Introducción

A la escala del país, la región nororiental venezolana se caracteriza por ser la de mayor actividad sísmica en tiempos recientes, tal como lo evidencia cualquier catálogo sísmico instrumental, sea aquel generado a partir de redes nacionales, como el de FUNVISIS (e. g., ^{Audemard, 2002}; ^{Audemard et al., 2005}, ²⁰¹⁹), o de redes internacionales, cuyos catálogos pueden ser visitados en portales de agencias internacionales en línea (e. g., el National Earthquake Information Center -NEIC- del United States Geological Survey -USGS-, el International Seismological Center -ISC-, entre otras). Esta sismicidad instrumental ha sido evidentemente mejor conocida, caracterizada y catalogada desde la implementación de la primera red de estaciones sismológicas de cobertura nacional (Red de Estaciones Sismológicas de Venezuela de Apertura Continental -RESVAC-), en el año 1983; a pesar de estar constituida por sólo 20 estaciones sismológicas corto período, la cual disfrutó de una sustancial mejora tecnológica a inicios del siglo XXI con el proyecto de ampliación y modernización preparado para 1998, e implementado en el período 2000-2002, el cual contenía una red moderna de transmisión satelital en tiempo real de 35 estaciones, banda ancha de 3 componentes, distribuidas a lo largo y ancho del país (^{Orihuela, 2007}), aunque con una densificación mayor a lo largo de la frontera de placas descrita por numerosos autores (e. g.,^{Audemard et al., 2000}, ²⁰⁰⁵, ²⁰⁰⁶; ^{Audemard, 2002}). Esta nueva red, como señalan ^{Palma et al. (2010)}, asegura una mejor cobertura azimutal que no solo reduce el umbral de detección de los sismos y mejora los cálculos de los parámetros tradicionales del foco - tiempo origen, localización hipocentral y magnitud-, sino que facilita la determinación del mecanismo focal del evento sísmico, información que refleja el posible mecanismo de ruptura de la falla en el foco.

La rápida visualización de cualquier representación cartográfica de dicha sismicidad instrumental, además de establecer que la sismicidad se concentra a lo largo de las zonas de relieves significativos del territorio, que a su vez se asocian a los más importantes accidentes tectónicos activos del país (^{Audemard et al., 2000}, ²⁰⁰⁵, ²⁰⁰⁶), permite apreciar que la actividad sísmica se concentra bajo la forma de grandes centros o focos, tanto a escala nacional (^{Audemard et al., 2005}) como local (^{Audemard et al., 2019}; Figuras 1 y 2). La más grande de estas nubes de actividad sísmica, aquella ubicada al norte de la península de Paria, es de profundidad intermedia (entre -60 y menos de -200 km), tal como lo puso en evidencia ^{Audemard et al. (2019)}, por intermedio de una simple comparación entre sus figuras 2 (toda sismicidad confundida) y 3 (solo menores a 25 km de profundidad).

Esta sismicidad intermedia, al Norte de la península de Paria (Figura 2), ha sido regularmente vinculada a un desgarre litosférico de la losa oceánica atlántica adherida al continente sudamericano, en su proceso de subducción por debajo de la placa Caribe (^{Russo y Speed, 1992}; ^{VanDecar et al., 2003}; ^{Sobiesiak et al., 2005}; ^{Clark et al., 2008}; ^{Levander et al., 2014}; ^{Lugo y Audemard, 2021}), que lleva a su vez al desprendimiento del manto litosférico de la corteza continental sudamericana (^{VanDecar et al., 2003}; ^{Bezada et al., 2010}; ^{Levander et al., 2014}). Se puede señalar que la orientación NE-SO de dicha sismicidad intermedia, subparalela a las isóbatas de la losa de subducción propuestas por ^{VanDecar et al. (2003)}, correspondería particularmente con la terminación nororiental de dicho desgarre, tal como fue visualizado por ^{Clark et al. (2008)}, que indicaron que este proceso está actualmente en curso y sísmicamente activo en tal terminación o STEP (Subduction to Transform Edge Propagator, por sus siglas en inglés). Gran parte de esta sismicidad ronda alrededor del centenar de kilómetros de profundidad (Figura 2); y a diferencia de una familia de sismos más someros que responden a fallamiento normal por flexión de placas (fallas por momento flector; solución 16 de ^{Audemard y Castilla, 2016}), esta sismicidad responde a compresión NOSE (ver solución 15 de ^{Audemard y Castilla, 2016}), y muchos de los mecanismos focales que componen esta solución resultan tener movimiento oblicuo con componente subordinada de rumbo, lo cual aparenta ser coherente con modo de ruptura III (desgarre).

Por el contrario, tal como ha sido expresado por^{Audemard et al. (2019)}, las otras "nubes" de sismicidad expuestas en su Figura 3 están restringidas a la corteza, y están contenidas en los primeros 25 kilómetros de profundidad (Figura 1). La presente investigación más bien se centra en cómo los sismos de foco de profundidad intermedia (en el rango -60 a -300 km), ubicados al norte de la península de Paria, aunque más particularmente aquellos ubicados en el rango entre -45 y -150 km y de magnitud Mw 5,0 o superiores, son percibidos en las márgenes septentrionales de afloramiento del cratón de Guayana, específicamente en los centros poblados de la margen sur del río Orinoco (entiéndase Ciudad Guayana, compuesta por la conurbación Puerto Ordaz-San Félix, y Ciudad Bolívar). La atención o curiosidad científica del primer autor fue incitada por la distribución de las intensidades reportadas por la población durante encuestas realizadas de manera presencial, debido al sismo del 4 de octubre de 2000 de magnitud Mw 5,8 y profundidad focal de 113 km. Al respecto, la representación cartográfica de las intensidades recolectadas, construida por ^{Lotuffo y Molina (2003)}, asemejaba literalmente a un "par de huevos fritos", con 2 centros de intensidades máximas bien definidos: uno cercano al epicentro instrumental en cercanías a la península de Paria, mientras el segundo se ubicaba en Puerto Ordaz-Ciudad Bolívar. Tal mapa de intensidades construido en escala MMI desafortunadamente nunca fue publicado. Históricamente, hay un sismo que presenta características similares: el sismo del 21 de octubre de 1766, el cual será discutido ampliamente.

