Relocalización De Sismos En El Oriente De Venezuela Con Los

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.
3.3.2.
Eventos locales ........................................................................................................ 20
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
local
1000
2000
Localización
Nueva
Toledo, hoy
Cumaná
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
Hora
local
445
Localización
14 de
diciembre
de 1797
1830
Cumaná
16 de julio
de 1853
1400
Cumaná
17 de
agosto de
1874
1030
El Pilar
21 de
octubre,
1766
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)
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.
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.
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.
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.
Altas olas de tsunamis,
graves daños a las casas,
muchas casa colapsadas.
Alto número de víctimas.
Licuefacción del suelo.
Componente
vertical
importante.
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
04 de
octubre de
1957
Hora
local
730
Localización
0126
San Juan de
las Galdonas
Cumaná
Ms 6.7
12 de junio
de 1974
1226
Casanay
Ms 6.1
mb 5.7
Efectos naturales
asociados
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.
Deslizamientos de tierra
y desprendimientos de
rocas en la vertiente
norte de la Península de
Paria, entre Río Caribe
y San Juan de Unare.
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).
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.
Interpretaciones
Primer estudio sobre la
ruptura ocasionada por el
sismo.
Inestabilidad
de
pendientes.
Clara
evidencia
de
licuefacción del suelo.
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
local
0948
Localización
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 yρ la
densidad del medio. En caso de ser un medio líquido la ecuación queda como [2]:
𝜆
𝑉𝑝 = √(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]:
𝜇
𝑉𝑠 = √(𝜌)
[3]
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
Descripción
Pg
Onda P proveniente de la corteza superior
Sg
Onda S proveniente de la corteza superior
Pb
Onda P que viaja en la interfaz entre corteza superior e inferior
Sb
Onda S que viaja en la interfaz entre corteza superior e inferior
PmP
Onda P reflejada en la discontinuidad de Moho
SmS
Onda S reflejada en la discontinuidad de Moho
Pn
Onda P que viaja a través de la interfaz entre en manto superior y corteza inferior
Sn
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).
25
El método para la localización del epicentro sísmico se vale de la propiedad de las ondas
sísmicas de viajar a velocidades diferentes en un mismo medio.
Las ondas longitudinales, que son las más veloces en propagarse, llegan primero a una estación
sismológica que las transversales, y el tiempo de intervalo entre la llegada de las primeras (Ondas
P) y la llegada de las segundas (Ondas S), será en función de la distancia entre la estación y el
epicentro. Los distintos grupos de ondas de un sismo determinado y de fuente conocida, se
identifican en los sismogramas de numerosas estaciones.
Luego, los tiempos recorridos por las ondas P y S se tabulan y se construyen gráficos de
tiempo – distancia (curvas camino-tiempo), que pueden ser usados para determinar la distancia de
la estación al epicentro.
Finalmente, para determinar la localización exacta del epicentro del sismo, se requiere de la
información de al menos tres estaciones sísmicas que hayan registrado a ese sismo.
Para localizar un sismo se utilizaba en principio la técnica de triangulación. En la figura 3.6, a
la izquierda se muestra los sismogramas en las estaciones de S1, S2 y S3 con la grabación de un
sismo local. Se debe tener en cuenta que las escalas de amplitud son diferentes. Las estaciones
están ubicadas en las posiciones S1, S2 y S3 (derecha). La distancia puede obtenerse mediante la
diferencia en los tiempos de llegada de dos fases, generalmente P y S:
𝑡𝑝 = 𝑡0 + 𝐷/𝑉𝑝
𝑡𝑠 = 𝑡0 + 𝐷/𝑉𝑠
𝐷 = (𝑡𝑠 − 𝑡𝑝)(𝑉𝑝. 𝑉𝑠)/(𝑉𝑝 − 𝑉𝑠)[𝑘𝑚]
[4]
[5]
[6]
Siendo tp y ts tiempo de llegada para la onda P y onda S, Vp y Vs la velocidad de la onda P y S
respectivamente, y D la distancia epicentral. De la relación [6] obtenemos la distancia epicentral.
El epicentro se encuentra en el área de color negro entre los círculos entrecruzados. Estos círculos
rara vez se cruzan en un punto debido a la profundidad del evento. Con sólo dos estaciones, hay
dos posibles ubicaciones, o ningún lugar posible si los dos círculos no se cortan. Con más de tres
estaciones, la incertidumbre en la localización disminuye.
26
Figura 3.6. Técnica de triangulación (Modificado de Bormann, 2002).
3.8 Tiempo de llegada
El tiempo de llegada (onset time) identifica la primera llegada de un grupo de ondas sísmicas,
su determinación se llama "picking". Su identificación depende de su relación espectral
señal/ruido de la onda en su totalidad y la inclinación y amplitud de su primer flanco, ambos
controlados por la configuración del filtro y el ancho de banda del sismógrafo. Por convención, se
clasifican las llegadas en impulsivos (i) o emergentes (e). Estas minúsculas i ó e se ponen delante
del símbolo de fase. Su identificación es más fácil en la primera llegada que en posteriores, que
se ubican dentro del ruido sísmico de llegadas previas.
El error absoluto en el picking de las llegadas deberá ser menor a 1 segundo para fases
distantes, y menor a 0.1 s para fases más cercanas para garantizar la exactitud en la localización.
Estos requerimientos no habían sido conseguidos con los sismógrafos estándar históricos por sus
relojes mecánicos, la resolución del papel (0.25-2 mm/s), resultando en errores en las estaciones
clásicas de 2-3 s. Los sismogramas poseen relojes apoyados por receptores del sistema GPS
(Sistema de Posicionamiento Global) que permiten una alta precisión en el registro, por lo tanto
el problema de tiempo impreciso ya no existe. (Bormann, 2002).
La identificación de las llegadas está únicamente limitada por la tasa de muestreo y el rango
dinámico (aparte del ruido existente en la estación), el manejo computarizado de las señales
permite ampliar las escalas de tiempo y de amplitud.
27
3.9 RMS (Root Mean Square)
El RMS es la raíz cuadrada del promedio de los tiempos residuales. El tiempo residual para
ondas P y S es calculado para cada una de las estaciones, este muestra la diferencia entre la
llegada de la onda P o S esperada de acuerdo con el modelo y el tiempo en que realmente se
observa en el sismograma dicha llegada; por lo tanto, el RMS puede ser utilizado como una
posible estimación del error de las fases de llegada. Estos errores pueden incluir efectos de la
fuente, desviación del modelo de velocidades empleados por el programa con respecto a la
verdadera trayectoria que toman los frentes de onda, inhomogeneidades locales y los efectos del
suelo en la estación (Sobiesiak et al., 2005).
3.10 Polaridad
La indicación de la polaridad en los registros verticales permite determinar los mecanismos
focales. Llegadas de compresión (C) generan un movimiento hacia arriba, mientras las de
dilatación (D) generan un movimiento hacia abajo. Esto requiere la conexión correcta de los
sensores (cableado), ya que pueden ocurrir cambios en la polaridad de los sensores. Las
respectivas polaridades en las componentes horizontales se usan para la determinación del
azimut, pero no son usados en el cálculo de los mecanismos focales. (Bormann, 2002). Las
polaridades se ven afectadas por el filtrado y pueden desaparecer o parecer inversas, por lo cual
se recomienda identificar las polaridades sin utilizar filtros.
3.11 Magnitud de eventos sísmicos
3.11.1 Magnitud de ondas corpóreas (body waves) (mb)
Fue elaborada para determinación de la magnitud a escala global. Se basa en la amplitud de la
onda P y está dada por:
𝐴
donde:
𝑚𝑏 = 𝐿𝑜𝑔 �𝑇 � + 𝑄(ℎ, 𝑑)
[7]
A es = amplitud reducida al movimiento del suelo en micras de la onda P o S en la componente
vertical del período corto.
T = período.
28
Q (h, d) = función de calibración que corrige por la atenuación de las ondas con la distancia y la
profundidad.
La frecuencia en el cuál se determina mb generalmente es 1 Hz.
La magnitud mb (que podría ser considerada como una magnitud local para Venezuela), que
fue usada en la RESVAC (Red Sismológica Nacional Venezolana de Apertura Continental,
manejada por FUNVISIS) hasta finales de los años 1990:
2𝜋𝐴
𝑚𝑏 = 0.82[𝑞(𝑑, ℎ) + 𝐿𝑜𝑔( 𝑉𝑇 )]
donde:
[8]
q (d, h) = función de calibración.
A = amplitud pico en cm en registro vertical.
V = amplificación del sismómetro.
T = período de la onda usada para medir A.
3.11.2 Magnitud local (ML)
Sismos con ML < 2.5 se llaman microsismos y no se sienten. Los eventos más pequeños
pueden tener magnitud negativa. Generalmente se usa las ondas S de distancias regionales. Como
la magnitud local ha sido la primera escala en elaborarse, las demás escalas están referidas a esta
y existen fórmulas de corrección para diferentes regiones y para otros tipos de magnitud.
Si está disponible la amplitud máxima del instrumento corregido A (nm), la magnitud local
para Venezuela se puede calcular mediante la fórmula de Alsaker et al. (1991):
donde:
𝑀𝐿 = 0.925𝐿𝑜𝑔(𝐴) + 0.91𝐿𝑜𝑔(𝐷) + 0.00087𝐷 − 1.31
[9]
D = distancia epicentral en kilómetros.
La magnitud de los eventos sísmicos localizados por la red sismológica de la región nororiental
para distancias epicentrales menores a 1500km y periodos menores a 5 segundos (Boletín 0109
de UDO, 2009), se calcula a partir de la relación de Hutton y Boore (1987).
𝑀𝐿 = 𝐿𝑜𝑔(𝐴) + 1.11𝐿𝑜𝑔(𝐷) + 0.00189𝐷 − 2.09
[10]
29
3.11.3 Magnitud de momento (Mw)
Mide la energía liberada por un terremoto. No sufre de saturación para eventos de valores altos.
2
𝑀𝑤 = �3� 𝐿𝑜𝑔(𝑀0) − 6.07
[11]
M0= Momento sísmico, se determina a partir del espectro de amplitudes para bajas frecuencias o
por la observación sobre el terreno del área de la falla y su desplazamiento. Hoy en día, la
determinación del momento sísmico es estándar en redes digitales de banda ancha.
Basado en el análisis espectral de la señal sísmica, en Venezuela se emplea:
2
𝑀𝑤 = �3� 𝐿𝑜𝑔(𝑀0) − 10.73
[12]
con el momento sísmico en Dynas-cm, donde M0 = momento sísmico escalar.
3.11.4 Magnitud de Duración para Venezuela:
con T = duración coda (s).
𝑀𝐷 = −3.0 + 2.6𝐿𝑜𝑔10(𝑇) + 0.001𝐷
[13]
D = distancia epicentral.
Para el CSUDO, cuando no es posible la medición de los parámetros para magnitud local, se
establece para el cálculo de magnitud la relación magnitud - duración, dada por Malavé (1999).
Siendo T la duración del evento.
