sismológica) y la Universidad de Oriente en conjunto con un financiamiento en el marco de la LOCTI (Ley Orgánica de Ciencia, Tecnología e Innovación). Este proyecto de pasantía se basa en la evaluación de los sismos ocurridos en el oriente de Venezuela contenidos en los catálogos sismológicos de FUNVISIS y de la Universidad de Oriente para magnitud mayor o igual a 4. La unificación de dichos catálogos sismológicos tiene como uno de los puntos fundamentales, la relocalización de los eventos contenidos en ambos catálogos, para lo cual se determina la primera llegada de las ondas P (primarias) y S (secundarias); luego se elabora un catálogo unificado para la región oriental de Venezuela, lo cual es la base para la estimación de la amenaza sísmica en Cumaná. iv

A Dios por permitirme la oportunidad de vivir esta experiencia. A mi abuelo, Carlos Rasquin, que siempre me acompaña desde el cielo. A mis padres, hermanas, abuelas y tías por estar siempre presentes. A mi novio Servando Flores, que me ha prestado su apoyo a lo largo de este camino. v

ÍNDICE RESUMEN... iv ÍNDICE... vi ÍNDICE DE TABLAS... x ÍNDICE DE FIGURAS... xii ABREVIATURAS... xv INTRODUCCIÓN... 1 Justificación e importancia del trabajo... 1 Planteamiento del problema... 1 Objetivo general... 2 Objetivos específicos... 2 CAPÍTULO I DESCRIPCIÓN DE LA EMPRESA... 3 1.1 Fundación Venezolana de Investigación Sismológica (FUNVISIS)... 3 1.2 Misión... 3 1.3 Visión... 3 1.4 Estructura Organizativa... 4 1.5 Departamento de Sismología... 4 CAPÍTULO II GEOLOGÍA REGIONAL Y SISMICIDAD... 5 2.1 Nororiente de Venezuela... 5 2.2 Cordilleras en el oriente de Venezuela... 6 2.2.1. Cordillera de Araya Paria:... 6 2.2.2. Serranía del Interior Oriental:... 7 2.3 Falla de El Pilar... 7 2.4 Sismicidad histórica en el oriente de Venezuela... 9 2.5 Sismicidad Actual... 12 2.6 Riesgo sísmico... 15 vi

CAPÍTULO III FUNDAMENTOS TEÓRICOS... 16 3.1 Ondas sísmicas... 16 3.1.1. Ondas corpóreas... 16 3.1.2. Ondas superficiales... 18 3.2 Red de Estaciones Sismológicas... 19 3.3 Tipos de eventos sísmicos... 20 3.3.1. Eventos locales... 20 3.3.2. Eventos telesísmicos regionales... 20 3.3.3. Eventos telesísmicos... 20 3.4 Fases sísmicas de los eventos sísmicos locales y regionales... 21 3.5 Modelo de corteza... 22 3.5.1. Modelo de corteza de FUNVISIS... 23 3.5.2. Modelo de corteza de CSUDO... 23 3.6 Rayos sísmicos... 24 3.7 Localización de eventos sísmicos... 24 3.8 Tiempo de llegada... 26 3.9 RMS (Root Mean Square)... 27 3.10 Polaridad... 27 3.11 Magnitud de eventos sísmicos... 27 3.11.1 Magnitud de ondas corpóreas (body waves) (mb)... 27 3.11.2 Magnitud local (ML)... 28 3.11.3 Magnitud de momento (Mw)... 29 3.11.4 Magnitud de Duración para Venezuela:... 29 3.12 Fallas geológicas... 29 3.12.1 Fallas normales... 30 3.12.2 Fallas inversas... 30 vii

3.12.3 Fallas de rumbo... 31 3.12.4 Falla activa... 32 3.13 SEISAN Sistema de Análisis Sísmico... 32 3.14 S-files (Archivos S)... 33 3.15 Formas de onda... 33 3.16 Estructura de SEISAN... 33 3.17 Ejecutables de SEISAN... 35 3.18 Programa Hypoinverse (HYP)... 36 3.19 Modelo de la corteza utilizado por SEISAN... 37 CAPÍTULO IV METODOLOGÍA... 38 4.1 Herramientas utilizadas... 38 4.1.1. Red Sismológica Nacional... 38 4.1.2. Red local del Centro de Sismología Universidad de Oriente (CSUDO)... 40 4.2 Material utilizado... 41 4.3 Selección de eventos del catálogo de oriente perteneciente a la CSUDO... 42 4.4 Selección de eventos del catálogo de la Red Nacional pertenecientes a oriente... 43 4.5 Selección de eventos sísmicos semejantes entre ambos catálogos... 43 4.6 Comparación de eventos... 47 4.7 Discriminación de eventos... 48 4.8 Introducción de modelos de corteza en SEISAN... 48 4.9 Unión de formas de onda... 49 4.10 Registro de eventos (Creación de S-files)... 50 4.11 Análisis de los eventos sísmicos.... 52 4.12 Elaboración de listas de eventos relocalizados.... 62 4.13 Comparación de nuevas listas para magnitud 4... 62 4.14 Eventos relocalizados.... 63 viii

4.15 Eventos someros... 63 CAPITULO V ANÁLISIS DE RESULTADOS... 64 5.1 Eventos seleccionados del catálogo de la Red Nacional... 64 5.2 Completación de catálogos... 64 5.3 Comparación entre catálogo de la Red Nacional y de la CSUDO.... 66 5.3.1 Comparación de eventos semejantes de magnitud 4 o superior... 67 5.3.2 Comparación de eventos semejantes entre magnitud 3 y 4... 68 5.3.3 Comparación de eventos semejantes entre magnitud 2 y 3... 69 5.4 Discriminación de eventos a relocalizar... 70 5.5 Relocalización de eventos semejantes... 71 5.6 Comparación de la localización de eventos que surgieron del modelo de corteza de FUNVISIS.... 72 5.7 Comparación de la localización de eventos que surgieron del modelo de corteza de CSUDO.... 75 5.8 Comparación de la localización de eventos relocalizados.... 79 5.9 Errores de ubicación para los eventos relocalizados... 80 5.10 Eventos Someros... 88 CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES... 92 REFERENCIAS... 94 ix

