Ministro del Poder Popular de Desarrollo Minero Ecológico

Victor Cano

Director de Despacho del Ministerio del Poder Popular de Desarrollo Minero Ecológico

Daniel Moreno

Viceministro de Exploración e Inversión Econominera

Franklin Ramírez

Viceministro de Seguimeinto y Control Ecológico

Nelson Hernández

Director de Exploración

Juan Carlos Suárez

Presidenta del Instituto Nacional de Geología y Minería

Milagros Domínguez

Director de Despacho del Instituto Nacional de Geología y Minería

Luis Martínez

Edición

Ministerio del Poder Popular de Desarrollo Minero Ecológico

e Instituto Nacional de Geología y Minería (INGEOMIN)

Depósito legal

DC2018001633

Editor Invitado

Marvin Baquero

Diseño y diagramación

José Julián García

2018

Caracas - Venezuela

NEOTECTÓNICA Y PALEOSISMOLOGÍA EN LOS ANDES DE MÉRIDA,

EN LA ZONA LIMÍTROFE COLOMBO-VENEZOLANA: CON ÉNFASIS

EN LAS FALLAS DE BOCONÓ Y AGUAS CALIENTES 1

Luz María RODRÍGUEZ DÁVILA 2

1 Tesis Doctoral presentada ante la Facultad de Ingeniería de la Universidad Central de Venezuela, para optar al grado de Doctor en Ciencias de la Ingeniería. Febrero 2018. Tutor académico: Prof. Dr. Franck Audemard. Miembros del Comité doctoral: Dr. Franco Urbani, Dr. Hans Diederix,

Dr. Eduardo Carrillo.

2 Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas, departamento de Ciencias de la Tierra. El Llanito, Caracas. lrodriguez@funvisis.gob.ve

Caracas, 2018

RESUMEN

El estudio se realizó entre La Grita en el estado Táchira, Venezuela y Chinácota en el departamento Norte de Santander, Colombia. Se utilizaron cuatro ramas de la Geología de terremotos: la neotectónica, la paleosismología y la sismicidad histórica e instrumental. Se revisaron fotografías aéreas de distintas escalas y años, mapas geológicos estructurales de la zona, documentos históricos y contemporáneos, incluyendo las crónicas locales, así como entrevistas a cronistas donde se efectuaron diversas misiones de campo en ambas naciones.

De los estudios neotectónicos y paleosísmicos, se obtuvo la primera cartografía neotectónica binacional para los sistemas de fallas Boconó y Aguas Calientes-Seboruco. Sobre la traza principal de la falla de Boconó, se escogieron dos sitios de trinchera para fines paleosísmicos (El Zumbador y El “Paraízo”), la ubicación precisa y las dimensiones de las dos excavaciones se delimitaron mediante el uso de la técnica del Georadar. Los resultados obtenidos se correlacionaron con las dos trincheras previas excavadas en la década de los años 80 (trincheras La Grita y Mis Delirios). En el sistema de fallas de Aguas Calientes se reevaluaron dos trincheras que fueron excavadas por el Servicio Geológico Colombiano en el año 2009. De los estudios por sismicidad histórica e instrumental, se realizó un inventario de los eventos sísmicos con reporte de daños en la zona de trabajo, totalizando 24 eventos, concentrándose el esfuerzo en el terremoto del 18 de mayo de 1875, como principal evento transfronterizo destructor.

De los resultados obtenidos, se comprobó la actividad tectónica reciente de estas fallas en El Holoceno y se obtuvieron los parámetros sismogénicos, además de corroborar que la falla de Boconó pierde velocidad en su sección sur; y a partir de la integración de datos de las tres ramas de la geología de terremotos, para el caso particular del terremoto de 1875 se obtuvo: a) un inventario de daños y efectos geológicos co y/o post-sísmicos, b) la reevaluación de las intensidades a partir de las siguientes escalas I0MM, EMS-98 y ESI-2007 INQUA, c) el establecimiento de la falla Central de Aguas Calientes como la fuente sismogénica responsable. A su vez, se comprobó que la magnitud establecida por autores previos (entre 7 y 7,6) estaba sobreevaluada, estando el valor según el presente trabajo entre 6,75 y 6, 8 Mw.

