Sismisidad del ambiente geográfico venezolano (página 2)

En el trascurso de la historia, han ocurrido terremotos de grandes magnitudes, que han dejado en su camino muerte y desolación; pero la Ingeniería se ha encargado de crear métodos y mecanismos que se pueden utilizar para hacer edificios y estructuras mas grandes, funcionales y con un grado de resistividad mayor.

Objetivos Específicos

• Analizar el fenómeno del movimiento de las placas tectónicas desde su separación hasta hoy en día, originando grandes movimientos telúricos.
• Estudiar el origen y tipos de fallas.
• Determinar el origen de los terremotos.
• Determinar el ambiente tectónico de Venezuela y la formación de fallas.
• Determinar la influencia de las fallas presentes en el Valle de Caracas.
• Diagnosticar los materiales que deben ser utilizados en la construcción de edificaciones antisísmicas.
• Determinar las zonas que pueden ser afectadas por un sismo.
• Realizar una guía de prevención que pueda ser utilizada en el momento de un sismo.

Marco Teórico

Antecedentes históricos:

En 1855 y basándose en la distribución de floras fósiles y de sedimentos de origen glacial, el geólogo suizo Suess propuso la existencia de un supercontinente que incluía India, África y Madagascar, posteriormente añadieron a Australia y a Sudamérica. A este supercontinente le denominó Gondwana. En estos tiempos, considerando las dificultades que tendrían las plantas poblar continentes separados por miles de kilómetros de mas abierto, los geólogos creían que los continentes habrían estado unidos por puentes terrestres hoy sumergidos. El astrónomo y meteorólogo alemán Alfred Wegener (1880-1930) fue quien propuso que los continentes en el pasado geológico estuvieron unidos en un supercontiente de nombre PANGEA, que posteriormente se habría disgregado por deriva continetal. Su libro Entstehung der Kontinente und Ozeane (La Formación de los Continentes y Océanos; 1915) tuvo poco reconocimiento y fue criticado por falta de evidencia a favor de la deriva, por la ausencia de un mecanismo que la causara, y poruqe se pensaba que tal deriva era físicamente imposible.

Los principales críticos de Wegener eran los geofísicos y geólogos de los Estados Unidos y de Europa. Los geofísicos lo criticaban porque los cálculos que habían llevado a cabo sobre los esfuerzos necesarios para desplazar una masa continental a través de las rocas sólidas en los fondos oceánicos resultaban con valores inconcebiblemente altos. Los geólogos no conocían bien las rocas del hemisferio sur y dudaban de las correlaciones propuestas por el científico alemán. A pesar del apoyo de sus colaboradores cercanos y de su reconocida capacidad como docente, Wegener no consiguió una plaza definitiva en Alemania y se trasladó a Graz, en Austria, donde fue más ampliamente reconocido.

En 1937, el geólogo sudafricano Alexander Du Toit publicó una lista de dies líneas de evidencia a favor de la existencia de dos supercontinentes, Laurasia y Gondwana, separados por un océano de nombre Tethys el cual dificultaría la migración de floras entre estos dos. Du Toit también propuso una reconstrucción de Gondwana basada en el arreglo geométrico de las masa continentales y en correlación geológica. Hoy en día el ensamble de los continentes se hace con computadoras digitales capaces de almacenar y manipular enormes bases de datos para evaluar posibles configuraciones geométricas. Sigue habiendo cierto desacuerdo en cuanto a la posición de los distintos continentes actuales en Gondwana.

Es entre los períodos Cretáceo y Cuaternario que dicho super-continente se fractura, formando los continentes que hoy conocemos, los cuales se separaron y derivaron a sus posibles posiciones actuales. En general, esta hipótesis no fue aceptada, principalmente debido a que no se tenían datos para demostrar o refutar su veracidad y, especialmente, por la falta de conocimiento de un mecanismo que permitiera impulsar masas del tamaño de los continentes sobre el subsuelo presumiblemente sólido o plástico.

Después de la Segunda Guerra Mundial, y en gran medida por razones militares, se desarrolló la nueva ciencia de la oceanografía, durante los años 50. Los oceanógrafos documentaron una presencia de una enorme cadena montañosa submarina en el medio del Atlántico Norte que levantaban más de 2.000 metros sobre el abismo de aproximadamente 4.000 metros de profundidad a cada lado. A principios de los años 60 el geofísico H.H. Hess sugirió un mecanismo que podría explicar la deriva continental, basándose en las variaciones topográficas de los océanos. Hess propuso que en las rocas de los fondo marinos estaban firmemente anclados al manto que les subyacía. Conforme se apartaban dos enormes masa de manto, que acarreaban pasivamente el fondo oceánico y surgía de las profundidades terrestres material fundido que formaba una cadena volcánica y que rellenaba el vacío formado por la separación de los fondos oceánicos. Si esto fuera cierto, razonó Hess, para evitar un crecimiento indefinido de la Tierra, era necesario que en alguna parte de ella fuera consumida material cortical. Propuso entonces que los sitios donde esto ocurría eran las profundidades, "fosas oceánicas", que bordeaban algunos continentes y arcos de islas.