𝑀𝐷 = −1.5535 + 2.4663𝐿𝑜𝑔(𝑇)
[14]
3.12 Fallas geológicas
Una falla es una fractura o zona de fractura que separa dos bloques de roca, los cuales pueden
deslizarse uno respecto al otro en forma paralela a lo largo de la fractura, el desplazamiento total
puede variar desde centímetros a kilómetros. A cada deslizamiento repentino de estos bloques se
produce un temblor. Existen tres tipos de fallas que se presentan en la figura 3.7.
30
Figura 3.7. Esquema sobre tipos de fallas.
3.12.1 Fallas normales
Las fallas normales son fracturas inclinadas con bloques que se deslizan principalmente en
forma vertical. Se denomina bloque techo el bloque que yace sobre la fractura inclinada. Para
este caso el techo de la falla se mueve hacia abajo (ver figura 3.8).
Figura 3.8. Falla normal.
3.12.2 Fallas inversas
Las fallas inversas se presentan cuando el bloque techo se mueve hacia arriba.
Cuando el movimiento de los bloques es una combinación de movimiento horizontal y vertical
se trata de una falla oblicua (ver figura 3.9).
31
Figura 3.9. Falla inversa.
3.12.3 Fallas de rumbo
Las fallas de rumbo son fallas verticales (o casi verticales) donde los bloques se mueven
horizontalmente (Suppe, 1985). Este movimiento horizontal puede ser de tipo lateral derecho o de
tipo lateral izquierdo, dependiendo de si un observador parado en uno de los bloques ve que el
bloque de enfrente se mueve hacia la derecha o hacia la izquierda. Las hay de dos tipos:
a) Falla Transcurrente: Falla de rumbo de orden cortical (frágil).
b) Falla Transformante: Falla de rumbo de orden litosférico (representa un límite de placas).
Figura 3.10. Falla Transcurrente Sinestral.
32
3.12.4 Falla activa
Se considera como falla activa a toda falla geológica que en base a información histórica,
sismológicas o a evidencias geológicas, tiene una probabilidad asociada de producir un sismo.
Usualmente se consideran como activas aquellas fallas en las cuales se ha constatado
desplazamiento durante el Cuaternario (Suppe, 1985).
Una falla activa donde recurrentemente se forman sismos se le reconoce como falla
sismogénica.
3.13 SEISAN Sistema de Análisis Sísmico
Este sistema de análisis fue implementado como aplicación sismológica en el Instituto de Física
de la Tierra sólida en la Universidad de Bergen, Noruega por Havskov y Ottemöller (1999).
Consiste en un conjunto de programas que tienen acceso a una misma base de datos que analiza
eventos sísmicos a partir de información digital o analógica. Se encuentra escrito en lenguaje de
programación Fortran.
El programa puede localizar eventos telesísmicos utilizando el modelo IASP91, utiliza todo
tipo de datos de entrada, desde estaciones individuales hasta arreglos de estaciones sísmicas. Los
hipocentros se pueden representar con elipses de error, y la selección interactiva de los epicentros
se puede hacer a partir de mapas epicentro. SEISAN tiene la capacidad de localizar y editar
eventos, determinar parámetros espectrales, momentos sísmicos, azimut de llegada de estaciones
de 3 componentes y mapear epicentros. SEISAN es especialmente adecuado para la fusión de
formas de onda de diferentes estaciones sísmicas. Además, permite realizar modelaje sintético,
estimaciones de un modelo de atenuación (valor Q) a partir de la coda y cuenta con un sistema
completo para el cálculo de la amenaza sísmica.
33
3.14 S-files (Archivos S)
La base de datos SEISAN está construida de archivos de parámetros de un solo evento (ASCII),
llamado S-files, escrito en el formato de los países nórdicos (Havskov et al., 2011). Los archivos
se almacenan en una estructura de directorios mensuales y anuales dentro de un directorio
llamado REA; los nombres de archivo reflejan la hora de inicio del evento. Cada conjunto de
datos reside en un directorio cuyo nombre debe tener cinco letras, el cual es considerado como
una base de datos, el sistema puede tener cualquier número de bases de datos. Los S-files
contienen la información de la forma de onda de cada estación, y prácticamente no hay límite a lo
que se puede almacenar. Una vez que una base de datos ha sido creada, se puede buscar para un
gran número de parámetros (> 20).
3.15 Formas de onda
Las formas de onda se pueden almacenar de la misma manera que los datos paramétricos de
los directorios anuales y mensuales, el directorio para las formas de onda se llama WAV.
SEISAN encuentra automáticamente los archivos de forma de onda asociada a un evento en
ambos tipos de estructuras. Los archivos de forma de onda se almacenan en archivos binarios de
múltiples canales. Tiene herramientas disponibles para dividir o unir a los archivos de forma de
onda, lo cual permite combinar las formas de onda según sea la necesidad.
3.16 Estructura de SEISAN
La unidad básica de archivos más pequeña se conoce como S-files (Archivos S), el cual
contiene las lecturas de fases originales para un evento (tiempo de arribo, amplitud, período,
azimut, velocidad aparente), además posee un ID (línea de identificación) único para cada evento.
Posee un directorio principal llamado SEISMO, bajo el cual residen los subdirectorios
principales que se muestran en la tabla 3.4. En la figura 3.11 se presenta un esquema sobre los
directorios de SEISAN.
34
Tabla 3.4. Descripción de directorios principales de SEISAN.
Directorio
REA
Descripción
Lecturas de las primeras llegadas de las fases sísmicas e información completa
de las soluciones del hipocentro de los eventos para una misma base de datos.
WOR
Directorio de trabajo para los usuarios, inicialmente vacío.
TMP
Almacenamiento temporal de archivos, inicialmente vacío.
PRO
Programas, código fuente y ejecutables.
LIB
Librerías y subrutinas.
INC
Archivos para programas y subrutinas en PRO y LIB.
COM
Comandos y procedimientos.
DAT
Archivos de parámetros y por defecto.
WAV
Archivos con la Forma de onda digitalizada de los eventos.
CAL
Archivos del sistema de calibración.
INF
Documentación e información.
SUP
Archivos suplementarios y programas.
Seismo
(Directorio
principal)
REA
WOR
DAT
Formas de
onda
TEST
CAT
2000
01
02
WAV
2001
…
01
02
Figura 3.11 Directorios de SEISAN.
…
…
35
3.17 Ejecutables de SEISAN
 EEV: es el programa interactivo para trabajar con los eventos individuales en la base de
datos. Este programa se utiliza para navegar en la base de datos y encontrar un
determinado evento, además permite la aplicación de un conjunto de comandos de
SEISAN
para la edición, selección de fases de onda y
localización entre otras
dependiendo de la necesidad del usuario. EEV trabaja dentro de los límites de la base de
datos del directorio REA.
 MULPLT: se utiliza para el trazado y análisis de la señal perteneciente al evento, y puede
ser utilizado para recoger las fases y amplitudes, para corregir la respuesta del
instrumento, produce sismogramas, ayuda a determinar el azimut de la llegada de
estaciones de tres componentes, girar sismogramas, mostrar los tiempos de llegada teórica
de acuerdo con las fases de IASP91 para ayudar a la identificación de las fases mundiales
y hacer análisis espectrales. MULPLT se puede utilizar desde EEV utilizando el comando
“p”, o como un programa independiente a través de una secuencia de archivos de forma
de onda.
 HYP: realiza la localización del hipocentro de los eventos utilizando las fases
identificadas en el programa MULPLT y la suposición de un modelo de corteza. Puede
trabajar de manera independiente o a través de EEV utilizando el comando “l”.
 EPIMAP: este es el programa general que grafica las localizaciones epicentrales de los
eventos, ya sea de forma individual o considerando un set de datos. Dibuja las estaciones
involucradas en la red utilizada y genera elipses de error en la localización de cada uno
de los eventos analizados. Posee interfaz para GMT.
 MAKEREA: programa encargado de definir y crear la estructura de los directorios REA y
WAV de acuerdo con las necesidades del usuario. Tiene como requisito introducir el
nombre para la base de datos, el código del operador, fecha de inicio y de fin (año, mes).
Actúa de forma independiente.
 DIRF: programa que genera un archivo de formas de ondas que se desean extraer y
organizar según año, mes o nombre común de los archivos. Genera un archivo llamado
FILENR.LIS donde se encuentran almacenados los eventos seleccionados. Actúa de
forma independiente.
36
 SEISEI: programa encargado de juntar o separar en un solo archivo las formas de ondas
captadas por diferentes estaciones sismológicas para un mismo evento. Trabaja a partir de
la ventana de comandos.
3.18 Programa Hypoinverse (HYP)
El programa Hypoinverse es un proceso empleado en la localización hipocentral de los sismos
(Lienert et al., 1986). Ha sido implementado en una manera simple y está destinado a funcionar
de forma interactiva a partir de EEV. Este programa no funciona bien en las distancias grandes
debido a la curvatura de la tierra (> 1.000 kilómetros) por lo cual se recomienda su uso sólo para
terremotos locales.
Este programa funciona de la siguiente manera:
1. Designa valores preliminares para el hipocentro (𝑥0 , 𝑦0 , 𝑧0 ) y el tiempo origen del evento
a localizar (𝑡0 ). Esta asignación representa una solución experimental o de prueba para
localizar al sismo, y puede ser obtenida, por ejemplo, utilizando la localización de la
estación más cercana al evento como el hipocentro, y en donde el primer tiempo de arribo
registrado representará el tiempo de origen 𝑡0 .
2. Se deben generar ecuaciones por cada una de las fases identificadas en las estaciones
involucradas en la localización. Estas ecuaciones se encuentran representadas en la
siguiente expresión:
Donde:
𝑡𝑖 ° = 𝑇(𝑥0, 𝑦0 , 𝑧0 , 𝑥𝑖, 𝑦𝑖 , 𝑧𝑖 ) + 𝑡0
𝑡𝑖 ° = tiempo observado para una fase identificada por la estación i.
𝑇
=
tiempo de viaje de la fase identificada como función de la localización de la
estación y de la localización del hipocentro.
𝑥0, 𝑦0 , 𝑧0 = hipocentro del evento.
𝑥𝑖, 𝑦𝑖 , 𝑧𝑖
[15]
= localización del la estación.
𝑡0 = tiempo origen del evento.
37
3. Se deben generar diferencias o residuales entre los tiempos observados (𝑡𝑖 ° ) y los
calculados (𝑡𝑐𝑖 ), siendo este último obtenido considerando la solución de prueba en la
parte 1. Los residuales obtenidos se generan por el
error que presenta la solución
experimental asumida.
𝑟𝑖 = 𝑡𝑖 − 𝑡𝑐𝑖
[16]
4. Con los residuales obtenidos se procede a calcular el valor RMS (the root mean square),
que se encargará de indicar el ajuste alcanzado por los datos.
Donde e/n se define como la varianza
con :
𝑅𝑀𝑆 = �e/n
𝑛
e = �𝑖=1 𝑟𝑖 2
[17]
[18]
5. Con el valor del 𝑅𝑀𝑆 se puede calificar la efectividad de la solución propuesta (solución
de prueba), la cual posteriormente puede ser corregida con la finalidad de alcanzar una
nueva solución, la cual permita repetir el proceso anteriormente descrito. Este proceso de
iteración se repetirá tantas veces como sea necesario, hasta alcanzar una solución cuya
dispersión o error (representada por el 𝑅𝑀𝑆), sea lo menor posible. Bajo estas
condiciones se obtiene la mejor representación hipocentral posible.