Palabras claves: Neotectónica, Paleosísmología, Sismicidad, Terremoto de 1875, Riesgo sísmico, Andes de Mérida, Frontera colombo-venezolana.

ABSTRACT

The study was conducted between La Grita in Táchira State, Venezuela and Chinácota, Norte de Santander Department, Colombia. Four branches of Earthquake Geology were used: neotectonics, paleoseismology and historical and instrumental seismicity. Aerial photographs at different scales and years, geological and structural maps, historical and modern documents were reviewed, including local information as well as the reporters’ interviews where several field missions were carried out in both nations.

By the neotectonic and paleoseismological analysis, a neotectonic mapping of the Boconó and Aguas Calientes-Seboruco Fault Systems was obtained. On the main trace of the Boconó Fault System, two sites (El Zumbador and El “Paraízo”) of the trench for paleoseismic purposes were chosen. The precise location and the sizes of the both excavations were delimited by the use of the ground-penetrating radar technique. The results obtained were correlated with both previous trenches dug during the 80’s (La Grita and Mis Delirios trenches). In the Aguas Calientes Fault System, two trenches dug by the Colombian Geological Service in 2009, were reassessed. By the historical and instrumental seismicity analysis, an inventory of the seismic events with damage reports in the work zone was conducted, with a total of 24 events. Efforts were focused on the earthquake occurred on May 18th, 1875 as main destructive cross-border seismic event.

Based on the results obtained, it was confirmed the recent tectonic activity of these faults in The Holocene and also, the seismic parameters were obtained. Besides, it was evidenced that the Boconó Fault losses speed in its south section; and based on the data integration of the three branches of the Earthquake Geology, in the particular case of the 1875 earthquake it was obtained: a) an inventory of co- and/or post-seismic geological damages and effects, b) a reassessment of intensities based on the following scales I0MM, EMS-98 and ESI-2007 INQUA, c) the Aguas Calientes Central Fault was established as responsible seismic source. Also, it was possible to confirm that the magnitude established by previous authors (around 7 and 7.6) was overrated. The value obtained in this work is around 6.75 and 6.8 Mw.

Key words: Neotectonics, Paleoseismology, Seismicity, 1875 Earthquake, Seismic Hazard, Mérida Andes, Colombia-Venezuela Border.

1. Tópicos Introductorios

1.1. INTRODUCCIÓN

El estado Táchira, en Venezuela, se ubica al sur del país, limita al norte con el estado Zulia, al este con el estado Barinas y al oeste y sur es frontera con Colombia, ocupa una superficie de 11.100 km², siendo su capital la ciudad de San Cristóbal. Se caracteriza por poseer climas templados y fríos, que varían en función de la altitud entre las tierras bajas (los llanos) y las tierras altas (las montañas). Es el segundo estado andino en poseer alturas que sobrepasan los 3000 m s.n.m. (Márquez en: Santander 1986). Por su parte el Departamento del Norte de Santander, se ubica en el noreste de Colombia, siendo su capital la ciudad de San José de Cúcuta, al norte y este es límite de frontera con Venezuela, al sur con los departamentos Arauca y Boyacá, y por el oeste con los departamentos Santander y Cesar. Ocupa una extensión de 27.217 km2 (Instituto Geográfico Agustín Codazzi, 1989). Entre la región del Táchira y el Norte de Santander se ubica la unión de los Andes de Mérida con la Cordillera Oriental de Colombia y el Macizo de Santander; es una región geológica y tectónicamente compleja, con alta amenaza sísmica, debido a que ambos países comparten sistemas de fallas activos, con actividad reciente en el Cuaternario. Entre La Grita en el estado Táchira y Pamplona en el Departamento del Norte de Santander, la concentración de terremotos conforma un historial de eventos destructores: 03/02/1610, 16/01/1644, 26/02/1849, 18/05/1875, 28/04/1894 y 08/07/1950. (Centeno, 1969; Grases et al., 1999; Ramírez, 1975, 2004; Espinosa, 2012). De estos eventos el terremoto ocurrido en 1875 es conocido como el más ruinoso de la región fronteriza (Centeno, 1969).

