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.
- 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.
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:
- Los polos han variado su posición con respecto
al eje de rotación de la Tierra. - Los continentes se han desplazados entre
sí.
Con respecto a la deriva continental, han demostrado
lo siguiente:
- Pangaea existió como una unidad desde el
Paleozoico (periodo Ordovícico) hasta fines del
Trásico. - 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 - Pangea comenzó a desintegrarse a finales del
Triásico, cuando América del Norte se
separó del noroeste de Africa. - La fase más intensa de dispersión de
los continentes se efectuó durante el Mesozoico y el
Terciario. - 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:
- 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. - 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. - 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:
- 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 - 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. - 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.
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:
- Fallas normales: en las cuelas el plano de falla o
fractura es muy empinado y el desplazamiento es
prácticamente vertical. - 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. - 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. - 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.
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.
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.
1. | 2 | 3 | 4 |
Intersísmico | Pre-sísmico | Cosísmico | Post-sísmico |
Acumulación de energía | Comportamiento anelástico del medio en el | Conversión de la energía potencial a | Transición hacia un nuevo equilibrio. |
Aspectos: Fuente de energía. | Aspectos: Reconocimientos de los | Aspectos: Mecanismo disparador | Aspectos: mecanismo de replicas y Efectos retardados. |
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)
I. | No sentido. Efectos marginales y a largo plazo de |
II. | Sentido por personas en estado de reposo, en pisos |
III. | Sentido dentro de las casas. Objetos colgantes |
IV. | Objetos colgantes oscilan. Vibración a la |
V. | Sentido al aire libre. |
VI. | Sentido por todos. Muchas personas se asustan y |
VII. | Es difícil permanecer en pie. Notado por |
VIII. | La conducción de automóviles se ve |
IX | Pánico general. Paredes débiles |
X | La mayor parte de las estructuras de ladrillo son |
XI | Los rieles se doblan. Los tubos |
XII | Colapso casi total. Grandes masas de rocas |
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.
Magnitud | Intensidad | Radio (km) |
2 | I-II | 0 |
3 | III | 15 |
4 | V | 80 |
5 | VI-VI | 150 |
6 | VII-VIII | 220 |
7 | IX-X | 400 |
8 | XI | 600 |
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 :
Año | Magnitud | Longitud | Latitud | Intensidad epicentro | Distancia aprox. de Caracas ( |
1641 | 6.0 | 66°, 7 W | 10° , 9 N | 7.5 | 50 |
1812 | 7.1 | 66°, 9 W | 10° , 8 N | 9.0 | 25 |
1837 | 5.6 | 66°, 6 W | 10° , 3 N | 7.0 | 45 |
1878 | 6.1 | 66°, 9 W | 10° , 2 N | 7.5-8.0 | 35 |
1900 | 6.3 | 66°, 8 W | 10° , 0 N | 8.0 | 50 |
1967 | 6.3 | 67°, 25 W | 11° , 0 N | 8.0 | 60 |
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.
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
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