En 1963, los geofísicos ingleses Federick Vine y Drummond Matthews, de la Universidad de Cambridge, publicaron un artículo en la revista Nature, donde presentaron datos a favor de la brillante pero especulativa idea de Hess. En este artículo, Vine y Matthews, reportaron mediciones de anomalías magnéticas en los fondos marinos al sur de Islandia, obtenidas mediante un magnetómetro muy sensible remolcado por un buque. Los registros magnetométricos indicaban patrones lineales muy claros de anomalías magnéticas positivas (donde la fuerza magnética era mayor que el promedio) y negativas (donde la fuerza magnética era menor que el promedio). Las anomalías magnéticas eran también simétricas con respecto al eje de la cadena montañosa del fondo marino.

Explicaciones Científicas

-Primeros indicios de la deriva continental.

A fines de la cuarta y principios de la quinta década de este siglo, adquirió gran auge una técnica geofísica denominada paleomagnetismo, la cual consiste en medir la magnetización natural remanente de las rocas. Esta magnetización es aquella adquirida por una roca en el momento de su formación, debido al campo magnético de la Tierra en es mismo momento. De esta forma, se puede medir la dirección del campo magnético terrestre (orientación del polo norte magnético) en el pasado geológico, de acuerdo a la edad de las rocas bajo estudio. La muestra de roca, orientada en la misma posición que tenían en el sitio de su recolección, se introduce en un magnetómetro y se puede obtener la dirección del campo magnético de la Tierra en la época de la formación de las rocas.

Cada determinación paleomagnética representa la dirección del polo norte magnético correspondiente a la edad de las rocas. Suponiendo que la posición de los polos magnéticos y geográficos ha coincidido a través del tiempo geológico, al tener varias determinaciones paleomagnéticas en diferentes sitios de un mismo continente, o de diferentes continentes, en rocas de la misma edad geológica, se puede deducir la posición de los polos (norte y sur) para esa época. Esto ha permitido establecer la posición de los polos a través del tiempo. Si los resultados obtenidos en diferentes continentes no coinciden, esto puede ser la consecuencia de errores en las determinaciones o, los que es más importante para la hipótesis de la Deriva Continental, puede ser el resultado de movimientos relativos de los continentes entre sí.

Los resultados de las investigaciones paleomagnéticas han comprobado los siguientes eventos:

1. Los polos han variado su posición con respecto al eje de rotación de la Tierra.
2. Los continentes se han desplazados entre sí.

Con respecto a la deriva continental, han demostrado lo siguiente:

1. Pangaea existió como una unidad desde el Paleozoico (periodo Ordovícico) hasta fines del Trásico.
2. Durante este intervalo de tiempo geológico, el cual comprende aproximadamente 300 millones de años, el polo sur migró a través de Pangea, desde el noreste de Brasil en dirección sureste, a través de Africa del Sur y la Antártida, por una distancia angular de 90º
3. Pangea comenzó a desintegrarse a finales del Triásico, cuando América del Norte se separó del noroeste de Africa.
4. La fase más intensa de dispersión de los continentes se efectuó durante el Mesozoico y el Terciario.
5. Existen algunos indicios muy tenues de que Pangea se formó originalmente a principios del Paleozoico.

-Confirmación de la Deriva Continental:

La Segunda Guerra Mundial generó un gran impulso a la tecnología marina, principalmente en los métodos de detección remota de submarinos, después de la guerra, esta tecnología fue aplicada masivamente a la exploración de los océanos. Para 1960, la mayor parte de los fondos oceánicos había sido reconocida y cartografiada. Quizás el hecho más importante que surgió de estas investigaciones fue el descubrimiento de una red de largas cadenas montañosas submarinas (Prominencias oceánicas). Al mismo tiempo que realizaban los reconocimientos batimétricos en los océanos, los geofísicos marinos realizaban exploraciones sísmicas, mediante la medición del tiempo de ondas sonoras desde las diferentes capas de rocas por debajo del fondo marino, para determinar la estructura de la Litosfera marina; además, realizaron mediciones gravimétricas, mediciones de la fuerza de gravedad terrestre y magnéticas, para determinar indirectamente la composición de las rocas de esa capa, e investigaciones sobre el flujo de temperatura desde el interior de la Tierra hacia el exterior, siendo esto último un indicador del tipo e intensidad de la actividad debajo de la corteza terrestres o litosfera.