ÍNDICE DE TABLAS Tabla 2.1 Terremotos ocurridos en el oriente de Venezuela entre los años 1530 y 1986...9 Tabla 3.1. Descripción de las principales fases observadas en un evento local....22 Tabla 3.2 Modelo de corteza de FUNVISIS...23 Tabla 3.3 Modelo de corteza de CSUDO.23 Tabla 3.4. Descripción de directorios principales de SEISAN...34 Tabla 4.1 Estaciones de la Red Sismológica Nacional 39 Tabla 4.2. Estaciones sismológicas de CSUDO.41 Tabla 4.3. Características Generales de los Catálogos..41 Tabla 4.4. Condiciones para realizar la comparación entre los diferentes catálogos.45 Tabla 4.5. Listas de eventos para limite de magnitud 4 para ambos catálogos.46 Tabla 4.6. Parámetros a comparar entre los catálogos 47 Tabla 4.7. Parámetros requeridos por el comando SEISEI 50 Tabla 4.8. Parámetros requeridos por MAKEREA 50 Tabla 4.9. Requerimientos del comando COLLECT.62 Tabla 4.10 Parámetros de comparación entre catálogos relocalizados y catálogos originales...62 Tabla 5.1 Sismos del catálogo de CSUDO que no presentan magnitud 64 Tabla 5.2 Estadística sobre la variación de parámetros de localización y magnitud resultantes de la comparación entre el catálogo de la Red Nacional de oriente y el de CSUDO..68 Tabla 5.3 Estadística sobre la variación de parámetros de localización y magnitud resultantes de la comparación entre el catálogo de la Red Nacional de oriente y el de CSUDO para eventos de magnitud entre 3 y 4.69 Tabla 5.4 Estadística sobre la variación de parámetros de localización y magnitud resultantes de la comparación entre el catálogo de la Red Nacional de oriente y el de CSUDO para eventos de magnitud entre 2 y 3.70 Tabla 5.5 Formas de onda solicitadas al CEDI no disponibles..71 Tabla 5.6 Formas de onda solicitadas al CSUDO no disponibles..71 Tabla 5.7 Eventos relocalizados que no cumplen las expectativas...72 Tabla 5.8 Estadística sobre la variación en la localización de los eventos evaluados con el modelos de corteza de FUNVISIS (antes y después de la relocalización).75 x

Tabla 5.9. Eventos relocalizados con diferencias mayores a 100 km de los eventos evaluados con el modelos de corteza de FUNVISIS (antes y después de la relocalización)..75 Tabla 5.10 Estadística sobre la variación en la localización de los eventos evaluados con el modelos de corteza de CSUDO (antes y después de la relocalización)..78 Tabla 5.11. Eventos con diferencias mayores a 100 km de los eventos evaluados con el modelos de corteza de CSUDO (antes y después de la relocalización)...78 Tabla 5.12. Estadística sobre la variación en la localización de los eventos al comparar el resultado obtenido mediante los modelos de corteza de FUNVISIS y CSUDO 79 Tabla 5.13 Eventos cuyas diferencias en localización son mayores a 100 km de los eventos al comparar el resultado obtenido mediante los modelos de corteza de FUNVISIS y CSUDO 79 Tabla 5.14. Eventos someros provenientes de cada modelo de corteza..88 Tabla 5.15. Estadística sobre la variación en la localización de los eventos someros, provenientes de cada modelo de corteza...89 xi

ÍNDICE DE FIGURAS Figura 1.1. Estructura Organizativa de FUNVISIS.4 Figura 2.1 Sistema de fallas de El Pilar...8 Figura 2.2. Mecanismos focales de los dos grandes terremotos más recientes en el nororiente de Venezuela y sureste del Caribe...13 Figura 2.3 Mapa de eventos sísmicos reportados en el oriente de Venezuela durante el periodo 1995-2010...14 Figura 2.4. Perfil en profundidad de eventos de magnitud 4 o mayor registrados por FUNVISIS entre 1995 y 2010.14 Figura 3.1. Representación de una onda longitudinal (Onda P).17 Figura 3.2. Representación de una onda transversal (Onda S)..17 Figura 3.3. Representación de una Onda Rayleigh 18 Figura 3.4. Representación de una Onda Love..19 Figura 3.5. Modelo simplificado de la corteza mostrando las fases sísmicas observadas para un sismo cercano.22 Figura 3.6. Técnica de triangulación..26 Figura 3.7. Esquema sobre tipos de fallas.30 Figura 3.8. Falla normal...30 Figura 3.9. Falla inversa...31 Figura 3.10. Falla Transcurrente Sinestral..31 Figura 3.11. Directorios de SEISAN..34 Figura 4.1 Mapa de estaciones de la Red Sismológica Nacional...38 Figura 4.2. Mapa de estaciones del Centro de Sismologia Universidad de Oriente..40 Figura 4.3. Diagrama sobre el procedimiento realizado con los catálogos sísmicos.42 Figura 4.4. Diagrama de flujo del código en MatLab llamado Selección...44 Figura 4.5. Ejemplo de los modelos de corteza dentro de los archivosstation0.hyp.48 Figura 4.6. Representación de la ventana de comandos al ejecutar el comando dirf año-mes-día* 49 Figura 4.7. Representación de archivo filenr.lis.49 Figura 4.8. Representación de la ventana de comandos al ejecutar el comando MAKEREA...51 Figura 4.9. Representación de la venta de comando al seleccionar los eventos de interés 51 xii

Figura 4.10. Menú desplegado de la graficación de la señal. En rojo la herramienta que permite registrar el evento..52 Figura 4.11. Interfaz gráfica de SEISAN...52 Figura 4.12. Imagen resultante de hacer Plot.53 Figura 4.13. Componentes Z de cada estación...51 Figura 4.14. Muestra de todas las componentes verticales.54 Figura 4.15. Representación de visualización de las tres componentes de una estación...55 Figura 4.16. Representación de serie de ampliaciones para demarcar la fase P de la onda...56 Figura 4.17. Serie de ampliaciones para identificar una fase S..57 Figura 4.18. Ejemplo de la señal de una estación de 3 componentes.58 Figura 4.19. Identificación de la fase P 59 Figura 4.20. Ejemplo de localización.60 Figura 4.21. Sismograma de la Estación Cumaná para el evento anterior.61 Figura 4.22. Incorporación de la estación Cumaná 61 Figura 5.1 Comparación entre la cantidad de eventos existentes de cierta magnitud entre el catálogo de CSUDO y el de la Red Nacional para sismos en el oriente de Venezuela.67 Figura 5.2. Mapa de la localización de los eventos de magnitud 4 pertenecientes al catálogo de FUNVISIS antes de la relocalización 73 Figura 5.3. Mapa de los eventos de magnitud 4 pertenecientes al catálogo de FUNVISIS relocalizados 73 Figura 5.4. Perfiles en profundidad de eventos relocalizados con el modelo de corteza de FUNVISIS 74 Figura 5.5. Mapa de la localización de los eventos de magnitud 4 pertenecientes al catálogo de CSUDO antes de la relocalización..76 Figura 5.6. Mapa de los eventos de magnitud 4 pertenecientes al catálogo de CSUDO relocalizados 76 Figura 5.7. Perfiles en profundidad de eventos relocalizados con el modelo de corteza de CSUSOD 77 Figura 5.8. Mapa de contornos del error asociado a la latitud para eventos relocalizados con el modelo de corteza de FUNVISIS... 80 Figura 5.9. Mapa de contornos del error asociado a la longitud para eventos relocalizados con el modelo de corteza de FUNVISIS..81 xiii