En el presente trabajo se planteó estudiar mediante la neotectónica, la paleosismología, y la sismicidad histórica e intrumental, dos de los sistemas de fallas activos más importantes, que atraviesan la zona limítrofe entre Venezuela y Colombia, como son: Boconó y Aguas Calientes; este último sistema ubicado subparalelo a la falla de Boconó y al norte de la misma. Adicionalmente se realiza una recopilación de datos en relación a los sismos históricos transfronterizos, con reporte de daños en la zona de estudio, con énfasis en el terremoto ocurrido el 18 de mayo de 1875, en el cual se realiza la evaluación macrosísmica y se establece la fuente sísmica responsable. Finalmente se presenta una segmentación sismogénica transfronteriza con los parámetros respectivos para los sistemas de fallas evaluados.

Esta investigación estuvo enmarcada como parte de los estudios propuestos en el proyecto “Geociencia Integral de los Andes de Mérida” (GIAME), llevado por la Fundación Venezolana de Investigaciones Sismológicas (FUNVISIS) y coordinado por Michael Schmitz; en cooperación con el Servicio Geológico Colombiano (SGC), a través del proyecto Implementación Red Nacional de Estaciones Permanentes Geodésicas Satelitales GPS/ GNSS, para estudios e investigaciones geodinámicas en el territorio Colombiano – GEORED, proyecto coordinado por Héctor Mora.

1.2. OBJETIVOS

1.2.1. General

Caracterizar el potencial sismogénico de la falla de Boconó y el sistema de fallas de Aguas Calientes, a partir de estudios neotectónicos, paleosísmicos y de sismicidad históricae instrumental en la zona comprendida entre La Grita, en el Táchira-Venezuela, hasta Chinácota en el Departamento Norte de Santander-Colombia.

1.2.2. Específicos

• Identificar las evidencias geomorfológicas de deformación reciente en las fallas en estudio y selección de sitios potenciales para realizar estudios paleosísmicos.

• Realizar la integración y unificación de las trazas activas de los sistemas de fallas Boconó y Aguas Calientes, desde La Grita en el estado Táchira, Venezuela, hasta Chinácota en el Departamento Norte de Santander, Colombia.

• Identificar en subsuelo mediante el uso del Georadar, la falla a estudiar en trinchera paleosísmica, o en aquellos sitios donde la evidencias morfotectónicas superficiales sean escasas.

• Realizar dos trincheras paleosísmicas para reconstruir la historia sísmica en la sección sur de la falla de Boconó en territorio venezolano.

• Reevaluar dos trincheras paleosísmicas realizadas por el SGC, en el año 2009 en la municipalidad de Cúcuta, sobre el sistema de fallas Aguas Calientes.

• Catalogar los sismos históricos con reporte de daños, ocurridos en la región de estudio.

• Reevaluar las intensidades macrosísmicas, para el terremoto ocurrido el 18 de mayo de 1875.

• Correlacionar la actividad sísmica instrumental con las estructuras geológicas activas, o potencialmente activas (sismotectónica) en la zona de estudio.

1.3. ALCANCE

Comprende la integración binacional de los sistemas de fallas activas Boconó y Aguas Calientes en la región fronteriza colombo-venezolana, excavación de dos trincheras para fines paleosísmicos en el sistema de fallas de Boconó, y en el sistema de fallas de Aguas Calientes se reevalúan dos sitios que fueron excavados en el año 2009 por el SGC. A partir de estos estudios se busca obtener desplazamientos, periodos de retorno, magnitud máxima probable, y posibilidad del último evento sísmico ocurrido, parámetros que son necesarios para la evaluación de la amenaza sísmica de la región. Del mismo modo se evalúa el sismo ocurrido del 18 de mayo de 1875, conocido como el más destructor de la frontera colombo-venezolana, se busca reunir evidencias que permitan estimar la fuente sísmica responsable. Es una región donde se asientan importantes poblaciones en constante crecimiento y los resultados generados en esta investigación, son de gran utilidad en la toma de decisiones en los planes de ordenación territorial y local, así como, contribuye en la actualización de las normas sismorresistentes. A su vez, viene a ser el inicio de futuros trabajos transfronterizos, para continuar en el reconocimiento de la totalidad de las fallas activas que comparten ambas naciones, donde se pueda contar con mapas de fallas cuaternarias a escala 1:100.000.