Los resultados principales de estas investigaciones pueden resumirse así:

1. Las cadenas montañosas oceánicas se caracterizan por un flujo de temperatura mayor que el resto del fondo oceánico, además de ser localidades con una gran frecuencia de terremotos.
2. El borde del Océano Pacifico desde Chile hasta Alaska y desde allí hasta Nueva Zelanda, además del Archipiélago Malayo y otras zonas, tales como el Mar Caribe, se caracterizan por la presencia de depresiones alargadas, angostas y muy profundas denominadas "fosas marinas", las cuales coinciden con fajas angostas en las cuales ocurren la gran mayoría de los terremotos sobre la superficie terrestres.
3. El resto del fondo oceánico es prácticamente inactivo, con una baja frecuencia de terremotos. Con base en éstas y otras conclusiones, Harry Hess y Robert Dietz, geólogos, de Estados Unidos, postularon de forma independiente, a fines de 1961, que los océanos se formaron por el esparcimiento de los fondos oceánicos. Una idea muy parecida fue una propuesta por Osmond Fisher en 1881 y por Arthur Holms en 1928 pero, al igual de lo que sucedió con Wegener, no fueron tomados en serio. Según éstas hipótesis el fondo oceánico se forma en las prominencias oceánicas y migra hacia los continentes. En consecuencias las prominencias oceánicas representan el sitio de afloramiento de grandes células de convención termal del manto terrestre. La idea de que en el manto terrestres existen células de convección fue postulada hace más de 50 años, principalmente como el resultado de las investigaciones geofísicas submarinas de F.A. Vening Meinesz, un geofísico Holandés. Básicamente, esta hipótesis propone que a mayor profundidad en el manto, la densidad de los materiales allí existentes es menor que más cerca de la superficie, debido al aumento del calor con la profundidad (gradiente geotérmico). Estas disminución en la densidad produce en el material a profundidad una tendencia a ascender, igual que lo que sucede con un corcho en el agua, y así se forma una célula de convección. El material caliente más liviano sube hasta llegar a la superficie, donde se enfría y más adelante vuelve a hundirse. Según la hipótesis de Hess y Dietz, debajo de las prominencias oceánicas sube el material caliente del mato terrestres (lo cual concuerda con el aumento en el flujo de calor medido allí), el cual se esparce o migra más o menos en forma perpendicular desde las prominencias hacia los sitios en donde desciende nuevamente. Estos últimos sitios representan la parte descendente de las células de convección termal, y están localizados en los arcos de islas volcánicas (tales como las Antillas Menores y Japón), las fosas marinas (tales como las fosas de Puerto Rico, Chile y Japón) y las fosas volcánicas (América Central y algunas parte de Los Andes).

Los principales indicios que apoyan la hipótesis del esparcimiento de los fondos oceánicos son:

2. El campo magnético terrestres ha cambiado de polaridad numerosas veces en el pasado geológico. En otras palabras, los polos magnéticos se invirtieron periódicamente. Esto resulto en que las rocas volcánicas producidas en las prominencias oceánicas al subir el material caliente del manto, adquieran magnetizaciones con polaridad invertida y por lo tanto al esparcirse, estas direcciones de magnetización contrarias forman mandas de anomalías magnéticas, las cuales son paralelas y simétricas con la prominencia
3. Al mismo tiempo, la edad de las rocas submarinas es proporcionalmente mayor mientras más lejos se encuentra de las prominencias. Las determinaciones de edad en rocas de los fondo oceánicos han demostrado que la velocidad de esparcimientos varia entre 1 y 10 cm por año.
4. Los sedimentos marinos más antiguos, depositados sobre las rocas de la litosfera marina producidas en las prominencias oceánicas, aumentan en edad geológica a mayor distancia de las prominencias. En efecto en la parte occidental del Océano Atlántico, cerca del continente americano se halló que los sedimentos más antiguos que yacen inmediatamente son los basaltos (rocas volcánicas producidas en las prominencias) de la litosfera oceánica, son de edad cretácea, mientras que más cerca de la prominencia central atlántica son más jóvenes (terciarios y cuaternarios). Con la postulación del esparcimientos de los fondo oceánicos y de la existencia de células de convección termal en el manto terrestre, la fragmentación del super-continente Pangea y la posterior dispersión de los continentes por deriva ,recibió el mecanismo necesario para su explicación. La deriva continental ya no se interpreta como una migración de los continentes sobre un sub-estrato plástico, si no como un cabalgamiento de las masas continentales sobre un sub-estrato que se está esparciendo.

Teoría de las Placas Tectónica

Los estudios sismológicos han llevado más allá las hipótesis de la Deriva Continental y del esparcimientos de los fondo oceánicos. Basado en extensos análisis de la sismisidad global, han postulado que la litosfera consiste de varias placas, cuerpos tabulares rígidos de la corteza terrestres, las cuales interactuan a lo largo de sus bordes. Estos bordes representan las fajas o cinturones sísmicos de la tierra, la extensión de este concepto a toda la superficie terrestres lo convirtió en la Teoría de la Tectónicas de Placas, nombre usado por primera vez por Bryan Isacks y sus colaboradores en 1968, debido a que explica los fenómenos tectónicos a escala global.