Figura 5.10. Mapa de contornos del error asociado a la profundidad para eventos relocalizados con el modelo de corteza de FUNVISIS..82 Figura 5.11. Mapa de contornos del valor RMS para eventos relocalizados con el modelo de corteza de FUNVISIS 83 Figura 5.12 Mapa de contornos del error asociado a la latitud para eventos relocalizados con el modelo de corteza de CSUDO...84 Figura 5.13. Mapa de contornos del error asociado a la longitud para eventos relocalizados con el modelo de corteza de CSUDO...85 Figura 5.14. Mapa de contornos del error asociado a la profundidad para eventos relocalizados con el modelo de corteza de CSUDO..86 Figura 5.15. Mapa de contornos de valores de RMS para eventos relocalizados con el modelo de corteza de CSUDO.87 Figura 5.16. Mapa de contornos de la distribución de RMS con el modelo de corteza de FUNVISIS para eventos someros..90 Figura 5.17. Mapa de contornos de la distribución de RMS con el modelo de corteza de CSUDO para eventos someros 91 xiv

ABREVIATURAS ASCII American Standard Code for Information Interchange (Código Estándar Americano para el Intercambio de Información). CAMV Estación Sismológica de Campeare. CARU Estación Sismológica de Caripito. CATA Estación Sismológica de Cartuaro Arriba. CEDI Centro de Información de FUNVISIS. COAV Estación Sismológica de Cumanacoa. CSUDO Centro de Sismología Universidad de Oriente. CUM Estación Sismológica de Cumaná. D Distancia epicentral. FUNVISIS Fundación Venezolana de Investigación Sismológica. GMT Generic Mapping Tools ( Herramientas Generadoras de Mapas). GPS Sistema de Posicionamiento Global. IASPEI International Association of Seismology and Physics of the Earth s Interior. Asociación Internacional de Sismología y de la Física de la Tierra Sólida. ISC International Seismological Center (Centro Internacional de Sismología). LOCTI Ley Orgánica de Ciencia, Tecnología e Innovación. MAN Estación Sismológica de Manicuare. MANA Estación Sismológica de Manacoa. MatLab Laboratorio de Matrices. Programa. MD Magnitud de Momento. Md Magnitud de duración. ML Magnitud Local. M0 Momento Sísmico. xv

Mw Magnitud de Momento. mb Magnitud de Onda Corpórea. RESVAC Red Sismológica Nacional Venezolana de Apertura Continental. SAFE Estación Sismológica de Altos de Santa Fe. SH Componente Horizontal de una onda secundaria. SV Componente Vertical de una onda secundaria. TUDO Estación Sismológica de Cerro el Tamoco. UDO Universidad de Oriente. USB Universidad Simón Bolívar. xvi

INTRODUCCIÓN Justificación e importancia del trabajo En el oriente de Venezuela existen 2 redes sismológicas, la red sismológica de FUNVISIS (Fundación Venezolana de Investigación Sismológica) y la red sismológica de la Universidad de Oriente manejada por CSUDO (Centro Sismológico de la Universidad de Oriente). Ambas poseen sus propias estaciones sismológicas y realizan sus cálculos de manera independiente, por lo cual existen dos catálogos de eventos sísmicos para una misma región que difieren entre sí. Unificando los catálogos antes mencionados y relocalizando los eventos que tengan en común, a través de las primeras llegadas de ondas P y S, se pretende obtener un solo catálogo sismológico para el Oriente de Venezuela. La existencia de eventos no comunes es una evidencia de que hay eventos que una red registra mientras la otra no, lo cual representa otra razón para unificar los catálogos y así tener un solo catálogo de referencia a la hora de calcular la amenaza sísmica y eliminar discrepancias. Planteamiento del problema Cada red sismológica tiene la disponibilidad de diferentes estaciones para analizar los eventos sísmicos, obteniendo como resultado un catálogo sísmico. En este caso se tienen los catálogos sismológicos de CSUDO y de FUNVISIS. Al comparar los eventos comunes entre ambos catálogos, para algunos casos el error sobre la localización de dicho evento converge, es decir, la localización es aproximadamente la misma; sin embargo, para la mayoría de esos eventos, la localización asignada entre un catálogo y otro es diferente. En cuanto a las magnitudes asociadas se observa que varían entre un catálogo y otro.

2 Objetivo general Mejorar la localización de los sismos ocurridos en el oriente del país a través de la concurrencia de datos de primera llegada, P y S, provenientes de las redes sismológicas que manejan FUNVISIS y el Centro Sismológico de la Universidad de Oriente UDO. Objetivos específicos Incorporar en un solo catálogo la sismicidad registrada por FUNVISIS y la UDO, entre los años 2000 y 2011 y para sismos de magnitud superior a 2.0 Reconocer los sismos que han sido registrados y ubicados por ambas redes para tomar la lectura de los datos de primera llegada de las ondas P y S para magnitudes mayores a 4. Localización de los sismos así identificados con el uso del programa HYPOINVERSE, el cual es una rutina de trabajo que se encuentra incluida en ambiente SEISAN. Análisis estadístico y comparativo de las nuevas soluciones obtenidas respecto a las soluciones previamente conocidas, caracterizando los valores de la nueva incertidumbre en la localización con respecto a la incertidumbre original. Obtener un catálogo sísmico mejorado para la región oriental del país.

CAPÍTULO I DESCRIPCIÓN DE LA EMPRESA 1.1 Fundación Venezolana de Investigación Sismológica (FUNVISIS) A partir del terremoto del 29 de julio de 1967 en Caracas se realizó una serie de investigaciones, la cual trajo como resultado el planteamiento al Ejecutivo Nacional de la necesidad de crear una institución en el país que abordara el estudio de los terremotos, causas y consecuencias de manera sistemática. De esta forma, según el Decreto N 797 del 24 de noviembre de 1971, se crea la Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS) mediante el decreto N 1053, publicado en la Gaceta Oficial N 29864 de fecha de 27 de julio de 1972. 1.2 Misión La misión de FUNVISIS consiste en ejecutar y promover, permanentemente, investigaciones y estudios sismológicos destinados a atender la demanda de seguridad en la población ante la amenaza sísmica en el territorio nacional, la formación de personal especializado y divulgar los nuevos conocimientos de las ciencias (www.funvisis.gob.ve). 1.3 Visión Su visión se basa en ser una organización de excelencia en el área de protección a la colectividad frente a la amenaza sísmica, de referencia nacional e internacional, distinguida por su capacidad de servicio, la calidad de su investigación y su desarrollo técnico y científico (www.funvisis.gob.ve).