3.19 Modelo de la corteza utilizado por SEISAN
En 1987, la Asociación de Sismología y Física del Interior de la Tierra (IASPEI International
Association of Seismology and Physics of the Earth´s Interior), junto a otros entes
internacionales, lograron unir esfuerzos para construir una tabla de velocidades que permitiera
caracterizar el interior de la tierra, y así realizar la identificación de las fases de las ondas y la
localización hipocentral de los sismos, guiados más que todo por el caso de los eventos
telesísmicos. De este modo, se originó el modelo IASP91, siendo éste utilizado como base de los
cálculos teóricos efectuados por SEISAN. El modelo IASP91 está construido a partir de los
tiempos de llegada de las ondas sísmicas de los boletines del ISC (International Seismological
Center), para una corteza continental. Para el caso de los eventos locales y regionales, existen
modelos que varían según el lugar, ya que los cambios ocurridos en la corteza son más
significativos a esta escala.
CAPÍTULO IV
METODOLOGÍA
4.1 Herramientas utilizadas
4.1.1. Red Sismológica Nacional
Es la red nacional perteneciente a FUNVISIS, se encuentra constituida por 35 estaciones
de banda ancha distribuidas en todo el país, con mayor densidad en las zonas de mayor
actividad sísmica del país (ver figura 4.1), en la tabla 4.1 se encuentra una lista de las
estaciones de esta red. Está complementada con las redes locales.
Figura 4.1 Mapa de estaciones de la Red Sismológica Nacional.
39
Tabla 4.1 Estaciones de la Red Sismológica Nacional.
Altura
Código
-62.2082
50
GUIV
Fecha de
Instalación
14/11/2000
10.4694
-66.8102
875
TEST
07/09/2000
EL BAUL
8.9433
-68.0415
106
BAUV
09/05/2001
BIRONGO
10.4756
-66.2693
200
BIRV
09/092000
CARUPANO
10.6166
-63.1843
608
CRUV
02/02/2001
GUANOCO
VILLA del
ROSARIO
PARIAGUAN
10.145
-62.9427
60
GUNV
16/02/2001
10.5029
-72.4061
148
VIRV
31/08/2001
8.959
-64.7958
186
PARV
16/11/2001
LAS MERCEDES
9.2512
-66.2972
168
MERV
15/11/2001
DABAJURO
10.9218
-70.6366
220
DABV
16/04/2002
MONTE CANO
QUEBRADA
ARRIBA
SANARITO
11.955
-69.9705
239
MONV
16/04/2002
10.2062
-70.5233
548
QARV
25/03/2002
9.501
-69.5365
1083
SANV
05/11/2002
ISLA TESTIGOS
ISLA
BLANQUILLA
ORITUPANO
11.36
-63.13
13
ITEV
09/07/2002
11.82
-64.6
10
IBAV
07/05/2002
9.07
-63.42
102
ORIV
05/05/2002
SIQUISIQUE
10.65
-69.81
400
SIQV
29/05/2002
CURARIGUA
10.01
-69.96
750
CURV
19/06/2002
CAPACHO
7.8649
-72.3141
1178
CAPV
13/08/2002
SOCOPO
8.2842
-70.8566
325
SOCV
14/08/2002
CAICARA
7.198
-66.192
76
CAIV
02/10/2002
CUPIRA
10.0639
-65.8056
634
CUPV
22/10/2002
JACURA
RIO GRANDE
11.0866
8.069
-68.8342
-61.8145
369
232
JACV
RIOV
29/10/2002
05/11/2002
TURIAMO
10.4474
-67.8382
200
TURV
13/11/2002
TEREPAIMA
9.9586
-69.2865
1235
TERV
20/11/2002
LA ORCHILA
11.8124
-66.1937
10
ORCV
14/01/2003
TINAQUILLO
10.05
-68.3
600
TINV
07/03/2003
GURI
7.76
-63.0587
200
GURV
14/05/2003
Estación
Latitud Longitud
GUIRIA
10.6378
LLANITO
40
Estación
Latitud Longitud
-69.48
Altura
Código
98
ELOV
Fecha de
Instalación
02/04/2003
ELORZA
7
LUEPA
5.8425
-61.4605
1430
LUEV
03/06/2003
Puerto Ayacucho
5.527
-67.5469
83
PAYV
16/07/2003
PUERTO LA
CRUZ
LOS MONJES
10.163
-64.5896
225
PCRV
12.3585
70.9023
66
IMOV
EL VIGÍA
8.71
-71.5608
350
VIGV
10/10/2003
4.1.2. Red local del Centro de Sismología Universidad de Oriente (CSUDO)
El Centro de Sismología Universidad de Oriente se encarga de registrar, analizar y estudiar la
sismicidad y sus conexos en la región Nor-Oriental de Venezuela, forma parte de la Universidad
de Oriente, la cual contribuye en el esclarecimiento de los problemas de las regiones Nor-Oriental
y Guayana (ver figura 4.2). Cuenta con mayor densidad de estaciones en la región. En la tabla 4.2
se observan las estaciones de esta red.
Figura 4.2. Mapa de estaciones del Centro de Sismología Universidad de Oriente.
41
Tabla 4.2 Estaciones sismológicas de CSUDO.
Código
Latitud
Longitud
Estación
CUM
MAN
COAV
CAMV
CARU
CATA
SAFE
GUDO
AUDO
10.42678
10.5611
10.1578
10.5505
10.11847
10.6008
10.207
11.01333
10.207
64.19777
64.1888
63.8266
63.3221
63.11242
63.07027
64.440
63.88111
64.440
Cumana
Manicuare
Cumanacoa
Campeare
Caripito
Catuaro Arriba
Altos de Santa Fe
Guatamare
Anzoátegui UDO
Año de
instalación
1985
1993
1994
1994
1996
1997
1997
1987
1997
4.2 Material utilizado
Los catálogos utilizados comienzan en diferentes fechas y tienen eventos hasta la fecha 31 de
diciembre del 2010, por lo tanto ese será el
límite superior del estudio. Para una mejor
comparación ver la tabla 4.3.
 Catálogo sísmico de la Red Nacional
Proporcionado por la Fundación Venezolana de Investigación Sismológica. Es un catálogo que
cuenta con todos los eventos captados por FUNVISIS, cubre todo el territorio de Venezuela. Se
encuentra en formato ASCII.
 Catálogo sísmico del Oriente de Venezuela
Es un catálogo que presenta todos los eventos registrados en el oriente del país, producto de la
red sismológica local manejada por el Centro Sismológico de la Universidad de Oriente. Se
encuentra en formato .xls.
Tabla 4.3 Características Generales de los Catálogos.
Catálogo
Encargado
Red Nacional
FUNVISIS
Oriente
CSUDO
Fecha
Fecha de
# de
Territorio
inicio
culminación
eventos
que abarca
1977
31/12/2010
20085
Venezuela
09/01/1995
27/12/2010
5468
Oriente de
Venezuela
42
A partir de los catálogos se realizó el procedimiento mostrado en el diagrama de la siguiente
figura.
•Eventos sucedidos posterior al año1995.
Selección •Entre -65° y -61° de longitud.
de eventos
del cat. de •Entre 8° y 12° de latitud.
CSUDO
•Eventos sucedidos posterior al año1995.
Selección •Entre -65° y -61° de longitud.
de eventos
del cat. de •Entre 8° y 12° de latitud.
FUNVISIS
Selección
de eventos •Mismo tiempo origen.
semejantes
entre
ambos cat.
Comp. de •Estadísticas.
eventos
semejantes
•Formato SEISAN
Disc. de
eventos a •Forma de onda disponible.
relocalizar
Relocalización
•Nuevas estadísticas.
Estudio de •Elaboración de mapas de contorno.
errores
Figura 4.3. Diagrama sobre el procedimiento realizado con los catálogos sísmicos
4.3 Selección de eventos del catálogo de oriente perteneciente a la CSUDO
Al ser este catálogo especialmente para la región oriental de Venezuela no es necesario eliminar
eventos ya que todos se encuentran dentro de la ventana de investigación.
El catálogo proporcionado por CSUDO no presenta información sobre los segundos del tiempo
origen, lo cual disminuye la precisión de los eventos en el tiempo, además existen setenta y ocho
43
(78) eventos que no poseen información sobre su magnitud. Para introducir en el programa
(MatLab), se procedió a llenar las casillas vacías correspondiente a los segundos y a las
magnitudes faltantes con ceros (0), y así poder realizar la comparación con los datos del catálogo
de la FUNVISIS.
4.4 Selección de eventos del catálogo de la Red Nacional pertenecientes a oriente
El catálogo de la Red Nacional posee 20085 eventos localizados en todo el país, y registrados a
partir del año 1977, mientras que el proporcionado por la CSUDO tiene 5468 eventos registrados
a partir del año 1995; por lo tanto es necesario discriminar todo los eventos dentro del catálogo de
la Red Nacional que no pertenezcan a la región de interés (oriente de Venezuela) y a los eventos
previos a 1995 (caso de selección de eventos a relocalizar), se debe recordar que para hacer la
relocalización de los eventos se debe trabajar sólo con los eventos semejantes entre los diferentes
catálogos.
Para seleccionar los eventos de este catálogo pertenecientes a oriente se realizó un código en
MatLab denominada “funvoriente” (funvisis oriente); dicho código además permite seleccionar
los eventos sucedidos luego de 1995 del mismo catálogo.
Funvoriente: tiene como objetivo separar un set de datos de interés proveniente de un catálogo
original, para este caso los datos de entrada son los pertenecientes al catálogo de la Red Nacional
en formato ASCII, da como salida una matriz cuyos valores corresponden a los eventos
localizados en el oriente del país; la discriminación se realiza a través de un filtro que solo
permite conservar los eventos localizados entre 8° a 12° de latitud, entre -65° y -61° de longitud y
cuyo año sea superior a 1995.
4.5 Selección de eventos sísmicos semejantes entre ambos catálogos
Ya teniendo los catálogos con la misma fecha de inicio y culminación, y con los eventos
perteneciente a la misma zona de estudio, se procede a realizar la comparación entre los mismos
en relación al tiempo origen (año, mes, día, hora, minuto, segundo), localización hipocentral
(latitud, longitud, profundidad) y magnitud. La idea es seleccionar los eventos semejantes entre
ellos para realizar la relocalización. La comparación comienza en enero de 1995 y culmina en
diciembre del 2010.
44
Para llevar a cabo este objetivo se procedió a realizar un código en MatLab, el cual lleva por
nombre “Selección”, en la figura 4.4 se encuentra un diagrama de flujo sobre este código. Antes
de cargar los catálogos en el código es necesario verificar que los eventos estén completos, esto
quiere decir que no tengan espacios en blanco, que cada evento tenga su respectiva localización
en tiempo y espacio.
Figura 4.4. Diagrama de flujo del código en MatLab llamado “Selección”.
Selección: código en MatLab cuyo objetivo es seleccionar los eventos semejantes a relocalizar.