La tectónica global postula que en las prominencias oceánicas se generan y separan grandes placas de litosfera, las cuales se esparcen en dirección opuesta y aproximadamente en forma perpendicular a las prominencias, se rozan entre sí a lo largo de las grandes zonas de fallamientos o fracturamientos, debido a diferencias en la velocidad de esparcimientos en los diferentes segmentos de una misma placa , convergen en los arcos de islas volcánicas, fosas marinas y cinturones volcánicos, donde una de las placas convergentes desciende por debajo de la otra por subcorrimiento. En otras palabras, en las prominencias oceánicas se producen las placas, y luego se consumen en los arcos de islas, fosas y cinturones volcánicos. Los continentes actuales, formados por rocas de menor densidad (granito y sedimentos) que las rocas de la litosfera marina (basaltos), se formaron al fraccionarse la Pangea por la acción de las células de convección termal del manto y la producción simultánea de las placas oceánicas. Los fragmentos continentales están sobre las placas y se desplazan con ellas hasta que chocan con otra placa u otro continente en los sitios de descenso o consumo de la placa sobre la cual se encuentran, y se estacionan allí.

Imposibilitados de ser succionados hacia el manto por su densidad menor, los continentes se quedan allí hasta que un cambio en la dirección de convección o un nuevo proceso de convección reinicia el ciclo. Se ha postulado por lo menos 6 placas sobre la superficie terrestres, cuyos límites son las prominencias oceánicas, los arcos de islas volcánicas, las razones sísmicas de la tierra, las fosas marinas, los cinturones volcánicos y las grandes zonas de fallamientos.

Una de las pruebas más difíciles por la que debe pasar cualquier hipótesis científica antes de convertirse en una teoría aceptada, es que puede predecir, o por lo menos, explicar fenómenos que anteriormente no tenían relación o explicación aparente. Antes de la formulación de la tectónica de placas, el origen de las cadenas montañosas continentales se buscaba en el enfriamiento y consiguiente contracción de la corteza terrestre y después de Wegener, en los choques entre diferentes masas continentales. Utilizando la tectónica de placas John Dewey y John Vird, demostraron que existe una relación causal y directa entre las cadenas montañosas activas (tales como los Andes, los Himalayas y otras), y la interacción entre las capas de la litosfera. Donde las placas chocan entre sí, si consisten en litosfera marina, se forma una arco de islas volcánicas si consisten en una masa continental y litosfera marina, respectivamente, se forma una cadena montañosa cordillerana (Andes), caracterizada por un origen dominantemente termal (altas temperaturas, rocas volcánicas, intrusiones de granito); y si consisten en dos masa continentales, se forma una cadena montañosa de tipo andino, alpino o himalayano, caracterizada por colisión e intensa deformación de las rocas y por consiguiente fuerte movimientos telúricos.

Tipos de Fallas

El evento principal que constituye un terremoto es la ruptura de la litosfera. Esta ruptura tiene lugar preferentemente a lo largo de planos de fracturamiento que se producen en el sito más propicio para ello, generalmente donde el esfuerzo a la cual se somete la litosfera durante los movimientos de las placas es relajado o disipado más fácilmente. Estos planos de fracturamiento se denominan fallas, y se caracterizan por que a través de ellas se puede detectar un desplazamiento de los dos bloques de litosfera adyacente a la falla. De acuerdo al desplazamiento relativo que se observa a través de las fallas estas pueden clasificarse en forma general en:

1. Fallas normales: en las cuelas el plano de falla o fractura es muy empinado y el desplazamiento es prácticamente vertical.
2. Fallas inversas: o de corrimientos, en las cuales el plano de la falla puede ser muy empinado hasta casi horizontal, y cuyo desplazamiento induce a uno de los bloques de litosfera a cabalgar el otro.
3. Fallas rumbo-deslizantes: en las cuales el plano de fallas es esencialmente vertical y el desplazamiento es paralelo a la traza de la falla en el suelo, o sea, es horizontal.
4. Como es de esperarse, bajo las condiciones naturales, la gran mayoría de las fallas muestran indicios de todo estos desplazamientos, aunque generalmente uno solo de ellos es predominante, por lo menos en la actualidad. Otros ejemplos de falla cuyos desplazamiento muestran componentes verticales, horizontales y de corrimiento, son las fallas oblicuas, las fallas en bisagra, las fallas en tijera y las fallas escalonadas. Asimismo es común encontrar en el campo zonas de fallamiento caracterizadas por casi todos estos tipos de fallas.

Otra forma de clasificar las fallas es con base en la expresión en la superficie terrestre. Un sistema de fallas representa un grupo de fallas de ángulo alto que aflora en una faja más o menos ancha; una zona de fallas representa una faja de fracturas más o menos paralelas que se entrecruzan con una anchura de varios kilómetros; y una falla representa la fractura principal a lo largo de la cual se produjo la ruptura más reciente. Esta nomenclatura fue definida por John Crowell (1975) después de extensos estudios sobre la Falla de San Andrés en California, una de las zonas de más fallas activas y mejor conocida del mundo.