Figura 1 Sismicidad instrumental somera, menor a 25 km de profundidad, del oriente venezolano, para la ventana temporal enero 2000 a diciembre 2023, toda magnitud confundida (Catálogo FUNVISIS). Se puede observar, a pesar de existir una sismicidad cortical distribuida, que esta tiende a estar en nubes de epicentros a lo largo de las fallas principales (FB: Falla Bohordal; FEP: Falla El Pilar; FES: Falla El Soldado; FLB: Falla Los Bajos; SFGSJ: Sistema de Fallas del Graben del San Juan), como indica ^{Audemard et al. (2019)}. De particular interés resulta la nube en la extremidad occidental del sistema inverso Tunapuy-Arima (de vergencia sur y tangente a las poblaciones de Güiria y Macuro asentadas en la península de Paria), en su confluencia con FEP, así como en la confluencia FEP con las fallas de orientación NO-SE (FB, FES y FLB). Mapa de fallas cuaternarias según ^{Beltrán (1994)} y ^{Audemard et al. (2000)}. El recuadro rojo en el mapa inserto en la esquina superior derecha señala la ubicación relativa de la zona de estudio. 

Figura 2 Sismicidad instrumental entre 35 y 300 km de profundidad (esencialmente en el rango intermedio: 60-300 km), del oriente venezolano, para la ventana temporal enero 2000 a diciembre 2023 (catálogo FUNVISIS), desagregada según la escala de colores provista. Se puede observar, a pesar de existir una sismicidad distribuida de entre 35 y 100 km de profundidad, esencialmente al Este del Sistema de Falla del Graben del San Juan (SFGSJ), que ésta tiende a estar bajo la forma de una prominente nube de sismicidad de forma elíptica de eje mayor NE-SO, de igual orientación que la extremidad sur de la losa de subducción bajo las Antillas menores, como indica ^{Audemard et al. (2019)}. Esta sismicidad intermedia profundiza hacia el NE, aunque es más bien subvertical bajo la península de Paria. Mapa de fallas cuaternarias según ^{Beltrán (1994)} y ^{Audemard et al. (2000)}. 

Con el advenimiento de la generación de los mapas de intensidades sísmicas a partir de encuestas llenadas remotamente por la población en portales creados para tal fin por diversos institutos de observación sismológica (internet intensity map en inglés), tales como el USGS o FUNVISIS, ahora es posible detectar que este fenómeno es más frecuente de lo pensado, lo cual es uno de los objetivos del presente trabajo, así como plantear una justificación física igualmente viable, aunque diferente al contraste de impedancia ya avanzado por algunos autores. Por último, también se desea hacer un llamado de atención en las connotaciones que tendría tal comportamiento (de los efectos de los sismos de profundidad intermedia asociados al desgarre de la losa de subducción del Atlántico) sobre las vigentes normas de construcción sismorresistente para la región del norte del escudo de Guayana, supuestamente alejada en un mínimo de unos 250 km de la frontera tectónicamente activa, lo que representa una significativa amenaza para la población y sus construcciones.

Marco geodinámico

La tectónica activa de Venezuela debe ser relacionada con la interacción entre las placas Caribe, Suramérica y Nazca, e igualmente con otros bloques continentales de menores dimensiones entrampados entre las placas antes indicadas, donde esta interacción varía dramáticamente del Este hacia el Oeste (e. g., ^{Audemard et al., 2000}, ²⁰⁰⁵, ²⁰⁰⁶; ^{Audemard, 2002}, ²⁰⁰³).

La falla El Pilar (FEP; Figuras 1 y 2), en conjunto con otras fallas como Boconó, San Sebastián, los Bajos-El Soldado y/o Warm Springs, conforma un gran sistema transcurrente dextral (e. g., ^{Rod, 1956}; ^{Molnar y Sykes, 1969}; ^{Minster y Jordan, 1978}; ^{Pérez y Aggarwal, 1981}; ^{Stéphan, 1982}; Aggarwal, 1983; ^{Schubert, 1984}; ^{Soulas, 1986}; ^{Beltrán y Giraldo, 1989}; ^{Singer y Audemard, 1997}; ^{Audemard et al., 2000}, ²⁰⁰⁵; ^{Pérez et al., 2001a}, ^2001b; ^{Weber et al., 2001}; ^{Audemard, 2006}, ²⁰⁰⁹, ²⁰¹¹, ²⁰¹⁴, entre muchos otros), que facilita el movimiento relativo dextral entre las placas Caribe y Suramérica. No obstante, esta frontera de placas no está representada por un accidente tectónico único (e. g., ^{Soulas, 1986}; ^{Beltrán, 1994}) y más bien es una franja de deformación transpresiva (de hecho, transcurrente-compresiva), en el oriente venezolano, de más de 100 km de ancho (^{Audemard, 1993}, ¹⁹⁹⁸, ²⁰⁰²; ^{Singer y Audemard, 1997}; ^{Audemard et al., 2000}, ²⁰⁰⁵, ²⁰⁰⁶; Audemard y Castilla, 2016; ^{Lugo y Audemard, 2021}; Figura 3); una zona de frontera de placas o PBZ (Plate Boundary Zone por sus siglas en inglés).

De hecho, la PBZ en el Este de Venezuela incluye una franja ancha, de hasta unos 250 km, entre el corrimiento de la Blanquilla al Norte y los corrimientos frontales de la serranía del Interior al Sur (Figuras 3 y 4). Este borde de placas acomoda partición de deformaciones, la cual se extiende desde los Andes de Mérida en el Oeste, donde la partición ocurre entre la falla dextral de Boconó en posición axial y los corrimientos frontales y el acortamiento transversal de la cadena merideña (^{Audemard y Audemard, 2002}). En el centro del país, este mecanismo de deformación se reparte entre el acortamiento transverso acomodado por el cinturón de deformación surcaribeño al Norte, los corrimientos frontales de las napas Caribe al Sur y el levantamiento de las serranías de la región central, mientras la transcurrencia dextral ocurre en gran medida tanto sobre el propio cinturón surcaribeño -considerado por mucho tiempo como solo un accidente contractivo- como las típicas fallas de rumbo de San Sebastián y La Victoria y otras fallas menores (i. e., Riedels sintéticos). Por su parte, en el oriente venezolano, el acortamiento transverso de orientación NNO-SSE (e. g., Audemard et al., 2005; Audemard y Castilla, 2016; ^{Reinoza et al., 2020}) ocurre desde el Norte en el corrimiento de vergencia norte de la Blanquilla (con placa Caribe subductando) hasta los corrimientos frontales de la serranía del Interior (e. g., Pirital) al Sur, mientras la transcurrencia dextral ocurre a lo largo de FEP por lo esencial (Figura 4).