La descripción de este proceso se presenta a continuación:
1. Cargar los catálogos:
Se cargan los catálogos de FUNVISIS y de CSUDO
2. Completación de catálogos
Luego de tener cargados los catálogos correspondiente a la región de estudio, es necesario que
las matrices que componen los catálogos sean iguales, por lo que se llenan con ceros (elementos
neutros) los espacios vacíos a efectos del computo del programa.
Esta sección se lleva a cabo con la subrutina llamada “completación” cuyas variables de entrada
son las matrices pertenecientes al catálogo de FUNVISIS en oriente y al proporcionado por
CSUDO, estas matrices al entrar poseen diferentes tamaños, pero al salir ambas son similares en
ese aspecto.
45
3. Comparación de catálogos
Para comparar los catálogos se utiliza la subrutina llamada “Comparación” que forma parte del
código principal “Selección”. Aquí se lleva a cabo la comparación entre los catálogos de interés
de forma tal que se encuentren todos los eventos semejantes entre ellos; esto quiere decir que
deben coincidir los parámetros presentados en la tabla 4.4.
Tabla 4.4. Condiciones para realizar la comparación entre los diferentes catálogos.
Parámetro
Condición
Tiempo origen
Debe ser igual
Localización
No restringida
Magnitud
Dentro de un rango específico ( entre 2 y 3, entre 3 y
4, y mayor a 4)
Primero se realiza tomando como base la magnitud en los eventos provenientes de FUNVISIS,
luego se toma como referencia la magnitud de los eventos del CSUDO. De esta operación se
obtienen 2 listas por cada catálogo con las características mostradas en la tabla 4.5; al unir estas
dos nuevas listas se obtiene el total de los eventos semejantes para la relocalización, tanto para
FUNVISIS (Funv44) como para el CSUDO (Udo44).
46
Tabla 4.5. Listas de eventos para limite de magnitud 4 para ambos catálogos.
Lista
Funv4a
Funv4b
Funv44
Udo4a
Udo4b
Udo44
Eventos que contiene
Eventos de FUNVISIS de magnitud mayor o igual a 4 con su
correspondiente en el catálogo del CSUDO
Eventos del catálogo de FUNVISIS que se corresponden con
los del CSUDO de magnitud igual o mayor a 4.
Unión de Funv4a y Funv4b.
Eventos del catálogo del CSUDO que se corresponden con
los de FUNVISIS de magnitud igual o mayor a 4.
Eventos del CSUDO de magnitud mayor o igual a 4 con su
correspondiente en el catálogo de FUNVISIS.
Unión de Udo4a y Udo4b.
n° de eventos
186
141
217
186
141
217
De la misma forma se seleccionan los eventos semejantes de magnitud 2 y 3, produciéndose las
listas Funv34, Funv23, Udo34 y Udo23.
47
4.6 Comparación de eventos
La comparación de eventos se lleva a cabo mediante la elaboración de estadísticas dentro de los
rangos de magnitud. Los parámetros a comparar se presentan en la tabla 4.6, estos valores se
llevaron a un código en Matlab, el cual da como resultado la estadística realizada.
Tabla 4.6. Parámetros a comparar entre los catálogos
Listas a comparar
Parámetros a comparar

Funv44 con Udo44

Funv34 con Udo34

Funv23 con Udo23

Diferencia en latitud
mayor a 100km
entre 50-100km
entre 20-50km
entre 10-20km
menor a 10km

Diferencia en longitud
mayor a 100km
entre 50-100km
entre 20-50km
entre 10-20km
menor a 10km

Diferencia en profundidad
mayor a 100km
entre 50-100km
entre 20-50km
entre 10-20km
menor a 10km

Diferencia en magnitud
mayor a 1
entre 0,6-1
entre 0,4-0,6
entre 0,2-0,4
menor a 0,2
48
4.7 Discriminación de eventos
A efectos de este proyecto, solo se relocalizarán aquellos eventos semejantes relacionados con
magnitud 4 o superior, por lo tanto se procede a solicitar las formas de onda de los 217 eventos
de la lista Udo44 al CSUDO, mientras que al Centro de Información (CEDI) de FUNVISIS se le
solicitan las formas do ondas correspondientes a la lista Funv44.
Al llegar las formas de onda solicitadas se procedió a realizar un recuento entre las formas de
ondas disponibles y no disponibles y el estado de las mismas, lo cual trajo como consecuencia
reducir la ventana de tiempo de los eventos a relocalizar pasando de 15 años (1995-2010) a 10
años (2000-2010), ya que las formas de onda entre 1995-1999 pertenecientes al CSUDO se
encontraban en un formato diferente a SEISAN (Soufriere). Además, se excluyeron del estudio a
aquellos eventos cuyo par semejante dentro del rango de tiempo empleado no se encontraba
disponible. En total, quedaron 163 eventos para la relocalización.
4.8 Introducción de modelos de corteza en SEISAN
El modelo de corteza se encuentra en el archivo STATION0.HYP, dentro del directorio DAT
de SEISMO. En la figura 4.5 se encuentra una representación de dicho archivo.
Figura 4.5. Ejemplo de los modelos de corteza dentro de los archivos STATION0.HYP.
Dependiendo de con cuál modelo de corteza se desee trabajar, se mantendrá activo el archivo
STATION0.HYP respectivo.
49
4.9 Unión de formas de onda
Para la unión de las formas de onda se siguió la siguiente serie de pasos repetidamente hasta
juntar la totalidad de las formas de ondas:
1. Las formas de onda a unir para un mismo evento a relocalizar se colocan dentro del
directorio WOR de SEISAN.
2. A partir de la ventana de comandos de Windows, ubicados en el directorio WOR de
SEISMO, se procede a usar el comando “dirf” con las características del evento del cual
se desean juntar las formas de onda (ver figura 4.6)
Figura 4.6. Representación de la ventana de comandos al ejecutar el comando dirf añomes-día*.
Al ejecutar este comando, se crea el archivo filenr.lis (ver figura 4.7).
Figura 4.7. Representación de archivo filenr.lis
50
3. Se aplica el comando SEISEI para unir las formas de onda representadas dentro del
filenr.lis. Como requisitos del comando se introdujeron los datos que se encuentran en la
tabla 4.7.
Tabla 4.7. Parámetros requeridos por el comando SEISEI.
Requisitos del comando SEISEI
Unir(1) o separar(2)
Parámetros introducidos
1
Formato de salida
Seisan
Código para el archivo resultante
join
Diferencia máxima en segundos
180
La forma de onda resultante de un evento se guarda dentro del directorio WOR, antes de
seguir avanzando con el siguiente conjunto de ondas a juntar, se cambia manualmente la
forma de onda resultante al directorio WAV, y las formas de onda originales se regresan a
su directorio origen.
4.10 Registro de eventos (Creación de S-files)
Primero se necesita crear una base de datos dentro del directorio REA de seismo, para ello se
debe estar dentro del directorio WOR de la ventada de comandos de Windows, estando aquí
situados se aplica el comando MAKEREA. Como requisitos del comando se introdujeron los
datos que se encuentran en la tabla 4.8.
Tabla 4.8. Parámetros requeridos por MAKEREA.
Requisitos del comando MAKEREA
Nombre de la base de datos
Parámetros introducidos
JCF (para modelo de corteza de FUNVISIS),
JCU (para modelo de corteza de CSUDO)
Comienzo (año-mes)
200001
Fin (año–mes)
201012
Crear WAV y/o REA
REA
51
Figura 4.8. Representación de la ventana de comandos al ejecutar el comando MAKEREA.
Al realizar el registro de los eventos dentro del ambiente SEISAN, se crean los S-files. Para
realizar este registro se ejecutan los siguientes pasos por año para todos eventos dentro del
directorio WAV en la ventana de comandos de Windows:
1. Primero se selecciona la primera serie de eventos a registrar con el comando DIRF
(dirf año*)
Figura 4.9. Representación de la venta de comando al seleccionar los eventos de
interés.
2. Ahora se utiliza el comando MULPLT, se selecciona el evento, a continuación se
despliega una ventana donde se activan o desactivan los canales que próximamente
mostraran la señal sísmica, al graficarse la señal se utiliza la herramienta REGIS del
menú o resumido en el teclado la tecla “P” (Ver
figura 4.10). Para los eventos que
utilizan el modelo de corteza de FUNVISIS se utiliza la base de datos JCF (Juntos
Corteza Funvisis), y para los que serán relocalizados con el modelo de corteza de
CSUDO la base de datos es JCU (Juntos Corteza Udo).
52
Figura 4.10. Menú desplegado de la graficación de la señal. En rojo la herramienta que
permite registrar el evento.
4.11 Análisis de los eventos sísmicos.
Dependiendo de la base de datos a utilizar, se designa el modelo de corteza que debe estar
activo en SEISAN. A partir de aquí, se trabaja con la interfaz gráfica de SEISAN (ver figura
4.11).
Figura 4.11. Interfaz gráfica de SEISAN.
Se selecciona la base de datos a trabajar, el año y mes a visualizar. A continuación, se describe
el proceso mediante el cual se localizaron los eventos:
53
1. Ubicar el evento que se desea localizar (año y mes) y seleccionarlo. Utilizar la opción
“Plot” o escribir “P” en la línea de comando EEV, como consecuencia se desplegará una
ventana donde aparece graficada la señal sísmica de los diferentes canales de las
estaciones (ver figura 4.12).
Figura 4.12. Imagen resultante de hacer Plot. Aquí se encuentran todos los canales sin
discriminación alguna.
2. Se utiliza la opción “otras componentes” del menú (abreviado en el teclado “o”), se abre
la ventana donde muestra los canales. Para una primera localización parcial se seleccionan
solo las componentes Z de cada estación (ver figura 4.13).
54
Figura 4.13. Componentes Z de cada estación.
3. Luego de seleccionar solo las componentes verticales, se grafica la señal sísmica
proveniente de dichas componentes (ver figura 4.14). Al seleccionar un canal en
particular y usar la herramienta “All C” (Todos los canales), se aprecia la señal de las tres
componentes de una misma estación (ver figura 4.15), en caso de que tenga una sola
componente se mostrará un único canal.
Figura 4.14. Muestra de todas las componentes verticales.
55
Figura 4.15. Representación de visualización de las tres componentes de una estación. E:
componente este; N: componente norte; Z: componente vertical
4. Debido a que la mayoría de las estaciones tienen 3 componentes, en la vertical solo se
identifica la fase P de la llegada de la onda, mientras que la fase S se identifica en las
componentes horizontales. Para identificar la onda P se hace ampliar la imagen donde se
aprecia el primer cambio de la señal, ahí se coloca la fase P emergente (ver figura 4.16).
56
Figura 4.16. Representación de serie de ampliaciones para demarcar la fase P de la onda.
5. Para ubicar la fase S también se realizan ampliaciones y se busca el segundo cambio más
prominente en las componentes horizontales, aquí se marca la fase S emergente (ver
figura 4.17).
57
Figura 4.17. Serie de ampliaciones para identificar una fase S.