Como vimos en la sección sobre la Tectónica de Placas, el roce y la interacción de las grandes placas de la litosfera se producen partes a lo largo de las fracturas o zonas de fallamientos produciendo a su vez los grandes cinturones o faja de actividad sísmicas reconocidos en la superficie terrestre.

Venezuela está situada en el borde entre dos placas de litosfera; la Placa del Caribe y la Placa de las Américas, o también, la Placa de América del Sur, (fig.) muestra en forma esquemática las relaciones tectónicas de la región del Mar Caribe y las zonas de fracturamiento principales de vías a la interacción entre estas dos placas (fig.) muestra el sistema de fallas más importante de Venezuela y la zonas de fallas que produce la mayor parte de la sismicidad del país, este sistema comprende (de oeste a este); 1. La zonas de fallas de Boconó, Oca, Morón y el Pilar. 2. Las zonas de fallas de La Victoria. 3. Numerosas fallas individuales asociadas con las zonas de fallas anteriores, tales como la fallas de Valera, de San Simón-Icotea de Caparo, de Tácagua del Ávila, de Macuto, de Urica, de San Francisco y muchas otras.

El ambiente Tectónico de Venezuela y la Formación de Fallas

El primero en reconocer la existencia de grandes zonas de fallas, con un desplazamiento principal rumbo-deslizante, en Venezuela fue Emile Rod, un geólogo suizo, en 1956. En particular, Rod definió por primera vez las zonas de fallas de Oca, Boconó y El Pilar, y describió sus características más importantes. En esa época, el pensamiento geológico en Venezuela estaba dominado por la concepción clásica de continentes estáticos y desplazamientos verticales en la corteza, produciendo montañas y cuencas sedimentarias, en las cuales se acumuló el petróleo, cuyo estudio fue el objetivo fundamental de la gran mayoría de los geólogos. Al igual que con la tectónica de placas, fue sólo después de que se publicaron los primeros mapas geológicos, tectónicos y de sismicidad de Venezuela (por Bucher, Smith y Fiedler, entre 1952 y 1962), cuando se comenzó a tener una visión de la tectónica venezolana a escala del país y su relación con la tectónica continental y del Caribe.

En la actualidad, y en rasgos muy generales, se considera que el norte de Venezuela es parte del límite entre las Placas del Caribe y de América del Sur. En tierra firme y en la plataforma continental de Venezuela, este límite se caracteriza por un sistema de fallas orientado aproximadamente en dirección este-oeste, a lo largo de la costa a través de los Andes y las Montañas del Caribe (nombre que en la literatura geológica venezolana se le ha dado a la Cordillera de la Costa y la Serranía de Fallas de Boconó-Oca-Morón-El Pilar y, como lo indica su nombre, está constituido principalmente por las cuatro zonas de fallas que la designan. Los rasgos tectónico-topográfico más importantes que intervienen en este límite de placas son: la Sierra Nevada de Santa Marta y la Cordillera Orienta (Colombia), la Sierra de Perijá, la Cuenca del Lago de Maracaibo, los Andes venezolanos, la Cuenca de Falcón, las montañas del Caribe y las fajas deformadas al norte de Venezuela. El desplazamiento relativo hacia el oeste de América del Sur con respecto al Caribe, en dirección este-oeste, origina un esfuerzo en la corteza terrestres el cual consiste de compresión en dicha dirección o este-sureste a oeste-noreste, con componente diagonales (noreste y noroeste). En otras palabras, a lo largo de las fallas que conforman el sistema de Boconó-Oca-Morón-El Pilar, la magnitud y la veloicidad del desplazamiento depende de la orientación de las zonas de fallas con respecto a la dirección principal de esfuerzo este-oeste. Solamente en una dirección norte-sur podría generarse un esfuerzo de corrimiento; en las direcciones noreste, noroeste y este-oeste, se generan esfuerzos parcial o totalmente rumbo-deslizantes. El corrimientos de las montañas del Caribe hacia el sur, es un desplazamiento más antiguo de la placa del Caribe sobre América del Sur. Este corrimiento ha sido cortado y desplazado por el sistema de fallas de Oca-Boconó-Morón-El Pilar, data desde fines del Terciario; ates de ese tiempo (Cretáceo a Terciario Medio) en la corteza de esta región tenían una orientación distinta (norte-noroeste a sur-sureste) y se formaron, entre otras estructuras, las Montañas del Caribe.

Fallas presentes en el Valle de Caracas

El Arco de las Islas del Caribe constituye el borde de la placa móvil que lleva el mismo nombre; y que se está desplazando hacia el Este y cuyo borde meridional se encuentra a lo largo de la parte septentrional de Venezuela ; como consecuencia , la zona de contacto entre la placa del Caribe y la placa Continental que comprende la mayor parte del país, ha sido y continua siendo una zona sísmica de mayor importancia en la cual se agrupan los epicentros de, prácticamente todos los sismos destructivos ocurridos en Venezuela.