Al respecto, tal como lo resume ^{Audemard (2009)}, a pesar que muchos autores han considerado al sistema transcurrente dextral de Boconó-San Sebastián-El Pilar como el límite de placa en transformación (e. g.,^{Hess y Maxwell, 1953}; ^{Schubert, 1979}; ^{Stéphan, 1985}; ^{Pérez et al., 2001a}, ^2001b), otros afirman que la deformación está distribuida sobre una franja ancha de un centenar de kilómetros o más, una PBZ, donde se ha interpretado una estructuración en orógeno flotante en los Andes de Mérida (Audemard, 1991; ^{Jácome, 1994};Audemard y Audemard, 2002; ^{Chacín et al., 2005}; ^{Monod et al., 2010}; ^{Rondón, 2016}; ^{Ávila-García et al., 2022}), a través de la cuenca de Falcón (^{Porras, 2000}), y en Venezuela nororiental (^{Ysaccis, 1997}; Ysaccis et al., 2000; Figuras 3 y 4). Ello implica que la frontera de placas del norte de Suramérica en territorio venezolano está por definición flanqueada tanto por una subducción tipo A como por una B en toda su extensión (Figura 3). Y, de manera particular, el extremo más oriental de este ancho cinturón particionado (Figura 4) evoluciona en un típico STEP según la acepción, por ejemplo, de ^{Govers y Wortel (2005)}, con la presencia de desgarres litosféricos.

Figura 3 Modelo 3D del contacto entre el Caribe suroriental y las placas sudamericana y atlántica (SAA), donde la colisión y acreción del extremo sur del Gran Arco Caribeño (GAC) contra la litosfera del norte de Suramérica disparó delaminación del borde continental y ascenso astenosférico térmico y levantamiento tectónico (tomado de ^{Lugo y Audemard, 2021}). La línea de costa del norte de Venezuela ha sido dibujada en blanco para referencia geográfica. El bloque 1 muestra el orógeno flotante desde la península de Paraguaná hacia el Este, hasta lo que estos autores infieren como la falla de transferencia de Tobago (COB). Existe una compleja interacción entre las placas Caribe y SAA, donde la Caribe subduce hacia el Sur bajo SAA, mientras ésta obduce al Este encima de la misma al Sur de Trinidad, por lo que se requiere invocar una falla de desgarre a niveles corticales. A diferencia de los autores presentes, ^{Audemard et al. (2019)} ha propuesto que esta frontera debe ubicarse bajo las fallas Bohordal-El Soldado-Los Bajos en el golfo de Paria y al Oeste de Trinidad. Igualmente, estos autores del modelo postulan que la subducción del Caribe más oriental al Norte de la plataforma de Margarita y al Este del sistema de transferencia de Margarita requiere de otro sistema de transferencia para acomodar la subducción de la placa Atlántica bajo ella. Los bloques diagrama 2, 3 y 4 muestran el orógeno flotante en tres perspectivas distintas. El bloque 2 muestra cómo los autores han interpretado la posición de la falla de transferencia de Margarita y Tobago y los desplazamientos laterales del Southern Caribbean B Subduction (SCBS), así como el desgarre y desprendimiento de la losa de SAA. El inserto A exhibe la configuración de la losa para la subducción Caribe bajo Suramérica, la falla de desgarre y la falla de transferencia que facilita la subducción concurrente de la placa Atlántica bajo la Caribe. El inserto B muestra la delaminación progresiva de la losa suramericana por dos desgarres progresivos en la losa; primero, uno transversal a la losa, seguido de uno paralelo, hasta lograr el desprendimiento de la losa sudamericana. El inserto C es el mismo bloque 1 que muestra por separado: el orógeno flotante y las geometrías de las losas subductantes Caribe y SAA. 

Figura 4 A. Ampliación del bloque 2 de la Figura 3 que muestra la geometría a escala cortical del orógeno flotante en el oriente del país y su relación con las subducciones contiguas (figura original de ^{Lugo y Audemard, 2021}). B. Ampliación de la figura inferior del inserto C de la Figura 3 (^{Lugo y Audemard, 2021}), donde se muestra los desgarres y el STEP de la corteza oceánica atlántica bajo la península de Paria y de la isla de Trinidad. Se difiere de estos autores en que el desgarre transverso actualmente activo se ubica al Este de Trinidad (COB). La sismicidad instrumental sugiere que se ubica en el golfo de Paria (Figuras 1 y 2), bajo las fallas de Bohordal-Los Bajos-El Soldado, que limita la costa atlántica del delta del Orinoco y las llanuras de Guaraúnos (^{Pérez y Aggarwal, 1981}; ^{Sobiesiak et al., 2005}; ^{Audemard y Castilla, 2016}). 

En términos evolutivos, durante el Terciario y el Cuaternario, tal como lo plantea ^{Audemard (2009)}, la PBZ del Caribe meridional se inició ya en el Cretácico como subducción oblicua de tipo B, donde la corteza oceánica sudamericana subducía hacia el NO bajo el LIP (Large Igneous Province, por sus sigla en inglés) Caribe (CLIP), y dio sucesivamente paso a una creciente colisión oblicua progresivamente más joven al Este (con creciente superficie de contacto y acoplamiento), que fue permitiendo el sobrecorrimiento de las napas de afinidad Caribe de vergencia SSE sobre el margen pasivo Jurásico indeformado del norte de Suramérica. A medida que la colisión se hizo insostenible por el creciente acoplamiento, la transpresión particionada tomó el relevo (^{Audemard, 1993}, ¹⁹⁹⁸, ²⁰⁰⁹), lo cual implicó que la transcurrencia asumiera un rol preponderante en tiempos más recientes. Este autor indica que la activación de la transcurrencia se inicia en el Oeste a unos 17 Ma (sistema de fallas de Oca-Ancón) y alcanza el oriente venezolano, a la FEP, alrededor de los 10-12 Ma. Esto implica que la subducción-colisión-transpresión, así como el mecanismo de STEP en su extremo más oriental, fue migrando de Oeste en Este como una ola que rompe a lo largo de una playa y está hoy día en funcionamiento en Venezuela oriental y Trinidad (^{Audemard, 2009}, ²⁰¹¹). En consecuencia, igualmente, la PBZ se ha hecho más transcurrente y menos compresiva con el tiempo, aunque se mantiene compresiva (^{Audemard et al., 2005}, ²⁰⁰⁶; ^{Audemard y Castilla, 2016}), a pesar de mostrar transtensión localizada, como en la fosa de Cariaco y en la plataforma de Carúpano (^{Audemard et al., 2005}) o entre las penínsulas de Araya y Paria (^{Reinoza et al., 2020}).

La Red Sismológica Nacional (RSN) de Venezuela

La Red Sismológica Nacional (RSN) de Venezuela, cuyo proyecto de ampliación y modernización fue preparado para 1998, e implementado en el período 2000-2002, ha permitido, por su distribución espacial más amplia, pero igualmente más densa, y con equipos de mayor sensibilidad y rango de frecuencias, ahondar en el mejor conocimiento de la sismicidad que ocurre en el país y su correlación con las fallas geológicas activas en el siglo en curso. Esta nueva red, en pleno funcionamiento desde 2002, logró contar hasta con 35 estaciones sismológicas equipadas con sismómetros banda ancha, modelo Guralp 40-T (^{Orihuela, 2007}), en pleno funcionamiento hasta al menos el año 2017. La pérdida progresiva y sostenida de cobertura de la RSN en el oriente venezolano ha sido suplida en los últimos años (particularmente en tiempos de pandemia COVID-19 y posteriormente) con el intercambio de los datos de localización de los sismos con redes nacionales de países vecinos, como Trinidad, y redes internacionales (EE. UU.), aunque las soluciones hipocentrales obtenidas han definitivamente perdido en calidad y precisión.