6. Para algunos eventos es necesario aplicar filtros para la identificación de las fases (figura
4.18), cabe destacar que una vez ampliado, justo al ubicar finalmente una fase en su lugar
no se recomienda aplicar filtros, ya que distorsiona la información original (ver figura
4.19).
58
Figura 4.18. Ejemplo de la señal de una estación de 3 componentes: a) sin filtro; b) con
filtro pasa banda (5-10 Hz).
59
Figura 4.19. Identificación de fase P. Luego de ampliar la imagen en la zona donde se ve
el mayor cambio al pasar el filtro, es fácilmente identificable para este caso la fase P.
7. Al tener las fases P y S de al menos tres estaciones se procede a localizar el evento
utilizando la herramienta “Locat”. Aquí se obtiene la primera localización que podría
llamarse parcial, ya que luego se van incorporando de una por vez, más canales con fases
ubicadas; a medida que se añaden canales se va afinando los valores de RMS y los
errores de localización. Además, se verifica que los tiempos residuales sean menores a un
segundo. En la figura 4.20 se puede ver un ejemplo de una localización.
60
Figura 4.20. Ejemplo de localización, obsérvese que el valor RMS es mucho menor a uno,
los errores de localización son menores de 5 km y los tiempos residuales son menores a 1
segundo ( evento del 2006-09-29-18:23.05).
Usualmente, hay estaciones en las que no se aprecia el evento, o que al introducirlas en
la localización alteran el cálculo, de manera tal, que es mejor no tomarlas en cuenta.
Como ejemplo cabe destacar el comportamiento de la estación CUM (Cumaná) y la
estación GURV (Guri); las cuales suelen tener una muy buena imagen del evento sísmico,
pero al ser tomadas en cuenta en la localización, aumentan considerablemente todos los
errores incluyendo el RMS y los tiempos residuales (ver figura 4.21); un ejemplo de esta
situación se puede apreciar en las figuras 4.22, donde se ha incorporado la estación CUM
dentro del cálculo para la localización, obsérvense los altos valores para los tiempos
residuales. Este fenómeno puede atribuirse al modelo geológico introducido en el
programa, cuyas capas son homogéneas y de espesor constante, lo cual no se corresponde
con la realidad geológica.
61
Figura 4.21. Sismograma de la estación CUM (Cumaná). Correspondiente al evento del
2006-09-29-18:23.05. Obsérvese que el evento en Cumaná es bien observado, sin
embargo no aporta buenos resultados al estudio.
Figura 4.22. Incorporación de estación CUM (Cumaná). (Evento del 2006-09-2918:23.05).
62
4.12 Elaboración de listas de eventos relocalizados.
Para sacar los respectivos catálogos de SEISAN se utiliza el comando COLLECT desde la
ventana de comandos de Windows, el catálogo se guardará dentro del directorio WOR como
collect.out. Al ejecutar dicho comando es necesario dar los requerimientos de la tabla 4.9.
Tabla 4.9. Requerimientos del comando COLLECT.
Requerimientos de comando
Nombre de la base de datos
Parámetros introducidos
Según sea el caso: JCF o JCU
Tiempo de inicio
200001
Tiempo de culminación
201012
Archivo de salido compacto
Sí
Los mismos eventos ha sido relocalizados utilizando el modelo de corteza de FUNVISIS y
luego el modelo de corteza de CSUDO; por lo tanto se tienen 2 listas de eventos, las cuales han
sido pasadas a formato .xls.
4.13 Comparación de nuevas listas para magnitud 4
Las nuevas listas han sido comparadas entre ellas mismas y con su correspondiente antes de
juntar las formas de ondas. Para mayor detalle ver tabla 4.10.
Tabla 4.10 Parámetros de comparación entre catálogos relocalizados y catálogos originales.
Listas comparadas
Parámetros de la comparación
Relocalizada con modelo de corteza de
FUNVISIS con la relocalizada con modelo
de corteza de CSUDO.
Relocalizada
modelo
de
corteza
de
FUNVISIS con Funv44
Relocalizada modelo de corteza de CSUDO
con Udo44










Latitud
Longitud
Profundidad
Número de estaciones que ven el
evento.
Latitud
Longitud
Profundidad
Latitud
Longitud
Profundidad
63
4.14 Eventos relocalizados.
Los eventos relocalizados han sido ubicados en mapas de acuerdo con modelo geológico
utilizado.
Al tener cada uno de estos eventos con su error asociado de latitud, longitud y profundidad, se
procede a realizar un conjunto de mapas de contornos con cada uno de estos errores, además, un
mapa de contorno para valores de RMS. Se considera un buen valor de error a aquellos cuyo
valor sea igual o menor a 5 km, para lugares en mar abierto se puede considerar bueno hasta 10
km; mientras tanto, se considera satisfactorio el RMS al ser menor a 1 para una estación,
tomando en cuenta un análisis completo este valor debe oscilar entre 0.3 y 0.6. En total son 4
mapas de contorno por cada modelo de corteza utilizado.
4.15 Eventos someros
Ya teniendo los eventos relocalizados, se procede a seleccionar los someros, entendiéndose
como tal, aquellos sismos cuya ubicación esté relacionada con una profundidad igual o menor a
20 km. La localización de los eventos someros obtenida con los diferentes modelos de corteza, es
comparada entre sí, y finalmente se realiza un mapa mostrando la distribución de RMS para este
tipo de eventos.
CAPITULO V
ANÁLISIS DE RESULTADOS
5.1 Eventos seleccionados del catálogo de la Red Nacional
Luego de ejecutar la subrutina llamada funvoriente, se obtiene una matriz que contiene los
resultados para 5037 eventos, todos ubicados dentro del área definida como oriente de Venezuela,
y en tiempo sucedidos entre los años 1995 y 2010.
5.2 Completación de catálogos
En la tabla 5.1 se presentan los eventos sísmicos del catálogo de CSUDO que no tenían
magnitud asignada.
Tabla 5.1 Sismos del catálogo de CSUDO que no presentan magnitud, a estos se les colocó
ceros (0).
Año
2000
2000
2003
2003
2003
2003
2003
2003
2003
2003
2004
2004
2004
2004
2004
Mes
9
10
6
7
7
7
9
10
10
12
1
2
3
3
3
Día
21
4
15
4
20
22
28
19
19
20
18
11
2
5
8
Hora Minuto Segundo Latitud Longitud Profundidad
5
38
0
11,154
-62,237
94,70
14
37
0
11,127
-62,111
119,70
14
51
0
10,662
-62,409
88,00
9
20
0
10,413
-63,429
1,50
18
44
0
10,860
-62,654
22,30
0
0
0
11,079
-63,650
0,10
8
28
0
8,953
-63,686
27,90
2
11
0
10,519
-62,033
1,70
10
27
0
10,337
-61,882
2,30
20
43
0
10,698
-63,189
10,00
4
16
0
10,601
-63,162
3,70
15
57
0
10,171
-64,759
5,30
9
36
0
10,643
-64,512
15,00
5
21
0
10,796
-62,715
3,10
23
43
0
9,896
-62,775
1,00
65
Año
2004
2004
2004
2004
2004
2004
2004
2004
2004
2004
2004
2004
2004
2004
2004
2005
2005
2005
2005
2005
2005
2005
2005
2005
2005
2005
2005
2005
2005
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
Mes
3
3
3
5
5
5
9
10
11
12
12
12
12
12
12
1
1
1
2
3
5
5
6
10
11
12
12
12
12
1
1
3
5
5
7
7
8
8
8
8
8
9
9
Día
15
19
30
4
6
20
29
9
23
2
3
10
13
23
31
8
15
22
10
16
5
5
5
28
30
8
11
12
20
11
21
24
1
17
16
16
9
18
18
18
19
4
4
Hora Minuto Segundo Latitud Longitud Profundidad
15
39
0
10,463 -64,091
7,50
6
18
0
10,691 -64,243
5,80
17
32
0
10,539 -63,223
4,90
14
58
0
10,446 -64,296
20,10
15
51
0
10,745 -63,274
2,10
22
51
0
9,802 -63,340
1,70
18
42
0
10,059 -64,192
6,30
19
59
0
11,143 -63,743
9,90
12
57
0
11,398 -63,617
30,90
20
52
0
10,744 -61,878
1,10
16
32
0
10,372 -62,532
64,80
16
22
0
9,820 -62,391
11,20
15
28
0
11,454 -63,918
15,00
18
46
0
10,276 -64,618
2,60
2
42
0
11,614 -63,537
450,80
10
16
0
10,540 -63,388
15,00
14
6
0
10,435 -64,322
25,00
22
51
0
10,635 -62,311
24,70
2
36
0
10,323 -64,444
43,10
10
31
0
10,634 -63,198
0,50
19
16
0
10,106 -64,297
13,00
23
45
0
10,926 -65,359
15,00
6
2
0
10,501 -64,246
15,00
22
30
0
10,916 -61,730
22,70
16
26
0
10,350 -62,598
13,50
3
36
0
10,305 -62,847
15,00
4
46
0
10,518 -62,720
57,90
18
51
0
10,337 -64,618
1,60
16
39
0
10,163 -64,298
12,30
18
56
0
10,041 -64,757
4,50
9
12
0
9,381 -65,005
15,00
0
4
0
9,983 -64,562
33,70
7
51
0
9,950 -65,573
15,00
11
24
0
11,648 -62,614
15,00
19
37
0
10,540 -63,230
6,70
19
39
0
11,353 -62,936
4,40
22
41
0
9,578 -64,298
15,00
17
51
0
10,530 -63,266
6,10
19
5
0
10,528 -63,264
6,20
19
5
0
10,543 -63,273
7,20
10
38
0
10,478 -63,296
8,20
10
34
0
10,599 -63,370
4,90
18
38
0
10,554 -63,288
2,20
66
Año
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2006
2007
2007
2007
2007
2007
2007
2007
2007
Mes
9
9
9
9
9
9
9
9
10
12
12
12
2
2
3
3
3
3
3
10
Día
4
4
4
6
7
17
29
29
29
2
11
19
4
17
4
4
4
4
14
1
Hora Minuto Segundo Latitud Longitud Profundidad
19
29
0
10,519 -63,260
9,40
19
29
0
10,622 -63,293
7,80
19
39
0
10,523 -63,274
6,50
7
27
0
10,323 -62,682
3,10
11
38
0
10,595 -63,169
12,90
16
18
0
9,759 -65,576
15,00
13
8
0
10,794 -61,531
15,00
18
23
0
10,809 -61,598
23,10
17
17
0
10,818 -62,459
43,60
8
39
0
9,314 -63,692
15,00
18
44
0
10,156 -64,850
3,20
22
23
0
10,894 -62,721
91,40
21
0
0
11,657 -65,877
15,00
0
36
0
10,605 -62,543
36,90
11
26
0
10,516 -63,245
7,30
11
26
0
10,442 -63,194
1,60
11
26
0
10,559 -63,328
7,10
11
27
0
10,492 -63,234
3,50
18
36
0
10,430 -62,147
1,80
11
11
0
10,530 -62,981
6,00
El número de eventos correspondientes al catálogo de FUNVISIS en oriente es cinco mil treinta
y siete (5037), mientras que los registrados por CSUDO son cinco mil cuatrocientos sesenta y
ocho (5468). Luego de realizar los ciclos de completación se obtuvieron dos matrices de igual
tamaño (5468) con las cuales fue posible realizar la comparación.