4 1.4 Estructura Organizativa La estructura organizativa se representa en la figura siguiente (Figura 1.1). Figura 1.1. Estructura Organizativa de FUNVISIS. (Modificado de www.funvisis.gob.ve). 1.5 Departamento de Sismología Este departamento, en conjunción con el departamento de electrónica, tiene como función principal la de operar y mantener la Red Sismológica Nacional, con el fin de determinar y divulgar las características de los sismos que ocurren en el país. De igual forma, se encarga de publicar el Boletín Sismológico Nacional de Venezuela, generar el Catálogo Sísmico Nacional, atender la emergencia sísmica, formar personal calificado en el área de sismología y aportar datos necesarios para los diversos trabajos e investigaciones que realiza la fundación y otras instituciones en esta área y sus afines (www.funvisis.gob.ve).

CAPÍTULO II GEOLOGÍA REGIONAL Y SISMICIDAD 2.1 Nororiente de Venezuela El norte de Venezuela es parte del límite entre las placas del Caribe y de Sur América, dicho límite tiene una orientación este-oeste. Es una compleja zona de deformación que puede llegar a tener hasta 250 km de ancho. Audemard et al. (2000) indican que esta zona de límite tiene aproximadamente 100km de anchura; sin embargo, las medidas de Weber et al. (2001) en Trinidad sugieren que esta zona es más estrecha. La placa del Caribe tiene un movimiento relativo hacia el este con respecto a la placa de Sur América y de Norte América. Basado en el International Terrestrial Reference Frame (Marco Internacional de Referencia Terrestre, Boucher et al., 1999) y en Weber et al. (2001), la placa del Caribe se desliza con respecto a la de Sur América a una taza de 20±1-2 mm/año. Las Antillas Menores marcan el borde más oriental de la placa del Caribe, en este límite la litósfera atlántica subduce por debajo de la Placa del Caribe. La colisión oblicua entre la placa de Sur América y la placa del Caribe produce la subducción en sentido noroeste de la Placa del Caribe por debajo de la Placa Suramericana, y a su vez, causa un plegamiento de la corteza, lo cual desarrolla una cuenca de antepaís (Baumbach et al., 2004). Del modelo de velocidades de Franke (1994) deriva una estructura de capas delgadas horizontales. El resultado de estudios presentados por Grosser et al. (2001) muestra una fuerte inhomogeneidad vertical que incluye una diferencia de 20 % en la velocidad sísmica entre el norte y el sur de la falla de El Pilar, lo cual se puede asociar con la zona de subducción al norte de la Península de Paria..

6 Beltrán y Giraldo (1989) determinaron que el movimiento de transcurrencia proviene de una franja costera de fallas con tendencia este-oeste en el nororiente venezolano. La falla del Pilar constituye el límite sur de esta zona. Más al este, en el Golfo de Paria, la tendencia noroestesureste de las fallas Los Bajos- El Soldado se encuentra en la actualidad sísmicamente activa con un movimiento dextral transcurrente (Beltrán y Giraldo, 1989; Russo et al., 1993). Este movimiento es probablemente transferido al sistema de fallas del Central Range en Trinidad (Weber et al., 2001). 2.2 Cordilleras en el oriente de Venezuela La orogénesis del oriente de Venezuela es ampliamente atribuido a una colisión oblicua arcocontinente hace 25-10 Ma, del margen pasivo de América del Sur con la de subducción por debajo del Caribe en dirección hacia el noroeste (Russo y Speed, 1992). 2.2.1. Cordillera de Araya Paria: Comienza en Punta Barrigón al oeste hasta Punta Narizona al este, en el extremo oriental de la Península de Paria. Limita al norte con la costa del Mar Caribe, mientras que al sur se encuentra con la costa septentrional del golfo de Cariaco y del golfo de Paria, y con las poblaciones de Cariaco, Casanay, El Pilar, Yaguaraparo y Güiria. Su longitud es de 270 km y un ancho que varía entre 4 y 20 km; tiene una orientación esteoeste (González de Juana et al., 1980). Está compuesta por metasedimentos del Cretácico medio y rocas ígneas acumuladas en un ambiente tectónico activo, estas rocas han sido metamorfizadas a la facies de los esquistos verdes, deformadas por plegamientos y fallas imbricadas (Baumbach et al., 2004). Al occidente de esta cordillera se encuentra la depresión de la Salina de Araya, la cual se encuentra bordeada al norte y sur por lomas alargadas con filas bajas, donde afloran sedimentos blandos de edad terciaria y joven, junto a amplias planicies y salinetas. Esta cordillera es asimétrica con mayor inclinación de la ladera hacia el mar Caribe. La costa septentrional de Araya-Paria es un acantilado casi continuo (González de Juana et al., 1980). La costa norte del golfo de Paria tiene dos sectores con fisiografía diferente. Al oeste de Güiria hay sedimentos jóvenes de fácil erosión que conforman planicies y terrenos

7 ondulados. Al oeste de Caurantica afloran rocas metamórficas y tiene algunas terrazas que superan los 20 m sobre el nivel del mar (González de Juana et al., 1980). Dentro de la cuenca oriental de Venezuela, en el estado Sucre, el río Cariaco ha dejado meandros abandonados, el cual constituye el ambiente sedimentario más joven de la cuenca. Estos meandros son más susceptibles al fenómeno de licuefacción y estos sedimentos se encuentran identificados en el subsuelo de Cariaco, en zonas cercanas en Cumaná y en todo el Golfo de Cariaco (González de Juana et al., 2004). Rocas del Neógeno están expuestas en Cumaná, al extremo oeste de la Península de Araya, noroeste de Cariaco, y sur de la falla de El Pilar (González de Juana et al., 2004). De acuerdo con Schmitz et al. (2005), debajo de Cariaco, se observan sedimentos Cuaternarios de 1 km de espesor con velocidades sísmicas entre 1.9 y 2.1 km/s y una velocidad del basamento de más de 4 km/s, tales sedimentos se encuentran controlados por el sistema de fallas de El Pilar. El espesor de los sedimentos Cuaternarios varía dentro de la cuenca y en Casanay afloran sedimentos Pleistocenos. 2.2.2. Serranía del Interior Oriental: Comienza al este de Barcelona, en la depresión de Unare, tiene rumbo N 70 E, y termina en los cerros de Guanoco y Guariquen, donde cae al propio delta del río San Juan. Geomorfológicamente forma un gran anticlinorio (González de Juana et al., 1980). El relieve en la parte central está dominado por filas y valles subparalelos a la orientación de la serranía. En esta zona se reconocen calizas pertenecientes al Cretácico Medio, y dos intervalos arenosos correspondientes a Cretácico Superior-Paleoceno y al Oligoceno respectivamente (González de Juana et al., 1980). La Serranía del Interior Oriental posee intervalos de lutitas que se encuentran en Cretácico Medio-Superior, en el paleoceno y en el Oligoceno; éstas generalmente ocupan los valles y las depresiones. Las formaciones terciarias menos consolidadas se encuentran hacia el noroeste (González de Juana et al., 1980). 2.3 Falla de El Pilar La falla de El Pilar, es la falla de desgarre más prominente en este frente de colisión. Presenta la mayor concentración de actividad sísmica, particularmente alrededor del pueblo de El Pilar y en Casanay (Franke et al., 1993).