La sismicidad intermedia en el STEP

El foco de actividad sísmica de profundidad intermedia más profuso en territorio venezolano, larga y ampliamente identificado (e. g., ^{Pérez y Aggarwal, 1981}; ^{Russo et al., 1992}; ^{Audemard et al., 2005}, 2019; ^{Sobiesiak et al., 2005}, entre muchos otros), se ubica en el oriente del país, próximo a la península de Paria (Figura 2). Cabe destacar que los dos sismos más grandes hasta el presente reportados en el país, uno instrumental y el otro histórico, han ocurrido en esta zona y alrededor de los 100 km de profundidad: un Mw 7,3 (según ^{FUNVISIS, 2018}) a 7,5 (según USGS) el 21 de agosto de 2018 y un Mw 7,5 (según ^{Audemard, 1999}, ²⁰⁰⁷) a 7,8-7,9 (según ^{Grases y Rodríguez, 2001}) el 21 de octubre de 1766. No obstante, el primer sismo instrumental en llamar la atención del primer autor en referencia por una inusual y curiosa distribución de sus intensidades macrosísmicas en su momento, con similares parámetros de la fuente a los dos precitados, fue el sismo Mw 6,2 del 4 de octubre de 2000. Estos 3 eventos, 2 instrumentales y 1 histórico (que puede ser considerado un excelente antecedente) son descritos en mayor detalle a continuación.

El sismo de Güiria del 4 de octubre de 2000

FUNVISIS, en esa fecha, reporta un sismo de Mw 5,8 en las coordenadas 11,153° de latitud norte y 62,481° de longitud oeste, y a una profundidad de 113 km. A una profundidad similar (110 km), pero levemente al suroeste de la ubicación provista por FUNVISIS, el USGS estima una magnitud Mw de 6,2. El mecanismo focal de este evento caracteriza una ruptura en el foco fuertemente compresiva, con algo de componente horizontal (mecanismo focal 98 en ^{Audemard et al., 2005}; sismo etiquetado "2000-10-04" en Figura 5).

Figura 5 Sismos de profundidad intermedia, particularmente entre -45 y -150 km, con magnitudes USGS Mw > 5,0, que muestran sus mecanismos de ruptura en la fuente; 7 eventos de los 24 compilados en la Tabla 1 no tienen soluciones focales porque su magnitud no alcanza Mw 5,0 según FUNVISIS, aunque en el análisis no tienen mucha relevancia porque 4 de ellos son pre-2006, antes de que iniciasen las encuestas macrosísmicas en línea del USGS. La gran mayoría de estos eventos son fuertemente inversos con alguna componente transcurrente subordinada, salvo 6 eventos, donde 2 de ellos son igualmente pre-2006. De los 4 restantes, los sismos del 29-IX-2006 (normal; N de Trinidad) y 06-VII-2010 (transcurrente, FES) son someros para FUNVISIS (Tabla 1). El evento del 07-IV-2016 es transcurrente, aparentemente asociado a la FLB, mientras que el del 06-III-2020, ampliamente extensional, no tiene evaluación macrosísmica (solo Mw 4,8 FUNVISIS), cuya solución focal recuerda mucho la solución tensorial 16 de ^{Audemard y Castilla (2016)} asociada a momento flector de la placa subductante. 

Tras recibir reportes por vía telefónica sobre daños a la construcción ocurridos en la población sucrense de Güiria, particularmente en un liceo, FUNVISIS envió varias comisiones a la región oriental del país en los días sucesivos -usanza de esos tiempos cuando no se disponía del llenado de encuestas en línea aún- para inspeccionar los eventuales daños y levantar encuestas macrosísmicas, a fin de conocer mejor los efectos del sismo en el medio construido y natural y en sus habitantes, para luego redactar el informe del sismo correspondiente y así también construir el mapa de intensidades.

El primer autor, en compañía de los colegas ingenieros Jorge González y el director técnico de aquel entonces, doctor Germán Tovar, realizaron las encuestas de la región epicentral (principal) en los alrededores de la ciudad de Güiria y otras poblaciones de la península de Paria, así como la inspección ocular a las edificaciones reportadas con daños. Se precisa "epicentro principal", porque al generar el mapa de intensidades, a partir de las encuestas realizadas a los pobladores de la región, por parte de los colegas del Departamento de Ingeniería Sísmica de FUNVISIS en las semanas sucesivas (^{Lotuffo y Molina, 2003}), resultó existir un "epicentro macrosísmico secundario" centrado en las ciudades de Ciudad Guayana y Ciudad Bolívar, en la margen sur (derecha) del río Orinoco. En consonancia con lo antes expuesto, Isabel Audemard, habitante de Puerto Ordaz, reportó que cristalería ligera en su domicilio había caído de las estanterías en las vitrinas durante ese evento. Este mapa presentaba la peculiaridad de asemejarse a "un par de huevos fritos", orientados burdamente norte-sur. Esta singularidad es igualmente compartida por los otros 2 sismos, como se podrá ver a continuación.

El sismo de Yaguaraparo del 21 de agosto de 2018

En el año 2018, a pesar del declive de la RSN reportado por ^{Martínez-González (2017)}, fue registrado el sismo instrumental más grande en magnitud por red sismológica venezolana hasta el presente. Particularmente, el 21 de agosto de 2018, a las 17:31 hora local de Venezuela (HLV), FUNVISIS reportó preliminarmente un evento sísmico de magnitud (Mw) 6,9 a 5 km al Este de Yaguaraparo (epicentro reportado en las Figuras 5 y 6), con una profundidad de 31,6 km (^{Romero et al., 2018}). La misma fuente de información indica que durante el período comprendido entre la ocurrencia del sismo principal y el 7 de septiembre de ese año 2018, algo más de 2 semanas de observación, se reportaron un total de 45 sismos asociados al sismo principal, con magnitudes Mw entre 2,0 y 5,9 (Figura 6). Los parámetros de la fuente fueron luego recalculados, y arrojaron que el epicentro del sismo se localiza en las coordenadas 10,59° de latitud N y 62,76° de longitud O, aproximadamente a 7 km al Este de Yaguaraparo, con una profundidad esta vez de unos 110 km (^{Romero et al., 2018}; ^{Vásquez-Stanescu et al., 2019}; Figuras 5 y 6).