1.4. UBICACIÓN Y EXTENSIÓN DEL ÁREA DE ESTUDIO

El área de la presente investigación está enmarcada en la zona limítrofe entre Venezuela y Colombia, cubre la parte norte del estado Táchira y la parte central del Departamento Norte de Santander, particularmente desde la población de La Grita en Venezuela, hasta la población de Chinácota en Colombia (Figura 1.1).

1.5. METODOLOGÍA

La metodología utilizada en este trabajo fue la propuesta por Michetti et al. (2005) (Figura 1.2), mediante la cual, se utilizan las ramas de la neotectónica, paleosismología, sismotectónica y sismicidad histórica, para evaluar un accidente estructural activo en donde se pueda conocer o estimar los parámetros sismogénicos, utilizados para fines de amenaza sísmica.

Las actividades realizadas se desglosan principalmente en dos partes:

• Realización de estudios neotectónicos y paleosísmicos

• Recopilación de datos en relación con los sismos históricos que han afectado la zona de interés; con énfasis en el terremoto ocurrido el 18 de mayo de 1875.

Se realizó en tres etapas.

Etapa Preliminar: Consistió en la revisión bibliográfica y compilación de la información disponible en relación con:

• Trabajos previos realizados en la zona, correspondiente a la tectónica imperante, condiciones climáticas y paleoclimáticas, geomorfología, estratigrafía, geodinámica, geocronología, geofísica e hidrotermalismo. Adicionalmente se recopiló información en relación con los sismos históricos, donde se han reportado daños y que han afectado poblaciones ubicadas en la zona limítrofe colombo-venezolana.

• Se revisaron los mapas topográficos, geológicos y de fallas cuaternarias disponibles (escalas 1:25.000, 1:100.000, 1:250.000, 1:2.000.000 y 1: 2.500.000).

• Se realizó la revisión e interpretación de fotografías aéreas. Para Venezuela se utilizaron las siguientes misiones: Misión A-34, en escala 1:40.000, del año 1952 y misión 010298, en escala 1:50.000, del año 1972, de la Dirección de Cartografía Nacional, actualmente Instituto Geográfico Venezolano Simón Bolívar (IGVSB). Para Colombia; se utilizaron las siguientes misiones: M-1111 del año 1961, M-43 del año 1955, M-1076 del año 1961 y C-2455 del año 1982 todas a escala 1:50.000. En escala 1:30.000, las misiones C-1850 y C-2398, ambas del año 1982, provenientes del Instituto Geográfico Agustín Codazzi (IGAC).

• Se utilizó también el modelo digital de elevación, facilitado por el Instituto de Ingeniería-Centro de Procesamiento Digital de Imágenes (CPDI), cuya fuente es: NASA, (2005).

• Con la disponibilidad de este material se elaboraron mapas preliminares de cartografía neotectónica, en escala 1:25.000 y 1:100.000 que fueron la base para las revisiones de campo. En estos mapas se utilizó la simbología para fallas activas expuesta en la figura N° 1.3.

Etapa de Campo: subdividida en cuatro fases

a) Fase uno

Esta fase comprendió el reconocimiento en campo de las evidencias morfotectónicas, y localización de las trazas de falla, identificando las evidencias mediante la simbología expuesta en la figura 1.3 en la cual se realizaron las siguientes actividades:

• Verificación de la fotointerpretación en campo y corrección de los mapas preliminares.

• Ejecución de misiones de campo binacionales, para unificar e integrar la cartografía neotectónica de los sistemas de fallas de Boconó y Aguas Calientes, en ambos lados de la frontera colombo-venezolana.