5.3 Comparación entre catálogo de la Red Nacional y de la CSUDO.
En la figura 5.1 se aprecia el número de eventos por magnitud obtenidos por las diferentes
redes entre 1995 y el 2010. Como era de esperar, la red local de CSUDO tiene mayor cobertura
de aquellos eventos cuya magnitud es menor a 3. La mayor cantidad de eventos durante este
periodo de tiempo, corresponde a aquellos de magnitud entre 2 y 4, este comportamiento se
observa para ambas redes. La red de FUNVISIS tiene catalogado mayor cantidad de eventos que
el CSUDO (30 eventos más), esta diferencia se puede atribuir a que en muchas oportunidades
un evento que una red califica con cierta magnitud, la otra le asigna un valor diferente.
67
3000
2800
2600
2400
Número de eventos
2200
2000
1800
1600
1400
1200
1000
800
600
400
200
0
entre mag
2y3
entre mag
3y4
Eventos de funvisis
Menores a
magnitud
2
240
2718
1835
Mayores a
magnitud
4
244
Eventos de CSUDO
905
2931
1418
214
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.
5.3.1
Comparación de eventos semejantes de magnitud 4 o superior
En total se encontraron 217 eventos semejantes relacionados con magnitud 4 o superior, los
cuales al ser comparados con respecto a su localización y magnitud arrojaron los resultados de la
tabla 5.2. En dicha tabla se aprecia que existen diferencias en la localización hasta mayores a 100
km, gran parte de estos eventos (45 % aproximadamente) varían en localización entre 10 km
hasta 100 km; sin embargo, cerca del 50 % de los eventos tuvo una diferencia menor a 10 km en
su localización.
68
En muchos casos, se encuentra que para un evento catalogado como de magnitud 4 por
FUNVISIS, el CSUDO le asigna otro valor de magnitud o viceversa, al igual que la diferencia en
la localización, esto se debe a que ambas instituciones trabajan con modelos de corteza y señal de
estaciones diferentes una de la otra.
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.
a) Por número de eventos.
Diferencia
Latitud (n°)
Longitud (n°)
Profundidad (n°)
Diferencia
Magnitud (n°)
mayor a 100km
6
3
5
mayor a 1
46
entre 50-100km
14
12
22
entre 0,6-1
23
entre 20-50km
32
54
62
entre 0,4-0,6
36
entre 10-20km
52
41
45
entre 0,2-0,4
45
menor a 10km
113
107
83
menor a 0,2
67
b) Por porcentaje.
5.3.2
Diferencia
Latitud (%)
Longitud (%)
Profundidad (%)
Diferencia
Magnitud (%)
mayor a 100km
entre 50-100km
entre 20-50km
entre 10-20km
2.8
6.5
14.7
24
1.4
5.5
24.9
18.9
2.3
10.1
28.6
20.7
mayor a 1
entre 0,6-1
entre 0,4-0,6
entre 0,2-0,4
21.2
10.6
16.6
20.7
menor a 10km
52
49.3
38.3
menor a 0,2
30.9
Comparación de eventos semejantes entre magnitud 3 y 4
En total se encontraron 1151 eventos semejantes relacionados con magnitud entre 3 y 4, los
cuales al ser comparados con respecto a su localización y magnitud arrojaron los resultados de la
tabla 5.3, encontrándose que la mayoría de los eventos (aproximadamente el 55 %) tienen una
diferencia menor a 10 km; a mayor diferencia en la localización, menor es la cantidad de eventos.
69
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.
a) Por número de eventos.
Diferencia
Latitud (n°)
Longitud (n°)
Profundidad (n°)
Diferencia
Magnitud (n°)
mayor a 100km
20
8
3
mayor a 1
65
entre 50-100km
86
29
89
entre 0,6-1
66
entre 20-50km
168
145
196
entre 0,4-0,6
200
entre 10-20km
235
242
285
entre 0,2-0,4
264
menor a 10km
642
727
578
menor a 0,2
556
b) Por porcentaje.
5.3.3
Diferencia
Latitud (%)
Longitud (%)
Profundidad (%)
Diferencia
Magnitud (%)
mayor a 100km
1.7
0.7
0.3
mayor a 1
5.6
entre 50-100km
7.5
2.5
7.7
entre 0,6-1
5.7
entre 20-50km
14.6
12.6
17
entre 0,4-0,6
17.4
entre 10-20km
20.4
21
24.8
entre 0,2-0,4
22.9
menor a 10km
55.8
63.2
50.2
menor a 0,2
48.4
Comparación de eventos semejantes entre magnitud 2 y 3
A pesar de ser éste el intervalo de magnitud (entre 2 y 3) con mayor cantidad de eventos para
ambos catálogos (2718 para FUNVISIS y 2931 para el CSUDO), en total se encontraron sólo 693
eventos semejantes relacionados de magnitud igual o menor al intervalo seleccionado. Éstos, al
ser comparados con respecto a su localización y magnitud, arrojaron los resultados de la tabla
5.4, aquí se aprecia que cerca del 75 % de estos eventos tiene una diferencia en su localización
menor a 10 km
70
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.
a) Por número de eventos.
Diferencia
Latitud (n°)
Longitud (n°)
Profundidad (n°)
Diferencia
Magnitud (n°)
mayor a 100km
6
2
2
mayor a 1
16
entre 50-100km
27
7
18
entre 0,6-1
27
entre 20-50km
48
42
68
entre 0,4-0,6
72
entre 10-20km
75
100
111
entre 0,2-0,4
119
menor a 10km
537
542
494
menor a 0,2
459
b) Por porcentaje.
Diferencia
Latitud (%)
Longitud (%)
Profundidad (%)
Diferencia
Magnitud (%)
mayor a 100km
0.9
0.3
0.3
mayor a 1
2.3
entre 50-100km
3.9
1
2.4
entre 0,6-1
3.9
entre 20-50km
6.9
6
9.9
entre 0,4-0,6
10.4
entre 10-20km
10.8
14.3
16
entre 0,2-0,4
17.2
menor a 10km
77.5
78.4
71.4
menor a 0,2
66.2
5.4 Discriminación de eventos a relocalizar
Debido a que los eventos registrados por el CSUDO durante 1995-1999 no se encuentran en
formato SEISAN, se excluyen dichos eventos para la relocalización (37 pares de eventos). De las
formas de ondas solicitadas al CEDI las presentadas en la tabla 5.5 no se encuentran disponibles;
así mismo se encuentran en la tabla 5.6 las formas de onda no disponibles en el CSUDO, por lo
tanto no son han sido tomados en cuenta para la relocalización.
71
Tabla 5.5 Formas de onda solicitadas al CEDI no disponibles.
Año Mes
2000 4
2000 10
2001 3
2002 7
2002 11
2003 1
2008 2
2008 10
2008 11
2008 12
2010 8
2010 8
2010 9
2010 11
2010 12
Día
27
18
26
13
24
13
13
19
28
21
13
14
17
29
27
Hora Minuto Segundo Latitud Longitud Profundidad Magnitud
12
19
0
11.241 -62.039
83
3.8
14
8
0
10.923 -61.964
76.9
4
8
32
0
10.704 -62.361
69.3
3.4
7
42
0
10.926 -62.317
70.6
3.8
15
9
0
11.35
-62.682
31.5
4.4
5
29
0
11.146 -62.026
27.7
3.6
20
6
0
10.417 -62.189
24.6
4.9
19
42
0
10.765
-62.31
75.1
4
4
18
0
10.785 -62.261
52
4.1
12
55
0
10.558 -62.573
40.7
4.3
23
50
0
9.53
-62.715
28.1
4.5
8
40
0
11.299 -62.286
106
5
14
25
0
10.982 -62.153
18.9
3.9
2
13
0
10.915 -62.215
82.2
4
1
0
0
10.935 -61.515
18.5
4.5
Tabla 5.6 Formas de onda solicitadas al CSUDO no disponibles.
Año Mes
2003 10
2004 5
Día
2
14
Hora Minuto Segundo Latitud Longitud Profundidad Magnitud
5
49
0
10.536
-63.44
1.5
4.1
6
25
0
10.289
-62.15
37.2
4
5.5 Relocalización de eventos semejantes
Excluyendo los eventos no disponibles, se tomaron en cuenta para la relocalización 163 eventos
semejantes relacionados con magnitud 4 o superior. Se obtuvo la relocalización utilizando el
modelo de corteza de FUNVISIS y luego utilizando el modelo de corteza de CSUDO.
La localización de cada evento varía según el modelo de corteza que se ha introducido en el
programa. Todos los eventos a relocalizar han sido captados por la mayoría de las estaciones, lo
cual permitió tomar al menos cuatro estaciones y ubicar la fase de la onda S para la localización;
a mayor cantidad de estaciones utilizadas en la localización del evento, menor será el error
asociado.
Luego de la relocalización, hubo eventos cuyos errores de ubicación no cumplen con las
expectativas (errores de localización mayores a 20 km), lo cual sugiere que el modelo geológico
empleado no es el más adecuado para realizar su localización. Estos eventos se presentan en la
tabla 5.7.
72
Tabla 5.7 Eventos relocalizados que no cumplen las expectativas:
a) con el modelo de corteza utilizado por FUNVISIS.
Año
2000
2000
2001
2002
2002
2005
2005
Mes
1
11
12
3
4
12
12
Día
18
15
28
29
18
2
9
Hora
2
2
7
20
18
3
15
Minuto Segundo Latitud Longitud Profundidad
16
15
9.378 -62.227
161
9
43
10.056 -61.522
0
39
30
11.074 -64.377
15
22
38
10.206 -61.964
28.3
15
34
10.833 -64.541
15
30
40
10.779 -61.729
0.1
5
23
10.035 -62.210
0
b) con el modelo de corteza utilizado por CSUDO.
Año
2000
2001
Mes
1
12
Día
18
28
Hora
2
7
Minuto Segundo Latitud Longitud Profundidad
16
8
6.65
-63.229
15
39
5
10.318 -66.802
5.4
5.6 Comparación de la localización de eventos que surgieron del modelo de corteza de
FUNVISIS.
La ubicación de los eventos semejantes a relocalizar pertenecientes al catálogo de FUNVISIS
se presenta en la figura 5.2, luego de juntar las formas de ondas y relocalizar se obtiene la imagen
de la figura 5.3. Al comparar ambas imágenes se observa que la mayoría de los eventos se
concentra entre los -63° y -62° de longitud y entre los 10° y 11° de latitud, dibujando una línea
imaginaria en dirección S 40 N, en este sentido el área de deformación tiene un ancho de 100 km
al norte y sur de la Península de Paria. Luego de relocalizar se observa que disminuye la
dispersión de estos eventos en el área antes mencionada.
73
Figura 5.2. Mapa de la localización de los eventos de magnitud 4 pertenecientes al catálogo de
FUNVISIS antes de la relocalización.
Figura 5.3. Mapa de los eventos de magnitud 4 pertenecientes al catálogo de FUNVISIS
relocalizados.