Comparado con los reportes emitidos por otros centros sismológicos internacionales, que proponen más bien epicentros marinos al Norte y cercanos a la costa de la península de Paria, las profundidades del foco varían entre 86 y 169 km (ver la Tabla 1 en ^{Vásquez-Stanescu et al., 2019}), y se mantiene siempre en el rango de las profundidades intermedias. En la tabla antes mencionada, en lo concerniente a la magnitud, las estimaciones en magnitud de momento sísmico (Mw) varían entre 6,9 (Seismic Unit of the University of the West Indies) y 7,3 (USGS, CMY, GFZ, IRIS, entre otros), lo cual lleva a pensar que la magnitud tiende a la estimación más alta por haber sido el valor modal obtenido por los distintos centros consultados, y, particularmente, por la extensión del área de percepción.

En tal sentido, ^{Vásquez-Stanescu et al. (2019)} estimaron dicha área de percepción del evento principal en unos 7,5 x 10⁶ km² (Figura 7), lo cual amplía la estimación original de 4'656.142 km² (unas 5 veces la extensión del territorio venezolano) de ^{Romero et al. (2018)}, realizada en los días sucesivos al evento de manera preliminar a partir de las encuestas de intensidades rellenadas en línea (http://www.funvisis.gob.ve/index.php ) y ninguna complementación hemerográfica. Según una investigación documental en medios de comunicación social, llevada por el equipo de investigadores liderado por Vásquez-Stanescu et al. (2019), en los meses sucesivos, este sismo de Yaguaraparo fue reportado en 15 países distintos de la región Caribe y del norte de Suramérica (Figura 7). Este sismo presenta un mecanismo en el foco muy similar al del evento de octubre de 2000: fuertemente compresivo con transcurrencia subordinada (2000-10-04 en Figura 5). Si asumimos que este sismo principal y sus réplicas ocurrieron en la losa de subducción de fuerte buzamiento norte, como lo denota la distribución hipocentral de la nube de estos eventos (zona de Wadati-Benioff), ilustrada en la Figura 6, el plano nodal solución (aquel con buzamiento norte) tendría componente horizontal dextral subordinada, al igual que la solución focal del sismo del 4 de octubre de 2000. Ambos mecanismos estarían apuntando a un mecanismo de rotura en desgarre (modo III).

Figura 6 Distribución espacial de la actividad sísmica del terremoto de Yaguaraparo del 21 de agosto de 2018 y sus réplicas, para la ventana temporal desde el 21/08/2018 al 7/09/2018, tanto en vista en planta como en perfiles ortogonales N-S y O-E (tomado de ^{Romero et al., 2018}). La nube de sismos define claramente una estructura de alto buzamiento norte, y la nube inclina al este, que se extiende desde la superficie hasta los 110 km de profundidad del sismo principal de magnitud Mw 7,3. 

Dada la extensa área sentida de este sismo (^{Romero et al., 2018}; ^{Vásquez-Stanescu et al., 2019}; Figura 7), este evento recordó en su momento al sismo de octubre de 1766, el cual, luego de una serie de consideraciones presentadas por ^{Audemard (2006)}, se concluye que debe ser un sismo de profundidad intermedia en relación con la losa de subducción Atlántica en la esquina SE del Caribe en la misma región de Paria; de igual manera que un sismo instrumental anterior ocurrido el 4 de octubre de 2000, pero de un orden de magnitud menor.

Figura 7 Área de percepción, superior a 7,5 millones de kilómetros cuadrados (áreas marinas incluidas), 8 veces la superficie territorial continental de Venezuela, y variación espacial de las intensidades sísmicas del terremoto del 21 de agosto de 2018 (tomado de ^{Vásquez-Stanescu et al., 2019}). Noten las intensidades anómalamente altas en la margen sur del río Orinoco (centros de intensidad rojos) en uno o dos grados de intensidad en comparación con su entorno. Incluso, en el Tigre, como para el evento del 7 de abril de 2016 (comparar con Figura 9). 

Además, la evaluación de intensidades macrosísmicas, realizada por ^{Vásquez-Stanescu et al. (2019)}, permite identificar niveles de intensidad inesperados en las 2 principales ciudades del norte del estado Bolívar: Ciudad Bolívar y Ciudad de Guayana, en comparación con las poblaciones vecinas al Norte y más cercanas al epicentro instrumental y macrosísmico (3 centros con intensidad VII, en color rojo, ubicados en la margen sur del río Orinoco en la Figura 7). Estos valores de intensidad parcialmente resultan de la identificación de daños en el medio construido, tal como evalúan diversas escalas de intensidades existentes (MMI, MSK, EMS-98, entre otras). Tal como reportan ^{Vásquez-Stanescu et al. (2019)}, para poblaciones cercanas al foco sísmico, Cumaná y Güiria (ubicada a la vertical del foco), fueron también inventariados, en las dos ciudades bolivarenses más sureñas precitadas, daños en construcciones, aunque no estructurales. En un trabajo más exhaustivo y basado sobre una recopilación documental de daños en construcciones, ^{Coronel (2018)} indica que el estado Bolívar fue uno de los más afectados, donde principalmente se reportaron daños no estructurales, pero sin confirmación a ciencia cierta.

Se mencionan 48 afectaciones en el municipio Caroní (Ciudad Guyana), de las cuales 22 viviendas sufrieron daños menores y una fue declarada inhabitable en San Félix, según declaraciones del alcalde (^{El Pitazo, 2018}). ^{Coronel (2018)} indica que en la parroquia Unare de Puerto Ordaz se reportaron daños en algunos edificios o bloques residenciales antiguos de hasta 10 pisos de altura, donde se observaron daños no estructurales importantes en la tabiquería, juntas de separación entre bloques, puertas y ventanas, razón por la que fueron desalojadas preventivamente 98 familias (238 personas). Por su parte, en la parroquia Universidad, al menos 10 edificaciones sufrieron daños, entre ellas los edificios del urbanismo los Raudales y el hospital Uyapar con daños no estructurales.

De igual manera, en las parroquias Cachamay, Simón Bolívar, Dalla Costa y Vista al Sol de Puerto Ordaz, resultaron afectadas algunas viviendas entre otras edificaciones (^{Primicia, 2018}). Es significativo señalar que este nivel de daños no es observado en ninguna otra parte, aunque ^{Coronel (2018)}, en su búsqueda documental en diversas fuentes, señala reportes de daños en diversas poblaciones venezolanas diseminadas en los otros estados orientales: en el estado Sucre, 47 viviendas, en Cumaná y Cariaco; en el estado Anzoátegui, al menos 29 estructuras fueron afectadas por el sismo, entre ellas 17 casas, 6 edificios, 1 hotel, 2 iglesias, 2 escuelas y 1 hospital, repartidas entre Clarines, Barcelona, el Tigre, Guanta, Puerto la Cruz, Barcelona, Soledad y Pariaguán; y en Monagas, un centro comercial, la universidad Santiago Mariño y 1 gimnasio vertical, en Maturín.