8 La falla de El Pilar representa la interfaz entre corteza continental al sur, y un prisma de acreción al norte (Case et al., 1990). La resistencia al cizallamiento del material al norte de la falla de El Pilar es mayor que la resistencia ofrecida por el material al sur de la falla (Baumbach et al., 2004). La falla de El Pilar cruza por Casanay y Cariaco. Al norte de esta falla se puede encontrar el tramo este de la Cordillera de la Costa, al sur de la falla se encuentra la Serranía del Interior. La deformación de compresión en la región ocurrió durante el Eoceno y Mioceno, seguida de Pleistoceno y sedimentación reciente cuaternaria de conglomerados no consolidados, arenas y arcillas. En la figura 2.1 se encuentra un mapa sobre el sistema de fallas presente en la región de estudio. Figura 2.1 Sistema de fallas en la región de estudio. V13 identifica en el mapa a la falla de El Pilar, los sufijos a y b son diferentes segmentos de la misma. (Modificado de Audemard et al., 2000).

9 2.4 Sismicidad histórica en el oriente de Venezuela El nororiente de Venezuela se presenta como el área de mayor sismicidad en el país. Históricamente la sismicidad activa en esta región ha sido constante a lo largo del tiempo desde la conquista española (Grases et al., 1999). La colonización comenzó a principios del siglo XVI con la fundación de Nueva Toledo en 1515, hoy conocida como Cumaná. Esta ciudad ha sido repetidamente destruida por terremotos históricos como los sucedidos en 1530, 1629, 1684, 1766,1797, 1853 y durante el siglo XX en 1929 y 1997 (Audemard, 2007). En la tabla 2.1 se presentan los terremotos ocurridos en el oriente de Venezuela entre los años 1530 y 1986. Tabla 2.1 Terremotos ocurridos en el oriente de Venezuela entre los años 1530 y 1986 (Audemard, 2007). Fecha Septiembre 01, 1530 04 de Mayo 1684 Hora Localización local 1000 Nueva Toledo, hoy Cumaná 2000 Cumaná Araya Efectos naturales asociados Olas de tsunami en la boca del Río Manzanares (parte norte de la antigua ciudad). Grietas en las tierras bajas y cordilleras de Cumaná, donde surgió un color oscuro del agua salada con olor a azufre. Parte del sur del Golfo de Cariaco fue dividida en dos. Grietas en el suelo. En Cumaná y Araya, ventilación de arena y agua de color oscuro y con olor a azufre. Observaciones relevantes En el delta del Manzanares, la destrucción completa del fuerte de madera construido por Jácome Castellón. Muchas viviendas indígenas se derrumbaron. Muchas muertes, la mayoría ahogados. Réplicas sísmicas Área posiblemente golpeada por huracán. Graves daños en Cumaná a varias casas, las fortalezas de San Antonio de la Eminencia y Santa María de la Cabeza, y el monasterio Santo Domingo. En Araya, sufrió daños las fortalezas, la iglesia y la cárcel. Las réplicas se sintieron por más de 20 días. Interpretaciones Las olas del tsunami en Cumaná en la costa norte, alcanzaron hasta 5 y 7 m, se ahogaron muchos habitantes. Licuefacción de la tierra Posibles desplomes de laderas Licuefacción del suelo

10 Fecha 21 de octubre, 1766 14 de diciembre de 1797 16 de julio de 1853 Hora Localización local 445 S.J Oruña Guayria Monserrate Sabana Grande Trinidad Efectos naturales asociados Se observaron llamas en la vecindad del Golfo de cariaco. Grietas del suelo cerca del Monte Parauri y a lo largo de la ribera del Río Orinoco. Levantamiento del cauce del Río Guarapiche ( a la altura de la conjunción con el Río San Juan) 1830 Cumaná Media hora después se sintió olor a azufre cercana al monasterio San Francisco. Llamas a lo largo de los bancos del Río Manzanares y Marigüitar, y en las vecindades del Hospicio Los Capuchinos (Cumaná). Un evento menor ese mismo día Reporte de predominancia del movimiento vertical sobre el horizontal. 1400 Cumaná Mar inundó las tierras bajas de El Salado y Caigüire (en Cumaná) hasta 200 metros al interior (de 4 a 6 m de altura del tsunami). Alta cantidad de grietas en el suelo, orientadas de norte a sur. Manantiales de agua a lo largo de la orilla del mar y riberas del Río Manzanares. En El Dique, en Cumaná, una palmeral de cocos hundido Manantiales en Cariaco Observaciones relevantes Terremoto sentido en un área mayor a 4*10^6 km2 (el terremoto sentido en mayor área en Venezuela). No tsunamis reportados. No fatalidades reportadas. Replicas sísmicas se sintieron cerca de 14 meses Daño en Cumaná a la iglesia y monasterio de San Francisco, también a la nueva iglesia de la Pastora (8 muertes) y Santo Domingo. Daño severo a la iglesia de Santa Rosa en Carúpano. Menos de 12 muertos en Cumaná. Replicas durante muchos días. Severo daño en Cumaná al fuerte Eminencia de San Antonio, la iglesia de Santa Inés, del Carmen, de la Trinidad, de Altagracia y una casa fortificada. Más de mil muertes, la mayoría de ellas de soldados que vivían en el castillo. 113 fueron muertes de civiles. Replicas por más de 15 días. Interpretaciones Con base a el área donde el evento sísmico fue sentido, el hipocentro se puede ubicar en el Golfo de Paria a una profundidad intermedia (60-200 km). La ausencia de tsunami sugiere que el fondo del mar no se deformo. Licuefacción del suelo. Una réplica sucedió el mismo día. Teniendo en cuenta la distribución de la licuefacción de la tierra y las personas que sintieron la llegada de la onda P, se puede decir que el terremoto se produjo un poco al este de Cumaná. Altas olas de tsunamis, graves daños a las casas, muchas casa colapsadas. Alto número de víctimas. Licuefacción del suelo. Componente vertical importante. 17 de agosto de 1874 1030 El Pilar En el pueblo de El Pilar, las casas y la iglesia fueron fuertemente dañadas. Sentido en Margarita y Trinidad. Fuertemente sentido en Guaraúnos y Tunapuy. Evento sísmico local (posiblemente en falla de El Pilar o en la falla Tunapuy.