Debido a ello todo el norte de Venezuela, así como los estados andinos, se encuentran desde el punto de vista geológico, en zonas de montañas jóvenes que están subiendo en relación con el nivel del mar.

La cara norte de la Cordillera de la Costa tiene un ascenso abrupto y rápido. La cara Sur, que mira hacia Caracas, muestra claramente lo rápido que ha sido el ascenso del cerro del Avila. El perfil de montaña en el lado de Caracas es escarpado e interrumpido abruptamente por el valle del mismo nombre, que se extiende de Oeste a Este y paralelo a la Costa.

Hacia el Sur, el valle está bordeado por cerros ; éstos se denominan Serranía del Sur o del Interior. Entre estos dos sistemas de montañas, hay una inmensa zona de fallas que son consecuencia del movimiento desigual entre ambos bloques. El Valle de Caracas ocupa en gran parte la zona de fractura al pie del Avila.

El gran bloque montañoso que constituye la Cordillera de la Costa en la zona caraqueña está ascendiendo como una cuña entre las rocas de la Serranía del Interior por un lado y las rocas que forman el fondo del mar Caribe por el otro lado.

Debido al espesor de la corteza terrestre las fallas existentes se extienden a considerable distancia hacia el Norte, en el mar Caribe, dando lugar a una zona de focos sísmicos que en las diferentes épocas han sido origen de los sismos que han azotado a la capital venezolana.

Estudios geológicos efectuados indican que el ascenso de la Cordillera Andina trajo como consecuencia la formación de grandes fallas al romperse la corteza terrestre en el proceso de reajuste, éstas fallas corren paralelas en ambos lados y en la parte central de las montañas.

Entre el complejo montañoso formado por la Cordillera de la Costa y la Serranía del Interior que va de Este a Oeste, y la Cordillera de los Andes que va en dirección Suroeste – Noroeste y que pertenece a sistemas geológicos distintos hay una gran ruptura; esta depresión va desde el mar y se conoce con el nombre de falla de Boconó y es considerada la más importante del país. Esta falla se extiende desde los Andes a través del valle del río Chama, Barquisimeto y el valle del río Yaracuy hasta el mar Caribe. La continuación de esta falla paralela a la Costa y bajo el mar se conoce con el nombre de falla de San Sebastián, situada a unos 10 Km. al Norte de la Costa, es responsable de la mayoría de los terremotos que han afectado a Caracas.

Al anterior sistema sigue en importancia el de El Pilar que va hacia el Este, ha este sistema de fallas se le atribuyen los terremotos ocurridos en el Noreste de Venezuela .

El patrón actual de los Andes Venezolanos corresponde tectónicamente a un modelo de fallamiento normal e inverso, en el cual destaca la gran geofractura de Boconó y numerosas fosas y pilares, resultado del levantamiento y rotación, particularmente en las regiones adyacentes a la falla se presenta una región de alta sismicidad.

La gran cantidad de sismos destructivos ocurridos en la capital de Venezuela y de modo particular el ocurrido en 1967, hacen aconsejable tratar con más detalle las características geológicas de la región.

El Sistema Orogénico Central de Venezuela presenta una gran hendidura axial que define, hacia el Norte, las elevaciones de la Cordillera de la Costa, la cual esta enmarcada por dos grandes líneas de falla, la Falla de la Victoria y sus prolongaciones laterales al Sur y la Falla de San Sebastían (parte integrante del sistema del Caribe) al Norte; entre ellas se levanta abruptamente la cordillera mencionada cuya culminación se encuentra en el Pico de Naiguatá, en la Sierra del Avila.

Los Terremotos

Cuando dos bloques de la corteza terrestres se rozan y desplazan entre sí, por ejemplo, cuando una placa se hunde por debajo de otra o cuando se rozan en forma paralela, se producen vibraciones. Así mismo, cuando el magma, roca fundida a profundidad en el manto o la litosfera debido al aumento en la temperatura, trata de ascender y penetra hacia la superficie, también genera vibraciones "terremotos que acompañan a las erupciones volcánicas". Estas vibraciones se transmiten a través de las rocas sólidas de la litosfera y el manto, en líneas generales entonces podemos decir que los terremotos, los cuales representan el efecto en la superficie de la tierra de esta vibraciones, pueden ser de origen tectónico (producida por desplazamientos de bloques de la litosfera) o volcánicos (producidos por el emplazamiento de magma en la litosfera o su extrucción hacia la superficie).

En Venezuela, los terremotos son de origen tectónico, ya que en la actualidad (y desde por lo menos el Terciario) no existe ninguna faja volcánica en ninguna parte de nuestro territorio. Las fajas volcánicas más cercanas son el arco de las Antillas Menores y la faja volcánica de Colombia central y occidental. Por este motivo, nos ocuparemos de aquí en delante de los terremotos de origen tectónico.

Máquina sísmica

El desarrollo de un terremoto o evento sísmico puede compararse con una máquina que acumula energía potencial de una fuente de profundidad (corteza terrestre) y la convierte en forma instantánea en energía cinética, por ejemplo, en forma de terremotos.