En definitiva, de acuerdo a la extensión del área en la cual fue sentido este evento sísmico, los daños inusuales reportados en las ciudades de la margen sur del río Orinoco, la profundidad del sismo -aparentemente relacionado con el sector muy complejo de subducción del oriente del país y un eventual desgarre litosférico en curso (Figuras 3 y 4)-, su ubicación epicentral y los escasos daños registrados en consideración con la magnitud del evento en proximidad al epicentro, este sismo evoca las características macrosísmicas al evento preinstrumental del 21 de octubre de 1766, cuya región epicentral macrosísmica está ubicada a caballo sobre la región de Paria y Trinidad, y cuya extensión de percepción superó los 4 millones de km², sentido en Amazonas y hasta La Guajira colombiana, las tres Guayanas y Martinica. Es decir, que el sismo de 1766 es un excelente antecesor histórico de este de agosto de 2018, cuya comparación macrosísimica pareciera no resultar directa y simple por las diferencias de distribución y densidad poblacional y, en consecuencia, del medio construido tan dispar de 2 sismos separados por unos 250 años de evolución social y cultural, tal como evocan Rodríguez y ^{Audemard (2003)} en su investigación referente a las principales limitaciones confrontadas durante los estudios de sismicidad histórica.

Sismos de profundidad intermedia en Paria del siglo XXI

Atendiendo los principales parámetros de la fuente de los 3 eventos previamente descritos, es decir: a) sismos al menos moderados en magnitud (Mw 5,0 en catálogo USGS o más), b) no corticales y de profundidad intermedia, particularmente en el rango -45 km (no corticales pero aún someros en profundidad) y -150 km, c) con localización epicentral a lo largo de la península de Paria y su costa norte y d) con mecanismo focal en fallamiento inverso (de la misma familia que la solución 15 de ^{Audemard y Castilla, 2016}), lanzamos una búsqueda ampliada de sismos con dichas características en los catálogos sismológicos de FUNVISIS y del USGS a fin de identificar si estos igualmente producían efectos o daños inusuales en las poblaciones de la margen sur del río Orinoco, tanto en los estados Bolívar como Amazonas, tal como ocurrió con los 3 sismos antes analizados de los años 1766, 2000 y 2018 (ver Tabla 1).

A fines de nuestra investigación macrosísmica, se pudieron reunir solo sismos ocurridos a partir del año 2006, porque el Servicio Geológico de EE. UU. (USGS) ha generado y puesto a disposición mapas de intensidad macrosísmica para la región desde entonces, lo que lleva a presumir que sus portales de encuestas sísmicas en línea fueron activados para ese momento (Tabla 1). Las entradas en la Tabla 1 resaltadas en amarillo corresponden a los 12 sismos de los cuales el USGS generó su respectivo mapa de intensidad con información recabada en línea. Se debe aclarar, dado que el cálculo de magnitud por parte de FUNVISIS parece siempre arrojar valores algo inferiores a los de centros sismológicos internacionales, que se consideraron para este análisis sismos extraídos del catálogo FUNVISIS con magnitud Mw de 4,8 y superiores, para equivalerlos a aquellos de Mw 5,0 de agencias internacionales.

De esos 12 eventos post-2005, solo 4 no presentan reportes de intensidades en las ciudades del estado Bolívar. Uno de ellos es el sismo del 06 de julio de 2010 (Tabla 1), con reporte de intensidad IV en Cumaná únicamente (Figura 8), probablemente como el resultado combinado de una profundidad somera (solo 49 km para el USGS y 5 km para FUNVISIS), una magnitud Mw de 5,0 (USGS) o 3,9 (FUNVISIS) y un mecanismo de ruptura en falla transcurrente (Figura 5). El otro que no aparece sentido en los mapas de intensidades del USGS es el sismo del 07 de abril de 2016 (penúltimo en la Figura 9), que sí fue sentido a nivel nacional en varias localidades de los llanos orientales: Maturín (edo. Monagas) y el Tigre y la conurbación Puerto la Cruz-Barcelona (edo. Anzoátegui), con intensidades entre II y V (en el Tigre). Este evento es fuertemente transcurrente con componente inversa subordinada (Figura 5) y su magnitud apenas ronda la magnitud Mw 5,0 (Tabla 1). Al igual que el sismo del 06 de julio de 2010, aunque es un evento que sí cumple con las características de la fuente por nosotros impuestas, yace algo al Sur de la península de Paria en comparación con los 10 eventos restantes que se ubican al Norte de la península de Paria (Figuras 8 a 10). No obstante, la población del Tigre, durante este evento del 07 de abril de 2016, exhibe un valor anómalo (intensidad V), mayor que poblaciones más cercanas al foco.

Finalmente, los últimos 2 eventos de la Tabla 1, ambos de febrero del año 2024, cuyas magnitudes USGS son sólo de 4,9, fueron sentidos solo en Trinidad y en la isla de Grenada, en su capital Saint Georges, según los mapas de intensidades del USGS (correspondiente a los dos mapas inferiores de la Figura 10). No obstante, estos eventos sí fueron sentidos en Puerto Ordaz (Ciudad Guayana), tal como lo reportara el ingeniero geólogo Noel Mariño por la cuenta X® @GeonotasVzla, quien habita en esa localidad.

Tabla 1 Sismos instrumentales extraídos del catálogo USGS desde el año 2000 inclusive, con magnitudes Mw > 5,0 (o 4,8 FUNVISIS) y profundidades entre 45 y 150 km, en la ventana geográfica 60,5° a 64,5° de longitud oeste y 10,0° a 11,5° de latitud norte (equivalente a las de las Figuras 1, 2 y 5). Los eventos resaltados en amarillo corresponden a los que tienen mapas de intensidades en el portal del USGS, construidos a partir de encuestas en línea, presentados en las Figuras 8 a 10. Los mecanismos focales disponibles se presentan en la Figura 5. A título comparativo, se muestran los parámetros de dichos eventos contenidos en el catálogo FUNVISIS. 

Figura 8 Mapas de intensidades macrosísmicas publicados por el USGS, generados a partir de encuestas hechas en línea, de sismos ocurridos próximos a la península de Paria, Venezuela, entre 45 y 150 km de profundidad y magnitud Mw de al menos 4,9, sentidos (o no) en el margen norte del cratón de Guayana (en la margen sur del río Orinoco): sismos de 29-IX-2006 (Mw 6,1), 29-IX-2006 (Mw 5,5), 6-VII-2010 y 12-X-2013. 

Figura 9 Mapas de intensidades macrosísmicas publicados por el USGS, generados a partir de encuestas hechas en línea, de sismos ocurridos próximos a la península de Paria, Venezuela, entre 45 y 150 km de profundidad y magnitud Mw de al menos 4,9, sentidos (o no) en el margen norte del cratón de Guayana (en la margen sur del río Orinoco): sismos de 4-II-2015, 16-IV- 2015, 7-IV-2016 y 21-VIII-2018. 