11 Fecha 17 de enero de 1929 Hora local Localización Efectos naturales asociados 730 Cumaná 4 km de grietas en sabanas de Caigüire-El Peñón (este de Cumaná). Cerca de 20 km de longitud a lo largo de la costa sur del Golfo de Cariaco y las riberas de los ríos mostraron grietas paralelas. Desprendimientos de rocas. Muestra de agua oscura con olor a azufre en los bancos del Río Manzanares y en sabanas de El Salado y Caigüire. Deslizamientos de tierra y desprendimientos de rocas en laderas del Cerro San Antonio. Tsunami de 3 m de altura en la parte oeste de Cumaná, cerca de El Salado, y en las sabanas de Caigüire (al norte de Cumaná). En Chiguana, ubicado en el extremo este del Golfo de Cariaco, el mar retrocedió varios metros y regresó sin causar ningún daño. Observaciones relevantes Daño a construcciones de Cumaná: la iglesia en construcción, la cárcel, el museo Sucre, el teatro, el Salón de la Justicia y la Fortaleza de San Antonio. Las replicas fueron sentidas por varios meses luego del evento principal. Interpretaciones Primer estudio sobre la ruptura ocasionada por el sismo. Inestabilidad de pendientes. Clara evidencia de licuefacción del suelo. 04 de octubre de 1957 12 de junio de 1974 0126 San Juan de las Galdonas Ms 6.7 1226 Casanay Ms 6.1 mb 5.7 Deslizamientos de tierra y desprendimientos de rocas en la vertiente norte de la Península de Paria, entre Río Caribe y San Juan de Unare. Grietas del suelo entre las ciudades de Galerón y La Pica, también en las proximidades del Balneario Poza Azul, cerca de Pantoño. Grietas a los pies de la colina Guarapiche. Daños en varias casas en Casanay, Río Casanay y cerca de Cariaco. En Carúpano algunos edificios sufrieron daños ligeros. Varias personas resultaron heridas en pueblos de la parte norte de Península de Paria. Graves daños a los pueblos costeros al este de Carúpano. La iglesia de Santa Rosa de Lima, en Carúpano tuvo que ser demolida. Saldo de 2 muertos y 14 heridos (en Casanay, 1 muerto y 10 heridos). Evento en alta mar al norte de la Península de Paria. Epicentro (10.563 N, 63.382 W), cerca de la ciudad de Río Casanay, en asociación con la falla de El Pilar.

12 Fecha 11 de junio de 1986 Hora Localización local 0948 El Pilar. Guaraúnos. Las Palomas Mb 5.9 Efectos naturales asociados Observaciones relevantes En El Pilar cerca de 100 casas de bahareque fueron dañadas. Daños estructurales a la iglesia y a tanques de agua elevados fueron reportados. Daño a tanque cilíndrico y a algunas casas reforzadas con adobe en el pueblo de Guaraúnos. Casanay tuvo 10 segundos de movimientos fuertes. 3 muertos y 45 heridos. Interpretaciones Epicentro (10.55 N, 62.93 W), entre los pueblos El Pilar y Yaguaraparo; posiblemente asociado con la falla de El Pilar. 2.5 Sismicidad Actual El límite entre el Noreste de Venezuela y el sureste del Caribe ha presentado una alta tasa de sismicidad durante los últimos años (Audemard, 1999a). El sistema de fallas El Pilar y Los Bajos-El Soldado han mostrado sismicidad a escala micro e intermedia en años recientes. En los últimos años dos grandes terremotos han ocurrido en el noreste de Venezuela y en el sureste del Caribe (Figura 2.2). 1. El Mw = 6.9, 9 de julio de 1997, con su hipocentro cerca de Cariaco (Audemard, 1999b) fue el mayor evento durante el record histórico del siglo XX en el oriente de Venezuela. De acuerdo con los parámetros de su fuente este evento refleja un régimen transcúrrete de la falla de El Pilar (Baumbach et al., 2004). El daño causado por el terremoto de Cariaco es consistente con el aumento del espesor de los sedimentos no consolidados, saturación de agua y los sedimentos cuaternarios al este de Cariaco (Schmitz, 2005).

13 2. El Mw = 6.0, evento de subducción del 4 de octubre de 2000, al norte de la Península de Paria. Este terremoto probablemente esté relacionado con la subducción, eso es de acuerdo con su profundidad de aproximadamente 120 km. El mecanismo focal para este evento fue calculado con la polaridad de la primera llegada de la onda P, utilizando datos de tiempo real de FUNVISIS (Sobiesiak et al., 2005). Investigaciones de registros históricos han demostrado que ambos regímenes son capaces de producir grandes terremotos (Audemard, 1999b; Russo et al., 1992). Figura 2.2. Mecanismos focales de los dos grandes terremotos más recientes en el nororiente de Venezuela y sureste del Caribe. (Tomado de Sobiesiak et al. 2005). En la última década se han venido presentando eventos de menor magnitud que los antes mencionado, estos se representan en la figura 2.3. Los eventos de magnitud 4 o mayor son en mayor parte profundos (hasta 100 km), lo cual se aprecia en la figura 2.4.

14 Figura 2.3 Mapa de eventos sísmicos reportados en el oriente de Venezuela durante el periodo 1995-2010. (Fuente: Catálogo Sísmico de FUNVISIS). Figura 2.4. Perfil en profundidad de eventos de magnitud 4 o mayor registrados por FUNVISIS entre 1995 y 2010.

15 2.6 Riesgo sísmico Se considera como riesgo sísmico la probabilidad del daño a las construcciones y el número de personas que resultarían lesionadas o muertas en el caso de un fuerte temblor. El riesgo sísmico varía de una región a otra dependiendo de la cercanía a las fallas activas, al tipo de suelo, al potencial de firmeza o asentamiento del suelo y a la edad y diseño de las edificaciones (riesgo estructural). El reconocimiento de estos factores proporciona las bases para la planeación de futuros complejos habitacionales con un peligro sísmico reducido. En la actualidad, los daños que los temblores pueden ocasionar son más severos debido a que la población mundial ha aumentado considerablemente, existiendo asentamientos humanos en muchas regiones de alta sismicidad.