El cubo representa un segmento de la litosfera; el plano de falla inclinado muestra una traza rectilínea donde corta la superficie. En el punto donde se produce una ruptura o relajamiento del esfuerzo está el foco del terremoto. Desde ese foco se propagan superficie de dislocación en todas las direcciones sobre el plano de la falla, produciendo las vibraciones características del terremoto. El punto en la superficie que marca la salida de la línea imaginaria que une el centro de la tierra y el foco se denomina epicentro, el cual se encuentra perpendicularmente sobre el foco.

En la parte central se encuentra el campo del terremoto. En ese campo se produce la ruptura, el evento principal de un terremoto; de esa forma se para de un campo con las condiciones iniciales de temperatura, presión, densidad y factores de disipación a un campo posterior con condiciones distintas. El campo del terremoto recibe energía potencial desde una fuente a profundidad (calor, material ascendente del manto, esparcimiento de los fondo oceánicos) hasta llegar a un estado crítico; se produce una ruptura, generando una onda sísmica y se produce la transición desde las condiciones iniciales del campo del terremoto a las condiciones posteriores. Si estas condiciones posteriores no disipan toda la energía potencial acumulada, puede generarse una o más rupturas posteriores (denominadas replicas), originando así un proceso de retro-alimentación.

Esta serie de eventos puede ocurrir en forma repetida a través del tiempo en una misma región, en otras palabras, se puede esquematizar la historia sísmica de una región en forma de un ciclo sísmico, como se puede ver en la tabla. Este ciclo comprende tres estadios en el siguiente orden: Intersísmico, Cosísmico, Post-sísmico. Además puede definirse un estadio pre-sísmico, con el cual, evidentemente, es el que se analiza y se estudia con más interés, ya que su detección es un requisito indispensable para una eventual predicción de terremotos.

Disciplinas que estudian los terremotos

Las disciplinas que se ocupan de estudiar todo lo referente a los terremotos pueden sub-dividirse de acuerdo al rango de tiempo del que se ocupan. La sismología se ocupa de la detención, localización, grabación y análisis de los terremotos; por lo tanto, su acción se circunscribe principalmente al rango de tiempo de los miles segundos hasta varios días. La geodesia realiza mediciones muy precisas de distancias y diferencias de elevación de puntos conocidos sobre la superficie terrestre, con el objetivo de determinar el sentido y la velocidad de los movimientos de la corteza que generan terremotos, su acción necesariamente está limitada a un rango temporal mínimo del orden de algunos días hasta cien años o más. La geomorfología se ocupa de detectar anomalías en las formas de la superficie terrestre, atribuibles a la acción de terremotos en el pasado y tratar de cuantificar esta acción; está limitada principalmente al rango temporal de cien hasta un millón de años, aproximadamente. Este rango temporal varia de acuerdo a las condiciones climáticas de cada región, ya que el clima es el factor más importante, a largo plazo para la modificación de formas generadas por terremotos. La geología se ocupa principalmente de detectar la estructura generadora de terremotos en el pasado geológico y, en general su rango temporal es mayor a las decenas de miles de años. Finalmente las ciencias sociales han incrementado su interés en los fenómenos sísmicos, debido principalmente a la concentración de grandes poblaciones en las áreas más sísmicas de la tierra (por ejemplo China, Japón y California). Su rango temporal necesariamente se encuentra entre los días y cientos de años.

Lo anterior representa una descripción aislada de los aspecto que estudian cada una de las disciplinas científicas mencionadas. En la realidad, toda ellas interactúan y los límites entre ellas y en el rango de tiempo en el cual se concentran, varían y superponen. En este sentido, representan un ejemplo excelente de un proyecto de investigación multidisciplinario.

Intensidad, magnitud y frecuencia de los terremotos.

A mediados del siglo XIX, se comenzó a reconocer que era posible representar los efectos macrosísmicos de un terremoto en la superficie de la tierra en forma de líneas sobre mapas, a las curvas de nivel topográficas, las cuales indicaban los límites decrecientes de estos efectos. Estas líneas, denominadas isosistas, fueron luego definidas como los límites entre zonas de diferentes intensidad sísmica. En otras palabras, la intensidad sísmica mide cualitativamente los efectos de un terremoto y delimita las áreas con efectos similares.

Escala de intesidad de Mercalli (modificada) según Richter (1958)

La magnitud de un terremoto es una escala relativa, en la cual se compara cada terremoto con una definido arbitrariamente como de magnitud-patrón. De esa forma, se establece una relación entre un terremoto cualquiera y el terremoto-patrón, bajo condiciones de observaciones iguales.

En la Fig. 201 se muestra esquemáticamente cómo se calcula la magnitud de un terremoto, utilizando el terremoto-patrón, definido por Charles Richter, uno de los fundadores de la sismología moderna.

El radio representa la distancia epicentral hasta el límite de percepción del terreno por personas .