74
Al analizar los sismos relocalizados en profundidad para este modelo de corteza, se observa que
los eventos a partir de 30 km hasta los más profundos se concentran entre la longitud -63° y .62°
y entre la latitud 10.8° y 11.5° (ver figura 5.4). Estos sismos se pueden asociar a la subducción
de la Placa del Atlántico por debajo de la Placa del Caribe.
En el perfil para la longitud se puede decir que la subducción ocurre en sentido oeste-este, con
un espesor aparente de 85 km. En el perfil para la latitud, la subducción ocurre en sentido surnorte, con un ángulo de subducción de 45° con respecto a la horizontal, y un espesor aparente de
66 km. Si se relacionan estos perfiles entre sí, se tiene que el espesor de la estructura es de 107
km.
Figura 5.4. Perfiles en profundidad de eventos relocalizados con el modelo e corteza de
FUNVISIS. a) Profundidad Vs Longitud; b) Profundidad Vs Latitud.
Estadísticamente, al comparar los eventos se observa que gran parte de estos, luego de la
relocalización tuvo una variación menor a 10 km (ver tabla 5.8). Existe un solo evento cuya
diferencia es mayor a 100 km en profundidad y otro en longitud que se presentan en la tabla 5.9.
75
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).
a) Por número de eventos.
Diferencia
Latitud (n°)
Longitud (n°)
mayor a 100km
entre 50-100km
entre 20-50km
entre 10-20km
menor a 10km
0
4
21
30
101
1
1
36
32
86
Diferencia
Latitud (%)
Longitud (%)
mayor a 100km
entre 50-100km
entre 20-50km
entre 10-20km
menor a 10km
0
2.6
13.5
19.4
64.5
0.6
0.6
23.2
20.6
55
Profundidad
(n°)
1
10
37
28
80
b) Por porcentajes.
Profundidad
(%)
0.6
6.5
23.9
18
51
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).
Año Mes Día Hora Minuto Segundo Latitud Longitud Profundidad
2008
4
7
6
42
39
8.224
-64,595
6.1
2006 10
29
1
55
57
12
-62
133
Diferencia > a 100km
en:
Longitud
Profundidad
5.7 Comparación de la localización de eventos que surgieron del modelo de corteza de
CSUDO.
En la figura 5.5 se presenta la ubicación de los eventos antes de ser relocalizados pertenecientes
al catálogo de CSUDO, luego de juntar las formas de ondas y relocalizar se obtiene la imagen de
la figura 5.6. Al comparar ambas imágenes se observa el mismo comportamiento que el
resultante con el modelo de corteza de FUNVISIS, es decir, hay una disminución de la dispersión
en la ubicación de los eventos entre los -63° y -62° de longitud y entre los 10° y 11° de latitud.
De igual manera, la ubicación de los eventos se concentra al norte de la Península de Paria, con
una orientación N 32 E. Luego de relocalizar se observa que el ancho de la deformación al norte
76
de la península es de unos 55.6 km de ancho aproximadamente, mientras que en el Golfo de
Paria alcanza hasta 100 km de ancho.
Figura 5.5. Mapa de la localización de los eventos de magnitud 4 pertenecientes al catálogo de
CSUDO antes de la relocalización.
Figura 5.6. Mapa de los eventos de magnitud 4 pertenecientes al catálogo de CSUDO
relocalizados.
77
Al analizar la nueva localización con este modelo de corteza en profundidad, se observa que los
eventos se ubican en forma de columna a partir de los 40 km de profundidad, entre -63° y -62° de
longitud y entre los 10.5° y 11° de latitud (ver figura 5.7).
Figura 5.7 Perfiles en profundidad de eventos relocalizados con el modelo de corteza del
CSUDO. a) Profundidad Vs Longitud; b) Profundidad Vs Latitud.
En ambos perfiles se observa dispersión de la tendencia general en la ubicación de los sismos.
El perfil en profundidad para la longitud muestra una estructura que puede estar asociada con la
subducción de la Placa del Atlántico por debajo de la Placa del Caribe, en sentido oeste-este, con
un espesor aparente de aproximadamente 85 km. En el perfil de profundidad para la latitud, se
observa una subducción en sentido sur-norte, con un buzamiento de 60°, con respecto a la
horizontal, y un espesor aparente de 91 km. Al relacionar estos perfiles entre sí se tiene que el
espesor de la estructura que subduce es de 125 km aproximadamente.
Si se compara este resultado con el arrojado con el modelo de corteza de FUNVISIS, se tiene
aquí a una estructura más ancha (125 km Vs 107 km) y con un ángulo de subducción más
pronunciado (60° Vs 45°). Se observa que el punto donde cambia la inclinación en la estructura
en profundidad, varía de acuerdo con la ubicación de la discontinuidad de Moho, es decir, el
modelo de corteza utilizado por FUNVISIS la tiene ubicada a 35 km de profundidad, mientras
que el modelo empleado por el CSUDO la tiene a 45 km, y es en ese punto donde se diferencia la
estructura de la subducción.
78
La mayor parte de los eventos luego de la relocalización tuvo una variación menor a 10 km
con respecto a su ubicación anterior (ver tabla 5.10). Existe un solo evento cuya diferencia es
mayor a 100 km en profundidad y dos en longitud y latitud que se presentan en la tabla 5.11. Al
comparar con la estadística para los eventos antes y después de relocalizar con el modelo de
corteza de FUNVISIS, los eventos relocalizados con el modelo de corteza del CSUDO
presentaron una mayor diferencia con respecto a su ubicación anterior.
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).
a) Por número de eventos.
Diferencia
mayor a 100km
entre 50-100km
entre 20-50km
entre 10-20km
menor a 10km
Latitud (n°)
2
10
26
41
76
Longitud (n°)
2
9
27
41
76
Profundidad (n°)
1
18
30
35
71
Latitud (%)
1.2
6.5
16.8
26.5
49
Longitud (%)
1.2
5.8
17.4
26.5
49.1
Profundidad (%)
0.6
11.6
19.4
22.6
45.8
b) Por porcentajes.
Diferencia
mayor a 100km
entre 50-100km
entre 20-50km
entre 10-20km
menor a 10km
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).
2004
8
29
1
38
0
9.55
-61.766
15
Diferencia > a 100km
en:
Latitud
2006
2
9
19
53
0
10.24
-62.365
25.5
Latitud
2005 12
2
3
30
0
10.703 -60.931
44.1
Longitud
2006
2
9
19
53
0
10.243 -62.365
25.5
Longitud
2008
4
4
6
56
0
11.79
23.7
Profundidad
Año Mes Día Hora Minuto Segundo Latitud Longitud Profundidad
-62.125
79
5.8 Comparación de la localización de eventos relocalizados.
Los eventos relocalizados con el modelo de corteza de FUNVISIS se comparan con los
relocalizados del modelo de corteza de CSUDO. Esta nueva comparación se realiza con un
menor número de eventos, que fueron los que finalmente se lograron relocalizar, obsérvese que la
diferencia entre ambos catálogos para la ubicación de los sismos, luego de relocalizar, ha
disminuido; un factor que ha podido influenciar en este resultado, es que se excluyeron de la
comparación a los eventos previos al año 2000, época para la cual se contaba con menor cantidad
de estaciones operativas, por lo tanto se tenía menor información. En la tabla 5.12 se presentan
los resultados, en dicha comparación solo hay dos eventos cuya diferencia en longitud ha sido
mayor a 100 km los cuales se presentan en la tabla 5.13.
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.
a) Por número de eventos.
Diferencia
Latitud (n°) Longitud (n°)
mayor a 100km
0
2
entre 50-100km
5
3
entre 20-50km
21
20
entre 10-20km
24
31
menor a 10km
105
99
Profundidad (n°)
0
9
33
49
64
b) Por porcentaje.
Diferencia
Latitud (%)
mayor a 100km
0
entre 50-100km
3.2
entre 20-50km
13.5
entre 10-20km
15.5
menor a 10km
67.8
Longitud (%)
1.3
1.9
12.9
20
63.9
Profundidad (%)
0
5.8
21.3
31.6
41.3
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.
Año Mes Día
2000 3
26
2000 6
20
Hora Minuto Segundo Latitud Longitud Profundidad Dif. > 100 km en:
7
13
32
10.490 -63.181
17.1
Longitud
13
29
13
10.803 -61.736
12.5
Longitud
80
5.9 Errores de ubicación para los eventos relocalizados.
A partir de los errores asociados a cada uno de los eventos, se obtuvieron diferentes mapas.
Los errores en la localización son principalmente atribuidos a las diferencias entre el modelo
geológico, empleado para hacer la localización, y la geología local real, en la cual hay cambios
laterales en las velocidades de propagación de las ondas.
1. Errores de la relocalización con el modelo de corteza de FUNVISIS.
a) Error de latitud: Se observan principalmente 3 zonas de altos valores de error, que son la
parte suroeste del estado Sucre y este de Anzoátegui, 11° y 12° de latitud en el mar Caribe
y entre el norte del estado Amazonas y el suroeste de Trinidad, siendo estas dos últimas
áreas con gran espesor de sedimentos (Ver figura 5.8); estas tres áreas tienen errores de
latitud de hasta 12 km. En promedio este error es de 5.72 km.
Figura 5.8 Mapa de contornos del error asociado a la latitud para eventos relocalizados con el
modelo de corteza de FUNVISIS.
81
b) Error de longitud: Este muestra los cambios laterales en la longitud de la geología local
con el modelo empleado. Los mayores errores nuevamente se encuentran localizados en
áreas de gran acumulación de sedimentos dentro de la zona de estudio, para este error
corresponden al oeste del estado Sucre, hacia el norte en el mar Caribe y entre el sureste
de Trinidad y el estado Delta Amacuro (Ver figura 5.9). En promedio tiene un error de
longitud de 5.8 km.
Figura 5.9 Mapa de contornos del error asociado a la longitud para eventos relocalizados con el
modelo de corteza de FUNVISIS.
82
c) Error de profundidad: Estos errores abarcan mayores áreas en comparación con los
causados por longitud y latitud, en parte esto ha sido causado ya que en el momento de
relocalizar el sismo tuvo mayor importancia disminuir los errores de latitud y longitud que
los asociados por la profundidad (ver figura 5.10). Se observa la misma tendencia de los
altos errores (12 km) en el suroeste del estado Sucre y este del estado Anzoátegui, al
norte del estado Sucre en el mar Caribe, y al sureste de Trinidad; además, surge una nueva
zona, con alto error de profundidad, localizada al noreste de la Península de Paria. El
error promedio en profundidad es de 7.06 km.
Figura 5.10 Mapa de contornos del error asociado a la profundidad para eventos relocalizados
con el modelo de corteza de FUNVISIS.
83
d) RMS: En promedio el valor de RMS es 0.36, el cual representa un valor aceptable. Los
valores más altos (mayor a 0.5) se encuentran ubicados en tres zonas que son al centrooeste del estado Monagas, al norte en el mar Caribe y al sureste del Trinidad, estas áreas
coinciden en parte, con las tendencias de error en la localización (latitud, longitud y
profundidad); en menor medida, también se presentan altos valores de RMS en una franja
sentido noreste-suroeste en el golfo de Paria, entre el estado Sucre y Trinidad (ver figura
5.11).