Figura 10 Mapas de intensidades macrosísmicas publicados por el USGS, generados a partir de encuestas hechas en línea, de sismos ocurridos próximos a la península de Paria, Venezuela, entre 45 y 150 km de profundidad y magnitud Mw de al menos 4,9, sentidos (o no) en el margen norte del cratón de Guayana (en la margen sur del río Orinoco): sismos de 22-VIII-2018, 14-VII-2022, 3-II-2024 y 6-II-2024. Estos 2 últimos de solo magnitud Mw 4,9 (según USGS), ocurridos ambos a comienzos del año 2024, aparecen como no sentidos en Guayana en el portal USGS, pero el primer autor tiene reportes (por Twitter^®) que ambos sí fueron sentidos. 

Del análisis en conjunto de los mapas de intensidades compendiados en las Figuras 8 a 10, 10 de los 12 sismos instrumentales del siglo XXI de al menos magnitud Mw 5,0 (USGS; > 4,8 por FUNVISIS) y ubicados más bien al Norte de la península de Paria, tienen afectación, o al menos son sentidos, en las ciudades de Ciudad Bolívar, capital del estado Bolívar, y la conurbación de Ciudad Guayana, ciudad de industria pesada del mismo estado y compuesta por Puerto Ordaz y San Félix; esta última ubicada al menos 250 km al sur de los epicentros de los sismos de la península de Paria. Las intensidades reportadas en estas 2 ciudades de la margen sur del río Orinoco, y asentadas en la margen norte aflorante del cratón Precámbrico de Guayana, son definitivamente anómalas para un patrón de atenuación de la energía decreciente con la distancia para los 10 eventos identificados entre el 2006 y 2024, de igual manera que lo fueron los 2 sismos de octubre de 1766 y 2000.

Las intensidades reportadas en el Norte del estado Bolívar son siempre al menos un grado de intensidad más alta que las ciudades ubicadas en la cuenca oriental (cuenca de Maturín) ubicada en la margen norte del río Orinoco. En ocasiones, puede ser hasta 3 o 4 grados de intensidad superior, como sucedió durante el sismo del 21 de agosto de 2018: VI-VII en el Sur contra III-IV al Norte del Orinoco, a pesar de estar estas últimas poblaciones más cerca de los epicentros instrumentales y macrosísmicos "principales". Los sismos en el mismo rango de profundidad y magnitud, pero ubicados al Sur de la península de Paria (2 de los 12), no parecen generar los mismos niveles de afectación en las ciudades asentadas en el cratón Precámbrico de Guayana que los 10 restantes, así como por los 2 sismos de octubre de 1766 y 2000.

Discusión

Hemos aquí mostrado que sismos de profundidad intermedia y ubicados en proximidad a la península de Paria, particularmente a lo largo de su costa norte, tanto en tiempos históricos como instrumentales, producen efectos inusitados en las poblaciones asentadas en la margen norte del cratón precámbrico de Guayana y al Sur del río Orinoco, particularmente en los centros poblados principales de Ciudad Bolívar (capital del estado Bolívar) y Ciudad Guayana (mayor polo de desarrollo industrial y habitacional del mismo estado). Tales efectos fueron observados en el medio construido, la población y en el ambiente, y resultan de mayor intensidad que los percibidos por poblaciones más cercanas a los focos sísmicos de profundidad intermedia de Paria, como aquellas ubicadas en la cuenca oriental y en la serranía del Interior del oriente venezolano. Es decir, el oriente venezolano, desde el estado Sucre al Norte hasta el estado Bolívar al Sur, no muestran un típico patrón de atenuación de las ondas sísmicas con la distancia creciente.

Se esperaría de manera teórica que ciudades ubicadas a 250-300 km o más, como Ciudad Bolívar y Ciudad Guayana, sintiesen menos los sismos que ciudades más cercanas a estos focos, como Maturín y el Tigre. No es el caso. Sin embargo, a diferencia de ^{Mocquet (2007)}, quien atribuye esta distribución inusual en las intensidades resentidas al borde septentrional del cratón a cambios de impedancia sísmica, se propone aquí que la justificación física es aún más simple y resulta de la geometría de la corteza terrestre que se extiende en el subsuelo de esta región. Esta configuración geométrica es compleja, porque corresponde a un STEP (Subduction to Transform Edge Propagator), donde la losa oceánica atlántica amarrada a la placa continental sudamericana está siendo desgarrada (^{Russo y Speed, 1992}; ^{VanDecar et al., 2003}; ^{Sobiesiak et al., 2005}; ^{Clark et al., 2008}; ^{Levander et al., 2014}; ^{Lugo y Audemard, 2021}), como se ilustra en las Figuras 3 y 4; ésta es responsable de la intensa actividad sísmica de profundidad intermedia (e. g.,^{Pérez y Aggarwal, 1981}; ^{Russo et al., 1992}; ^{Audemard et al., 2005}, ²⁰¹⁹; ^{Sobiesiak et al., 2005}, entre muchos otros).

Se debe tener presente que la corteza continental sudamericana y su margen pasivo extendido (corteza transicional) de edad mesozoica se extiende hacia el Norte desde el cratón de Guayana aflorante justo al Sur del río Orinoco -donde están asentadas las ciudades de Ciudad Guayana y Ciudad Bolívar directamente en rocas de ese basamento cristalino muy resistente y competente, por ende caracterizado por velocidades de ondas sísmicas típicas de estas rocas (mayor que en rocas sedimentarias)-, como basamento cristalino de la cuenca oriental de Venezuela y a su vez de las unidades tectónicas sobrecorridas de la serranía del Interior oriental y eventualmente de Araya-Paria (Figuras 3 y 4). De esta litosfera sudamericana, se está desgarrando hoy día su litosfera oceánica asociada, originalmente de afinidad atlántica, como lo evidencia la intensa actividad sísmica de profundidad intermedia. Como ilustran las Figuras 3 y 4, así como la Figura 11, la energía irradiada por los sismos de profundidad intermedia, productos de la subducción de la placa sudamericana-atlántica (SAA) y de la rotura del desgarre litosférico, viaja preferencialmente por dentro de la litosfera más rígida (etiquetado como "slab" y de tonos azules en la Figura 11), oceánica primero y continental después (transicional primero y normal luego), para sentirse más intensamente en las márgenes septentrionales aflorantes del cratón de Guayana, en las fundaciones de las ciudades a la margen sur del río Orinoco. Esta sismicidad de profundidad intermedia define muy bien el tope de la losa oceánica bajo Paria, como ilustra tanto la Figura 11 como aquella sismicidad asociada al evento del 21 de agosto de 2018 (ver Figura 6). De igual manera, cabe señalar que el subsuelo (geotécnicamente hablando) de las poblaciones asentadas en la cuenca Oriental, contentiva de una potente secuencia de sedimentos terciarios y mesozoicos de hasta unos 13 km de espesor sedimentario (e. g., ^{Passalacqua et al., 1995}; ^{Hung, 1997}; ^{Jácome et al., 2003}; ^{Parra et al., 2011}; ^{Arnaiz-Rodríguez et al., 2021}; ^{Lugo y Audemard, 2021}), debe estar sometido a una considerable atenuación de las ondas sísmicas, si la energía se canaliza más bien a lo largo del subyacente basamento cristalino camino hacia el Sur.