En la figura anterior, es una ilustración esquemática de la detección de un terremoto. Al producirse la ruptura en algunas partes de un plano de falla, se generan ondas sísmicas las cuales se desplazan a través del material de la litosfera. El sitio donde la línea que conecta el foco con el centro de la Tierra aflora en la superficie, se denomina epicentro. La detención de las ondas sísmicas se realiza en un sismógrafo colocando a una distancia cualquiera del terreno (distancia epicentral ∆). En el sismógrafo, estas ondas sísmicas generan una gráfico en el cual aparecen las vibraciones correspondientes a las ondas. La amplitud define en forma gráfica la magnitud (M) de un terremoto. Según Richter (1958) la magnitud 0 corresponde a una amplitud de 0.001 mm, en un sismógrafo Wood-Anderson, colocado a una distancia epicentral de 100 km. Un temblor de esta magnitud se denomina terremoto-patrón, y es el terremoto que sirve de base a la escala de magnitud de Richter, comúnmente usada. ∏ es la magnitud de la traza de la onda sísmica de un terremoto regritrada en un sismógrafo. Richter definió al terremoto-patrón como aquel que produce una amplitud de una milésima de milímetro (0.001mm) en un sismógrafo del tipo usando por él.

Trabajos que se hacen en Venezuela para la detección de Terremotos.

En países como Japón, Rusia y Estados Unidos, cada uno con bastas regiones afectadas por terremotos, las investigaciones resumidas en la sección anterior han tenido gran auge en los últimos años. Esto ha sido impulsado principalmente por el establecimiento de redes de observación extensas, con cientos de sismógrafos repartidos en grandes áreas. Estos permite el estudio detallado de cada terremoto y su inclusión en un programa de estudio global de la actividad sísmica.

En Venezuela se está comenzando a establecer una red de sismógrafos comparables, particularmente después de la creación de la Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS), organismo que coordina todas la investigaciones sismológicas del país. Está institución fue fundada sobre las bases de la labor pionera realizada por el Observatorio Cajigal, a través de muchas décadas de trabajo tesonero y sin recursos adecuados. Además, existen grupos de trabajos que realizan investigaciones locales, notablemente en la Universidad de Los Andes (Mérida) y la Universidad del Zulia (Maracaibo). Mientras que se termina de instalar esta red sismográfica y se puede comenzar a investigar la etapa de predicción física, se están adelantado investigaciones realizadas con la predicción tectónica, ya que estadísticamente son muy bajos los índices de detección de terremotos.

Reseña histórica del comportamiento sísmico en Caracas.

Se conoce de1547 sismos ocurridos entre 1530 y 1949, los cuales varían del simple temblor, al terremoto destructivo, como el sismo del 26 de Marzo de 1812, considerado el de mayor magnitud e intensidad (el número de muertos en Caracas se estimó en 10000 de una población de 50000 habitantes ).

Entre los sismos registrados en Caracas con carácter destructivos se pueden mencionar :

La profundidad aproximada de los focos está entre 6 y 28 Km.; tres de ellos se registraron en el mar, próximos unos a otros; el de 1812 al norte de la Guaira, en la zona de fallas próximas a la Costa, otros dos están hacia el Sur, en tierra firme, en una zona de fallas Este – Oeste, finalmente el epicentro del terremoto de 1967, se ubicó en el mar y en la misma región de origen de los terremotos de 1641 y 1900.

Se puede ver entonces que los terremotos más destructivos para la capital venezolana ( es decir aquellos con magnitud mayor de 6 ), provenían de los epicentros situados en el mar, con un intervalo promedio de 75 años.

En el presente trabajo, podrá encontrar una información bastante amplia sobre toda la parte teórica acerca del movimientos de las placas tectónicas, las dieron como resultado grandes movimientos telúricos causando una modificación del relieve terrestre. Igualmente observará un análisis de las fallas que recorren a la ciudad de Caracas y por consiguiente dándole su peculiar vulnerabilidad a movimientos telúricos.

Igualmente desarrollamos un estudio sobre los diferentes científicos que ejercieron gran importancia en esta parte de la ciencia, la cual para muchos es casi ignorada.

Desarrollaremos en trabajo de campo, dentro de los cuales podremos observar, identificar y localizar edificaciones y zonas, que podrán ser vulnerables en el momento de un sismo.

Bibliografía

RONDON, Hector, Mantenimeitnos de redes sismológicas, Ediciones PDVSA 2000.

GARCIA, Mariano, Historia de la Geofísica en Venezuela, FUNVISIS 1985.

TOLSON, Gustavo, La Teoría de la Tectónica de Placas y la Deriva Continetal, Ediciones Ever, Buenos Aires 1975

Páginas en internet:

http://geologia.igeolcu.unam.mx/academia/Temas/Tectonica/Tectonica.htm

http://cipres.cec.uchile.cl/~agallego/deriva.html

BOSCAN, Alexander

FRONTINI, Santiago

PACHECO, Oswaldo