Figura 5.11 Mapa de contornos del valor RMS para eventos relocalizados con el modelo de
corteza de FUNVISIS.
Tanto la distribución de errores como de valores RMS, se encuentran íntimamente ligados a las
diferencias entre el modelo geológico real y el introducido dentro del programa como base para
calcular la localización de los sismos. Además, los errores son influenciados por la geometría de
la adquisición de los datos sismológicos, es decir de la distribución de las estaciones en el
terreno.
84
2. Errores de la relocalización con el modelo de corteza de CSUDO.
a) Error de latitud: Presenta los mayores errores en Trinidad (hasta 10 km), una posible
explicación es que se encuentra en el límite de la zona de estudio, por lo que no se cuenta
con suficiente información sobre dicho lugar; el delta del Orinoco tiene errores de hasta
8 km, esta zona tiene gran espesor de sedimentos, lo cual puede afectar la trayectoria de
las ondas sísmicas (ver figura 5.12). Presenta buenos resultandos (menos a 5 km) para la
mayor parte del territorio en estudio, en promedio tiene una valor de 4.8 km, siendo
0.9 km menor al mismo error resultante de la localización con el modelo de corteza de
FUNVISIS.
Figura 5.12 Mapa de contornos del error asociado a la latitud para eventos relocalizados con
el modelo de corteza de CSUDO.
85
b) Error de longitud: Presenta los errores más altos entre el suroeste de Trinidad y norte del
estado Delta Amacuro; al sur de la ciudad de Cumaná se ve un suave incremento del
valor de estos errores (hasta 7 km), mientras que al sureste de Delta Amacuro se van
incrementando progresivamente, posiblemente debido a que en dicha zona no cuenta con
mayor información (ver figura 5.13). Si comparamos esta imagen con la resultante de la
distribución de errores de longitud para el modelo de corteza empleado por FUNVISIS, se
mantiene la tendencia de altos errores al suroeste del estado Sucre. En promedio este error
es de 4.4 km, siendo 1.4 km menor al mismo error resultante de la localización con el
modelo de corteza de FUNVISIS.
Figura 5.13 Mapa de contornos del error asociado a la longitud para eventos relocalizados con
el modelo de corteza de CSUDO.
86
c) Error de profundidad: los mayores errores se encuentran en el estado Monagas,
proyectándose hacia el sur del estado Sucre, siendo este territorio compuesto por
sedimentos espesos que rellenan la cuenca. En menor proporción se observan altos
valores de este error en la costa norcentral del estado Sucre y al norte de Trinidad,
presentándose, en esta última, un aumento consecutivo en dirección noreste en el mar
Caribe (ver figura 5.14). El promedio de este error es 5.68 km, el cual es 1.38 km menor
al mismo error resultante de la localización con el modelo de corteza de FUNVISIS.
Nuevamente se tiene que los errores de localización en profundidad son mayores que los
encontrados para latitud y longitud, como ya se había dicho, este fenómeno se debe en
parte, a que la disminución de los errores para latitud y longitud prevalecen sobre los de
profundidad.
Figura 5.14 Mapa de contornos del error asociado a la profundidad para eventos relocalizados
con el modelo de corteza de CSUDO.
87
d) RMS: En promedio el valor de RMS corresponde a 0.28. Los mayores valores (mayor a
RMS=0.5) corresponden al centro-este del estado Sucre, y a la península de Araya en el
estado Sucre. En menor proporción hay valores altos en una franja entre la costa norte del
estado Sucre y la isla de Margarita, en sentido este-oeste, y otra franja en sentido norte-sur
en el estado Anzoátegui, estas zonas se corresponden a áreas con gran concentración de
sedimentos (ver figura 5.15).
Figura 5.15 Mapa de contornos de valores de RMS para eventos relocalizados con el modelo
de corteza de CSUDO.
Al comparar los valores de RMS obtenidos con el modelo de corteza utilizado por CSUDO, con
el resultado obtenido para la distribución de RMS con el modelo de corteza empleado por
FUNVISIS, se aprecia que el primero posee menores valores asociados a esta variable (0.08
unidades menor al comparar los promedios). Se recuerda que el valor RMS es una posible
estimación del error de la llegada de las fases en una estación, y al igual que los errores en
localización (latitud, longitud y profundidad), este se ve afectado por la desviación, entre el
modelo geológico real y el teórico, de la trayectoria que toman los diferentes frentes de ondas.
88
A pesar de que el modelo de velocidades utilizada en el CSUDO está diseñado para el área
costera, da menores errores que el modelo empleado por FUNVISIS, a lo largo de la región
compuesta por los estados Monagas y Anzoátegui. Este comportamiento es causado por la
ubicación de la discontinuidad de Moho en los modelos; FUNVISIS tiene ubicado el límite entre
la corteza y el manto a 35 km, mientras que el CSUDO lo tiene a 45 km, siendo este último el que
más se asemeja a la realidad.
En base a la distribución de los diferentes errores y al valor RMS, se considera que el modelo
que menor cantidad de errores emite es el utilizado por el CSUDO, por lo tanto el catálogo
recomendado a utilizar es el resultante de los eventos analizados con el modelo de corteza del
CSUDO.
5.10
Eventos Someros
Luego de relocalizar con ambos modelos de corteza, se seleccionan los eventos someros
(relacionados con 20 km o menos de profundidad) arrojados por cada modelo; se obtuvieron 59
eventos someros del modelo de corteza de FUNVISIS y 28 del modelo de corteza del CSUDO
(ver tabla 5.14).
Tabla 5.14. Eventos someros provenientes de cada modelo de corteza
Modelo de corteza
Eventos Profundos
Eventos Someros
Total
FUNVISIS
96
59
155
CSUDO
127
28
155
Al juntar los eventos someros se obtiene un total de 61, con estos se realiza la comparación de
la ubicación obtenida por cada modelo de corteza. En la tabla 5.15 se encuentra dicha
comparación, nuevamente se tienen 2 eventos con diferencia mayor a 100 km, los cuales son los
mismos que los encontrados en la tabla 5.13, referente a eventos cuya diferencia es mayor a
100 km al comparar todos los eventos provenientes de la relocalización.
89
Tabla 5.15. Estadística sobre la variación en la localización de los eventos someros (relacionados
con 20 km o menos), provenientes de cada modelo de corteza.
a) Por número de eventos.
Diferencia
Latitud (n°)
Longitud (n°)
Profundidad (n°)
mayor a 100km
entre 50-100km
entre 20-50km
entre 10-20km
menor a 10km
0
3
9
9
40
2
2
7
7
43
0
6
11
22
22
b) Por porcentaje.
Diferencia
mayor a 100km
entre 50-100km
entre 20-50km
entre 10-20km
menor a 10km
Latitud (%)
0
4.8
14.8
14.8
65.6
Longitud (%)
3.3
3.3
11.5
11.5
70.4
Profundidad (%)
0
9.8
18
36.1
36.1
En la figura 5.16, se presenta la distribución de RMS con el modelo de corteza de
FUNVISIS, para los eventos someros seleccionados. Aún continúa la misma tendencia
observada durante el análisis de RMS para todos los eventos, este resultado se puede atribuir
a dos factores, el primero es la ya mencionada discrepancia entre el modelo geológico real y
el modelo geológico empleado, ya que se está imponiendo un modelo ideal de capas planas a
un sistema geológico cuyas características varían lateralmente, tanto en superficie como en
profundidad; el segundo factor que influencia este resultado es la geometría de la ubicación
de las estaciones. El valor promedio para RMS es de 0.4.
90
Figura 5.16. Mapa de contornos de la distribución de RMS con el modelo de corteza de
FUNVISIS para eventos someros.
El mapa para la distribución de valores RMS con el modelo de corteza del CSUDO,
muestra un aumento de las zonas con alto RMS, siendo el promedio para los eventos someros
de 0.29 (ver figura 5.17). Los primeros 20 km desde la superficie en la corteza, se ven más
afectados por las diferentes estructuras que se encuentran cercanas a la superficie, como lo
son las cordilleras que atraviesan la zona de estudio y el relleno sedimentario de las cuencas.
Para este caso los mayores valores se concentran en la parte central del estado Sucre,
proyectándose hacia el norte, en el mar Caribe, y hacia el sur, hasta el estado Monagas.
91
Figura 5.17. Mapa de contornos de la distribución de RMS con el modelo de corteza de
CSUDO para eventos someros.
Luego de comparar la distribución de valores RMS para eventos someros usando ambos
modelos, se obtiene que aún existe la misma tendencia de distribución de errores, por tanto
estos
se
deben
a
la
diferencia
entre
los
modelos
teóricos
y
reales.
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
A partir de los resultados del estudio realizado se pueden realizar las siguientes conclusiones:
 El CSUDO tiene mejor cobertura para eventos de magnitud menores a 3 y 2.
 La diferencia de localización entre los catálogos se basa en el modelo de corteza utilizado
y el conjunto de formas de ondas empleados.
 Si bien, el modelo de corteza de FUNVISIS es más simple, el modelo de corteza de
CSUDO ha demostrado ser el que mejor respuesta aporta, en base a la distribución de
errores asociados a los eventos trabajados y menores valores para el RMS
(0.28 versus 0.36).
 En base al análisis de los perfiles de profundidad, el que mejor resultado arroja, son
aquellos eventos provenientes de la relocalización con el modelo de corteza de
FUNVISIS, ya que este presenta una mejor distribución, mientras que el modelo de
CSUDO presenta una mayor dispersión de los mismos.
 Para el modelo de corteza de FUNVISIS, los mayores valores de RMS y de errores de
localización se concentran en mayor parte al sur de la ciudad de Cumaná, al norte del
estado Sucre en el mar Caribe, y al sureste de Trinidad.
 Las zonas con altos errores y valores de RMS para el modelo de corteza de FUNVISIS se
corresponde con las zonas donde los sedimentos tienen mayor espesor.
 Los eventos aquí estudiados se concentran principalmente en la parte norte
de la
Península de Paria con una orientación noreste-suroeste.
 De acuerdo con los perfiles en profundidad para ambos modelos, estos eventos se pueden
ser consecuencia del proceso de subducción de la placa tectónica del Atlántico por debajo
de la placa tectónica del Caribe, en dirección noreste-suroeste.
 Para los eventos someros, la tendencia de errores de RMS se mantienen.
.
93
Algunas recomendaciones para trabajo futuros:
 Pasar a formato SEISAN a aquellos eventos pertenecientes a la red local del CSUDO
entre los años 1995 y 2000.
 Incorporar en el estudio las formas de onda perteneciente a la red sismológica de Trinidad
y Tobago de manera tal que se pueda disminuir el RMS y los errores dentro del golfo de
Paria.
 Incorporar las formas de onda de los eventos no disponibles para el momento del estudio
pertenecientes tanto FUNVISIS como a CSUDO.
 Ampliar este estudio para eventos de magnitud 3.
 Hacer un estudio más exhaustivo del modelo geológico para esta zona y de la zona de
subducción.
 Hacer una mejor correlación de los eventos analizados con las fallas del sistema.
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