• Selección de sitios potenciales para realizar trincheras paleosísmicas que cumplieran en la medida de las posibilidades con las siguientes características: zona donde la falla mantuviera una única traza, y que a su vez el sitio estuviera fuera de zona de parque nacional, debido a los trámites engorrosos que deben hacerse para obtener un permiso; a su vez, que hubiera la posibilidad de contar con materia orgánica, ya que el método de datación a ser utilizado sería 14C. Con esta información se elaboraron tablas de los posibles sitios de trinchera y de los sitios seleccionados para mediciones con el equipo Georadar.

b) Fase dos

Esta fase comprendió el empleo del Georadar, con el fin de identificar evidencias de deformación en los primeros metros del subsuelo. El Georadar también conocido como radar de penetración de suelos, (Ground Penetrating Radar, GPR por sus siglas en ingles), es un instrumento que se basa en la teoría del electromagnetismo de alta resolución para crear imágenes del subsuelo a poca profundidad. Está conformado por una antena transmisora y una antena receptora y trabaja con frecuencias de 10 MHz a 1000 MHz (Jol, 2009). El equipo GPR de FUNVISIS utilizado, cuenta con antenas de 40, 80 y 200 MHz. Las mediciones se realizaron en sitios preseleccionados como potenciales paleosísmicos y en aquellos sitios donde no fue fácil identificar la traza de la falla, por escasas evidencias morfológicas en superficie. Adicionalmente se buscó delimitar la zona a excavar en los dos sitios que fueron elegidos para las excavaciones con fines paleosísmicos.

c) Fase tres

Esta fase comprendió la apertura de dos trincheras paleosísmicas en la sección sur de la falla de Boconó, así como el levantamiento geológico e interpretación de los resultados obtenidos de las muestras datadas por el método 14C. Por otra parte, comprendió la reevaluación de dos trincheras excavadas en el sistema de fallas de Aguas Calientes en la municipalidad de Cúcuta, capital del Departamento Norte de Santander, estas excavaciones se realizaron en el año 2009 por Diederix et al. (2009) del SGC, su revaluación se realizó a partir de nuevos resultados adquiridos de dataciones 14C obtenidas en el año 2013, a partir del trabajo de integración binacional entre FUNVISIS y el SGC.

Para los dos sitios de excavación realizados sobre la sección sur de la falla de Boconó se siguieron los siguientes pasos:

• Solicitud de permiso a los dueños del terreno. El primer sitio escogido, se ubicó en la finca El Palmar en el sector Páramo el Zumbador al sur de la población de El Cobre, terreno propiedad de la Sra. Rita Roa (trinchera El Zumbador). El segundo sitio escogido se ubicó en la finca Santa Eduviges, en el sector El Poblar al suroeste de Capacho Viejo, en terreno propiedad del señor Carlos Gutiérrez, finca colindante con la finca El “Paraízo”[SIC] (Trinchera El “Paraízo”). En ambos sitios hubo la posibilidad de realizar la excavación con retroexcavadora. Se solicitó el apoyo a la Alcaldía de la jurisdicción donde se localizaba el estudio. El primer sitio de interés denominado trinchera El Zumbador, se contó con el apoyo de la alcaldía de Michelena, en su momento se encontraba el Dr. Fernando Roa como alcalde. El apoyo se contó sólo para la apertura, ya que para el cierre hubo la necesidad de contratar la maquinaria. Mientras en el sitio de la trinchera El “Paraízo”, tanto para la apertura como el cierre de la misma, se contó con la retroexcavadora de la Alcaldía del Municipio Libertad, que en ese momento se encontraba el Licenciado Erasmo Gómez ejerciendo el cargo de alcalde. En ambas trincheras, las paredes fueron limpiadas a partir del raspado con el uso de un “scrapper”. Éstas se reticularon colocando cuerdas espaciadas cada metro tanto en sentido horizontal como en vertical. El reticulado sirvió como referencia para el dibujo detallado de la secuencia sedimentaria y las deformaciones identificadas.

• Se realizaron interpretaciones preliminares y se tomó las muestras para la datación por 14C (Espectrometría de Acelerador de Masa, AMS). Este método está basado en la velocidad de desintegración del carbono radiactivo o isótopo inestable 14 (14C), que está formado en la atmósfera superior a través del efecto de los neutrones de los rayos cósmicos a nitrógeno 14. Finalmente se cerraron las dos excavaciones.

d) Fase cuatro

• Esta fase comprendió la recopilación de datos en relación con los sismos históricos ocurridos en la región limítrofe entre Venezuela y Colombia, concentrándose particularmente el esfuerzo en el terremoto ocurrido el 18 de mayo de 1875, como uno de los objetivos específicos de este trabajo. La búsqueda de información fue detallada, requiriendo investigar fuentes primarias en archivos, lo cual implicó visitas de campo a los archivos regionales y nacionales de ambas naciones y se siguió el esquema propuesto por Salcedo y Castaño (2011; Figura 1.4).

