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. REFERENCIAS Alsaker, A., Kvamme, L.B., Hansen, R.A., Dahle, A. y Bungum, H. 1991. The ML scale in Norway. Bull. Seism. Soc. Am., 81, pp. 379-398. Audemard, F., 1999a. Nueva percepción de la sismicidad histórica del segmento en tierra de la falla El Pilar, Venezuela nororiental, a partir de primeros resultados paleosísmicos, VI Cong. Venez. de Sismología e Ing. Sísmica, Mérida, extended abstract, CD format 10 pp. Audemard, F., 1999b. El sismo de Cariaco del 9 de Julio 1997. Edo. Sucre, Venezuela: Nucleación y propagación de la ruptura a partir de observaciones geológicas, VI Cong. Venez. de Sismología e Ing. Sísmica, Mérida, extended abstract, CD Format, 19 pp. Audemard, F.A., M. Machette, M., Cox, J., Dart, R., Haller, K. (2000). Map and Database of Quaternary Faults in Venezuela and its Offshore Regions. US Geological Survey Open-File Report 00-0018. Include map at scale 1:2,000,000 and 78-page report. Audemard, F., 2007. Revised seismic history of the El Pilar fault, Northeastern Venezuela, from the Cariaco 1997 earthquake and recent preliminary paleoseismic results. J. Seismol, DOI 10.1007/s10950-007-9054-2 Baumbach, M., Grosser, H., Romero, G., Rojas, J.L., Sobiesiaka, M., Welle, W., 2004. Aftershock pattern of the July 9, 1997 Mw=6.9 Cariaco earthquake in Northeastern Venezuela. Tectonophysics 379, 1 –23. Beltrán, C., y Giraldo, C., 1989. Aspectos neotectónicos de la región nororiental de Venezuela. Memorias VII Congreso Geológico Venezolano. Barquisimeto, Tomo III, 999-1021 Bormann, P., 2002. New Manual of Seismological Observatory Practice (NMSOP Geo Forschungs Zentrum Potsdam, pp 1252. Boucher, C. Altamini, Z., Sillard, P., 1999. The 1997 International Terrestrial Reference Frame (ITRF-97), Nota técnica # 27. Paris, Observatorio de Paris. Case, J., MacDonald, W. y Fox, P., 1990. Caribbean crustal provinces; seismic and gravity evidence. The Caribbean Region. Geol. Soc. Am., Boulder, Colorado, pp. 15–36. CSUDO, 2009. Boletín de sismos obtenidos por la Red Sismológica de la Región NorOriental de Venezuela en el primer trimestre del año 2009. Bol0109. Franke, M., 1994. Seismotektonik und seismische Gefährdung in Nordost-Venezuela abgeleitet aus mikroseismischen Messungen. Berichte aus dem Zentrum für Meeres- und Klimaforschung (Institut für Geophysik, Hamburg, Germany), C (3), 100 pp. Franke, M., Quijada, E., Muñoz, M. y Villaseñor A. 1993. Microsismicidad y amenaza sísmica en la región nororiental de Venezuela. Memorias del VIII Seminario Latinoamericano de Ingeniería Sismoresistente y Primeras Jornadas Andinas de Ingeniería Estructural, 5-8 de julio de 1993, Mérida-Venezuela. FUNVISIS, 2002. La Investigación Sismológica en Venezuela. Caracas, Venezuela. pp 118 González de Juana, C., Iturralde, J. y Picard, X., 1980. Geología de Venezuela y sus Cuencas Petrolíferas. Caracas, Venezuela. Tomo I, pp 1001. 95 González, J., Schmitz, M., Audemard, F., Contreras, R., Mocquet, A., Delgado, J. y De Santis, F. 2004. Site effects of the 1997 Cariaco, Venezuela earthquake. ENGEO-02223, pp 1-35 Grases, J., Altez, R. y Lugo, M. 1999. Catálogo de sismos sentidos o destructores. Venezuela. 1530–1998, Academia de Ciencias Físicas, Matemáticas y Naturales/Facultad de Ingeniería Universidad Central de Venezuela, Editorial Innovación Tecnológica. Grosser, H., Rietbrock, A., Baumbach, M., Romero, G., Rojas, J. 2001. Seismic Tomography in the Aftershock Region of the Cariaco Earthquake 1997, EOS Trans., AGU, 82(47), Fall Meet. Suppl., Abstract S32E- 03. Havskov, J. And L. Ottemoeller, L. 1999. Electronic Seismologist - SEISAN Earthquake Analysis Software, Seism. Res. Lett., 70, 532 – 534. Havskov, J., Ottemöller, L. y Voss P. 2011. Introduction to SEISAN and Computer exercises in processing earthquake data. Hutton, L. K. y Boore, D. 1987. The ML scale in Sourthen California, Bull. Seism, Soc. Am. 77, 2074 – 2094. Kennett, B.L.N., y Engdahl, E.R. 1991. Traveltime location and phase identification, J. Geophys. Int. 105, 429-465. for global earthquake Lienert, B.R., Berg, E. y Frazer, L.N. 1986. Hypocenter: An earthquake location method using centered, scaled, and adaptively least squares. Bull. Seism. Soc. Am., 76., pp 771-783. Malave, C., 1999. Determinación de una Relación de Magnitud Local Usando la Duración de la Señal Sísmica. Universidad de Oriente. Russo, M. y Speed, R. 1992. Oblique collision and tectonic wedging of the south American continent and Caribbean terranes. Geology 20, 447– 450. Russo, M., Speed, R. y Okal, E. 1993. Seismicity and tectonics of the Southeastern Caribbean. Journal of Geophysical Research, Vol. 98, No. B8, pag 14,299-14,319.. Schmitz, M., Alvarado, L. and Lüth, S., 2005. The velocity structure of the Cariaco sedimentary basin, northeastern Venezuela, from shallow wide-angle seismic data. J. South Am. Earth Sciences, Vol. 18(2), 89-10 Sobiesiak, M., Alvarado, L., Vásquez, R. 2005. Recent seismicity in northeastern Venezuela and tectonic implications. Revista de la Facultad de Ingeniería de la U.C.V., Vol. 20, N° 4. Suppe, J. 1985. Principles of structural geology. Prentice Hall. Englewood Cliffs. pp 537. Vierbuchen, R.C., 1984. The geology of the El Pilar fault zone and adjacent areas in northeastern Venezuela. In: Bonini, W.E., Hargraves, R.B., Shagam, R. (Eds.), The Caribbean –South America boundary and regional tectonics. Geol. Soc. Am.,Memoir 162. Boulder, CO, pp. 189– 212. Weber J.C., Dixon, T.H., DeMets, C.A., Ambeh, W.B., Jansma, P., Mattioli, G., Saleh, J., Sella, G., Bilham, R., Pérez, O., 2001. GPS estimate of relative motion between the Caribbean and South American plates, and geologic implications for Trinidad and Venezuela. Geology 29, 75– 78. Referencias Electrónicas FUNVISIS, 2011, ¿Quiénes somos?, Pagina consultada en Diciembre, 2011, Disponible en www.funvisis.gob.ve.