CAPÍTULO III FUNDAMENTOS TEÓRICOS 3.1 Ondas sísmicas Las ondas sísmicas son ondas elásticas. Suponiendo un medio homogéneo, elástico e isotrópico, éstas liberan su energía, parte de esta energía se propaga a través del cuerpo como ondas corpóreas y se dispersa en la superficie en forma de ondas superficiales, mientras que la energía restante se convierte en calor. Son influenciadas por factores como los espesores, velocidades, curvaturas de la capa de la tierra según la distancia epicentral, y la dispersión de la onda. 3.1.1. Ondas corpóreas Las ondas corpóreas pueden diferenciarse en: Onda compresionales: también llamadas ondas P (primarias). Las partículas tienen un movimiento paralelo a la dirección de propagación (longitudinales), por lo que tienen carácter de compresión y dilatación (ver figura 3.1). Son las primeras en ser detectadas en una estación. Su velocidad viene dada por [1]: Vp = ( λ+2μ ρ ) [1] Siendo Vp velocidad de onda P, λ constante de Lam é, μ módulo de rigidez y ρ la densidad del medio. En caso de ser un medio líquido la ecuación queda como [2]: Vp = ( λ ρ ) [2]

17 Figura 3.1 Representación de una onda longitudinal (Onda P). Ondas de cizalla: también llamadas ondas S (secundarias); las partículas tienen un movimiento perpendicular a la dirección de propagación (transversales) (ver figura 3.2), viajan menos rápido que las ondas P. Posee dos componentes que son SH (secundaria horizontal) y SV (secundaria vertical), que corresponde al movimiento de las partículas en el plano horizontal y vertical, respectivamente. Su velocidad de propagación viene dada por la fórmula [3]: Vs = ( μ ) [3] ρ Siendo Vs, la velocidad de onda S, μ módulo de rigidez, y ρ la densidad. Las ondas S no se propagan en medios líquidos. Figura 3.2 Representación de una onda transversal (Onda S).

18 3.1.2. Ondas superficiales Son las que presentan el mayor contenido de energía para sismos de poca profundidad, por lo cual las que causan mayor destrucción a la hora de un terremoto en áreas de gran densidad de población. Su amplitud decrece con la profundidad, por lo tanto al tener eventos cercanos a la superficie, serán las ondas superficiales las que generalmente dominen en el sismograma; para casos de eventos profundos (>100km) las ondas superficiales no serán tan relevantes. Ondas Rayleigh (Onda R): Se encuentran confinadas a la interfaz que limita a un medio (ver figura 3.3). Viaja a lo largo de la superficie de la tierra. La amplitud de esta onda decrece exponencialmente con la profundidad, las partículas tienen un movimiento elíptico retrógrado en un plano vertical que contiene la dirección de propagación, esta onda surge de la interacción o múltiples reflexiones de las ondas P y SV. Su velocidad depende del valor de las constantes elásticas cerca a la superficie y es siempre menor que la velocidad de las ondas S. Figura 3.3. Representación de una Onda Rayleigh. Ondas Love (Onda L): Se propaga en un semiespacio que incluye una capa de baja velocidad (ver figura 3.4). Poseen un movimiento horizontal de cizalla normal a la dirección de propagación. Surge como producto de las múltiples reflexiones de la onda SH.

19 Figura 3.4. Representación de una Onda Love. 3.2 Red de Estaciones Sismológicas Se le llama así al conjunto de estaciones que reportan los datos detectados por los sismómetros a una estación central para su registro y análisis. En función del área de cobertura, las redes sismológicas pueden ser clasificadas como redes mundiales, redes regionales y redes locales; además existen las redes acelerográficas. a) Redes mundiales Tienen estaciones ubicadas en casi todos los países del mundo. Este tipo de red tiene la capacidad de localizar sismos en cualquier lugar de la superficie terrestre. b) Redes nacionales Son estaciones distribuidas en puntos estratégicos de cada país, con el fin de detectar cualquier tipo de actividad sísmica que se produzca. c) Redes locales Se instalan con el fin de conocer con gran precisión la ubicación de los sismos locales y las fallas que los originan. d) Red acelerográfica Estudia la aceleración con la cual la actividad sísmica impacta a los componentes estructurales de las construcciones y el comportamiento de los perfiles geotécnicos del subsuelo. Producen los registros del movimiento fuerte del terreno.

20 3.3 Tipos de eventos sísmicos De acuerdo a la profundidad en que ocurren los sismos (foco), éstos se pueden agrupar en sismos superficiales, entre la superficie terrestre y los 70 km de profundidad, sismos de foco intermedio, entre los 70 y 300 km de profundidad, y sismos de foco profundo, entre 300 y 800 km de profundidad. Según la distancia entre la estación que registró el evento y el epicentro, los sismos se pueden clasificar en locales, regionales y telesísmicos; aquí es necesario poder determinar las diferentes llegadas de las ondas sísmicas que aparecen en el sismograma. 3.3.1. Eventos locales Se consideran locales a los sismos ocurridos dentro de un rango de 10 del punto de observación. Se registran principalmente a aquellas ondas resultantes de la transmisión y reflexión de las ondas sísmicas en la corteza y en el manto superior. Se puede considerar como nulo el efecto de la curvatura en la superficie de la tierra, lo cual permite simplificar los cálculos en el tiempo de viaje y los cambios de fase de la onda, lo cual permite asumir un modelo de capas planas. 3.3.2. Eventos telesísmicos regionales Tienen una distancia epicentral entre 10 y 100. Comienza a observarse la influencia de la curvatura de la tierra, el manto superior sirve como medio de propagación de las ondas provenientes del foco. 3.3.3. Eventos telesísmicos Para distancias epicentrales mayores a 100. A partir de esta distancia se registran llegadas de ondas que han viajado a través del manto, o incluso han viajado a través de las discontinuidades generadas por el núcleo interno y externo de la tierra. Esto se hace presente a través del proceso de transmisión y reflexión de las ondas y sus cambios de fases.