Figura 11 Resultados preliminares de inversión tomográfica de sismos locales en Venezuela oriental, vistos en perfil cercano a la N-S (Arnaiz-Rodríguez et al., en preparación). Unos 4384 eventos fueron empleados en la inversión. 70.891 y 42.532 arribos de ondas P y S, respectivamente, fueron registrados en un total de 286 estaciones sismológicas. Las grandes estructuras (>20 km) tienen buena resolución en la tomografía. La escala vertical está algo comprimida (H:V de 10:8). Los puntos finos negros corresponden a los focos de sismicidad que definen la zona de Wadati-Benioff de la losa atlántica subductante bajo las penínsulas Araya-Paria y serranía del Interior (Eastern Cordillera). Tope: anomalía de Vp expresada en %, a lo largo del perfil A-A' submeridiano, reportado en el inserto. La losa de subducción, así como el basamento cristalino de la placa sudamericana están ambos bien definidos por una anomalía más rápida, relacionada a su temperatura más fría. Por su parte, las potentes unidades sedimentarías de Norte a Sur, de la plataforma de Carúpano, serranía del Interior y cuenca de Maturín, están caracterizadas por velocidades más lentas. Base: relación de Vp contra Vs expresada en % a lo largo del mismo perfil. El extremo sur del perfil coincide con el curso del río Orinoco. Inserto inferior derecho: distribución de las estaciones y el trazado de rayos empleados para la inversión. Se logra una buena cobertura entre 20 y 100 km de profundidad. Línea roja: sistema de fallas de San Sebastián-El Pilar (^{Audemard et al., 2000}); líneas negras: estructuras tectónicas mayores. Líneas grises: fallas menores. El triángulo amarillo identifica el volcán activo Kick'em Jenny. La sismicidad reportada cubre una banda de 20 km de ancho centrada sobre el perfil (10 km a cada lado). 

En términos de amenaza sísmica, estos hallazgos tienen implicaciones sustantivas. La norma de construcción sismorresistente vigente (^{COVENIN 1756-1:2019}) prescribe un A₀ de 0,06 g para Puerto Ordaz y 0,05 g para Ciudad Bolívar (véase Mapa 30 del Atlas Sismológico de Venezuela compilado por ^{Rodríguez et al., 2023}), valores de diseño en roca que fueron superados durante el sismo de agosto de 2018 de Mw 7,3-7,5 según ^{Coronel (2018)}, quien estima la aceleración entre 0,04 y 0,08 g en ambas ciudades con base en las intensidades macrosísmicas asignadas por el USGS (VI-VII en mapa inferior derecho de la Figura 9). Por su parte, y basados en daños como los reportados por el mismo Coronel (2018) en ocurrencia del sismo del 21 de agosto de 2018 y aquí detallados previamente, ^{Vásquez-Stanescu et al. (2019)} le asignan valores de intensidades de VIII a ambas ciudades del norte del estado Bolívar (Figura 7), lo cual arrojaría valores aún más elevados de A₀. En la eventual repetición de un escenario real ya acontecido, como el sismo del 21 de octubre de 1766, para el cual ^{Mocquet (2007)} estimó intensidad de al menos VIII, y se le calculó una magnitud Mw de 7,8-7,9 (^{Grases y Rodríguez, 2001}), la norma sismorresistente venezolana vigente (^{COVENIN 17561:2019}) parece claramente subestimada. Pareciera que este efecto, resultante de una propagación más efectiva de las ondas sísmicas en el margen aflorante más norte del cratón de Guyana, hubiese sido previamente incorporado en la normativa venezolana, como en la Norma del MOP-1967, en Mapa 26 en Atlas Sismológico de Venezuela (Rodríguez et al., 2023). Probablemente, lo antes expresado implique la revisión del modelo sismotectónico de toda la región oriental como de las leyes de propagación o atenuación de la energía sísmica empleados en la elaboración de esta última versión de la norma.

Conclusiones

La terminación sur de las Antillas menores finaliza en un STEP (Subduction to Transform Edge Propagator) y, como muchos de ellos al nivel mundial, tiene asociado al menos un desgarre litosférico de la placa oceánica subductante. Este desgarre está iluminado por una frecuente actividad sísmica de profundidad intermedia bajo al Norte de la península de Paria, que la convierte en la región del territorio venezolano, en frecuencia, más activa sísmicamente. Por otra parte, hasta el presente, es responsable de los sismos igualmente más grandes en magnitud a la escala del territorio nacional, tanto histórica (sismo del 21 de octubre de 1766 de Mw estimada de 7,8-7,9) como instrumentalmente (sismo del 21 de agosto de 2018 de Mw 7,3).

Los sismos generados en esta condición tectónica y geodinámica, de profundidad en el rango 45-150 km, con magnitudes 5,0 o superiores y mecanismos de ruptura en falla inversa oblicua (modo de ruptura III o desgarre), resultan generar un segundo foco de intensidades macrosísmicas no despreciable, generalmente de 1 a 2 órdenes de magnitud superior que poblaciones más cercanas al hipocentro y al epicentro macrosísmico principal; y ocasionalmente en 3 y 4 órdenes superiores. Sismos superiores a Mw 7,0, tales como los sismos del 21 de octubre de 1766 y del 21 de agosto de 2018, han producidos intensidades VII y VIII en poblaciones asentadas contiguas a la margen sur del río Orinoco, modernamente en Ciudad Bolívar y Ciudad Guayana (las 2 ciudades más importantes del sur venezolano), donde se inician los extensos afloramientos de rocas competentes del cratón de Guayana hacia el Sur. Consideramos que estos niveles de intensidades sísmicas resultan de una más efectiva propagación de las ondas sísmicas producidas en la losa de subducción y su desgarre litosférico, a lo largo de la litosfera que yace bajo los potentes depósitos sedimentarios terciarios (hasta 13 km de espesor) de la cuenca Oriental de Venezuela. Esta situación llama a la revisión de las actuales normas sismorresistentes del país (^{COVENIN 1756-1:2019}), las cuales solo prescriben aceleraciones de diseño en roca A₀ de 0,06 g en Ciudad Guayana y aún menos en Ciudad Bolívar.