21 3.4 Fases sísmicas de los eventos sísmicos locales y regionales Al observar un sismograma se aprecia que las primeras llegadas corresponden a las ondas corpóreas, P y S, ésta viene seguida de una serie de pulsos causados principalmente por la reflexión y conversión de las ondas P y S primarias, ya sea en la superficie de la tierra o en las discontinuidades de densidad-velocidad en el interior de la tierra. El tren de ondas complejas después de la llegada primaria se llama coda. Una adecuada comprensión de las llegadas es esencial para una correcta identificación de fases, que a su vez, es de gran importancia para la ubicación del evento y la determinación de la magnitud; además, es importante para la posterior determinación de las velocidades sísmicas en el interior de la tierra. Las ondas sísmicas que llegan a las estaciones locales, en las distancias de hasta unos 150 kilómetros o distancias regionales de hasta unos 15 º (1 º = 111,2 kilómetros) de la fuente sísmica, han viajado exclusivamente o en mayor parte a través de la corteza o el manto superior. La corteza varía mucho en su espesor, composición petrológica y en la estructura interna debido a procesos de plegamiento y fallamiento en el pasado. La heterogeneidad resulta importante en sus propiedades físicas a escala de longitud de varios decámetros a varios kilómetros, ya que puede provocar la dispersión de las ondas P y S en el rango de frecuencia típica para la grabación de eventos sísmicos cercanos (de 0,5 a 50 Hz). Por lo tanto, al observar un sismograma se aprecia que las primeras llegadas corresponden a las ondas corpóreas, P y S, ésta viene seguida por una serie de pulsos causados principalmente por la reflexión y conversión de las ondas P y S primarias, ya sea en la superficie de la tierra o en las discontinuidades de densidad-velocidad en el interior de la tierra. En el registro de la coda se hace difícil la identificación de las fases pertenecientes a las reflexiones o refracciones más débiles dentro de las discontinuidades. Por lo general, la discontinuidad de Mohorovicic produce pulsos lo suficientemente fuertes como para ser reconocible por encima del ruido ambiental o de la señal generada. Sólo en algunas regiones continentales puede encontrarse una discontinuidad intermedia, llamada la discontinuidad de Conrad, por su descubridor, en este caso se pueden reconocer ondas críticamente refractadas o las ondas reflejadas. En la tabla 3.1 se encuentra una descripción de las principales fases observadas en el registro de un evento local..

22 Tabla 3.1. Descripción de las principales fases observadas en un evento local. Fase Pg Sg Pb Sb PmP SmS Pn Sn Descripción Onda P proveniente de la corteza superior Onda S proveniente de la corteza superior Onda P que viaja en la interfaz entre corteza superior e inferior Onda S que viaja en la interfaz entre corteza superior e inferior Onda P reflejada en la discontinuidad de Moho Onda S reflejada en la discontinuidad de Moho Onda P que viaja a través de la interfaz entre en manto superior y corteza inferior Onda S que viaja a través de la interfaz entre en manto superior y corteza inferior 3.5 Modelo de corteza El modelo más común mundialmente 1-D es el IASP91, el cual supone unos 35 kilómetros de espesor homogéneo de dos capas de corteza con una discontinuidad a la profundidad de 20 km. Las velocidades respectivas promedio para la corteza superior e inferior y el manto superior son para las ondas P 5,8 km / s, 6,5 km / s y 8.04 km / s, y las ondas S 3,36 kilómetros / s, 3,75 km / s y 4,47 km / s, respectivamente. El contraste de impedancia en la discontinuidad de Conrad y el Moho es de 1,3. La figura 3.5 es una representación simplificada de una corteza de dos capas y de los rayos sísmicos de las fases del manto, corteza superior e inferior. Estas fases son: Pg, Sg, Pb, Sb, Pn, Sn, PmP y SmS. Figura 3.5. Modelo simplificado de la corteza mostrando las fases sísmicas observadas para un sismo cercano (local o regional) (Modificado de Bormann, 2002).

23 3.5.1. Modelo de corteza de FUNVISIS La Fundación Venezolana de Investigación Sismológica utiliza el modelo propuesto por Mendoza en 1988, posteriormente modificado por Ottemoeller en el 2001, el cual está representado en la tabla 3.2 para la localización de sus eventos. Tabla 3.2. Modelo de corteza de FUNVISIS Velocidad de la fase de onda P (km/seg) Profundidad del tope de la capa (km) 5.7 0.0 6.3 9.5 8.3 35.0 8.5 100.0 3.5.2. Modelo de corteza de CSUDO El modelo de velocidades utilizado por el CSUDO para el cálculo hipocentral de los eventos sísmicos registrados se basa en el modelo de Franke (1994). Este se representa en la tabla 3.3. Tabla 3.3. Modelo de corteza de CSUDO. Velocidad de la fase de onda P (km/seg) Profundidad del tope de la capa (km) 3.5 0.0 4.3 1.0 5.0 2.0 5.6 3.6 5.7 6.8 6.0 8.2 6.2 12.9 6.4 17.0 6.5 20.0 8.2 45.0 8.5 100.0

24 La diferencia entre estos dos modelos se basa principalmente en el número de capas y la variación de la velocidad con respecto a la profundidad. El modelo utilizado por el CSUDO tiene mayor cantidad de capas (7 capas más que el modelo utilizado por FUNVISIS), cuyos cambios en velocidad entre una capa y otra son más suaves que el modelo utilizado por FUNVISIS. 3.6 Rayos sísmicos La teoría de los rayos sísmicos se utiliza para modelar la propagación de la energía sísmica, y en particular de las ondas de cuerpo. En general, se utiliza para localizar los terremotos y para determinar los mecanismos de coordinación y estructura de velocidad de llegada de la onda del cuerpo. La teoría de los rayos sísmicos es esencialmente análoga a la teoría de los rayos ópticos, incluyendo fenómenos como rayos de flexión, el enfoque y desenfoque. Usando la teoría de rayos, es importante tener en cuenta que se trata de una aproximación que no incluye todos los aspectos de la propagación de ondas. La teoría de los rayos se basa en la aproximación llamada de alta frecuencia que afirma que los cambios fraccionales en el gradiente de velocidad en una longitud de onda sísmica son pequeñas comparadas con la velocidad. En otras palabras, podemos utilizar la teoría de los rayos sólo si las dimensiones de las estructuras que se consideran son más grandes que las longitudes de onda sísmica utilizada. 3.7 Localización de eventos sísmicos Los tres objetivos principales de las redes sísmicas son dar alarma sísmica, hacer monitoreo sísmico, e investigar en el interior de la tierra. Sin embargo, la meta primera y más básica es la determinación de las ubicaciones exactas de los terremotos. Para ello, se necesitan generalmente al menos tres estaciones. La localización de un sismo se define por su hipocentro (x0, y0, z0) y su tiempo de origen t0. El hipocentro es la localización física, generalmente indicada por longitud (x0), latitud (y0) y profundidad debajo de la superficie (z0) en km. El tiempo de origen es el tiempo de inicio de la ruptura del sismo. El epicentro es la proyección de la localización del sismo en superficie (x0, y0). En caso de sismos grandes, la dimensión de la ruptura puede ser de varios cientos de km y el hipocentro podría estar ubicado en cualquier punto a lo largo de la ruptura. Como el hipocentro y el tiempo de origen se basan en las llegadas de las fases sísmicas de la primera ruptura, la localización obtenida corresponde al punto donde se inicio la ruptura (la velocidad de la ruptura es menor a las velocidades de propagación de las ondas P y S).