En esta fase se realizaron las siguientes actividades:

• Revisión de las bases de datos macrosísmicas en línea, de ambos países concernientes a fuentes de sismicidad histórica: www.sismicidad.ciens.ula.ve, de la Universidad de los Andes de Mérida en Venezuela y www.agata.sgc.gov.co:9090/SismicidadHistorica/ del SGC, sede Bogotá en Colombia, así como en catálogos (Centeno, 1969; Grases, et al., 1999; Altez y Rodríguez, 2009), por Venezuela. Por Colombia, de los libros: Historia de los terremotos en Colombia, por Ramírez, (1975 y 2004) y la Enciclopedia de Desastres Naturales de Colombia, por Espinosa (2012); además de las publicaciones en revistas, libros, periódicos e informes técnicos, así como también revisión y recopilación de datos de proyectos e informes técnicos realizados en la zona de estudio.

Con la información obtenida se catalogaron todos aquellos eventos sísmicos históricos en los que hubo reporte de daños en las poblaciones ubicadas en la zona fronteriza colombo-venezolana. En el caso particular del terremoto de 1875, la investigación detallada condujo a la generación de un inventario de daños y su reevaluación macrosísmica en el que se reevaluaron las intensidades utilizando tres escalas: a) Modificada de Mercalli (MM), versión 1969; b) escala EMS-98 y c) escala ESI-2007-INQUA.

Etapa de Oficina:

Con los datos e información obtenidos en las dos primeras fases se realizaron mapas en escala 1:250.000 y 1:100.000, sobre las fallas activas, los sitios de medición GPR y mapa de segmentación de fallas para fines de amenaza sísmica. En total fueron 5 mapas. Los mismos se realizaron mediante el uso de un Sistema de Información Geográfica (SIG), en el cual se trabajó utilizando el programa Arc-Gis; y se realizó la redacción de los capítulos que comprenden esta memoria.

1.6. ESTUDIOS PREVIOS EN RELACIÓN AL RIESGO SÍSMICO EN LA REGIÓN FRONTERIZA COLOMBO-VENEZOLANA

Para la región del Táchira; los estudios relacionados con Riesgo sísmico y Geología de fallas activas, han sido desarrollados principalmente desde FUNVISIS, particularmente entre la década de los años 80 y 90. El primer proyecto realizado se desarrolló para la construcción de la represa Uribante Caparo, actualmente conocida como Desarrollo Hidroeléctrico de Uribante Caparo (DESURCA). Este proyecto estuvo bajo la coordinación de Soulas et al. (1983). Posteriormente a finales de los años 80 y comienzos de los 90, se realizaron dos estudios, para la empresa petrolera venezolana; proyecto SUMANDES I por Soulas et al. (1987) y proyecto SUMANDES II por Singer et al. (1991). Resultados de estos estudios, fueron publicados en congresos y revistas científicas (e.g., Soulas, 1983, 1985; Singer et al., 1991; Singer y Beltrán, 1996; Audemard, 1997, 1998; Singer y Audemard, 1997).

Mientras que, para el Departamento del Norte de Santander en Colombia, en el año 1985 se realizó el proyecto geofísico del noreste colombiano con la participación de INGEOMINAS- FUNVISIS y la universidad de Estrasburgo, Francia. En el marco de este estudio se instalaron estaciones sismológicas portátiles, y se realizó una cartografía general de fallas activas (Paris y Sarría, 1985). De los estudios más recientes se tienen: Orozco et al. (2007) con una cartografía preliminar de las principales fallas en el valle de Cúcuta, y el trabajo de Diederix et al. (2009) donde cartografían las fallas de Aguas Calientes y el sistema de fallas Palo Colorado - Boconó, nombre definido a la terminación de la falla de Boconó en Colombia por Boinet et al. (1985). Sin embargo, en escala macro, ambas naciones cuentan con mapas de fallas activas en escala 1:2.000.000 para Venezuela (Soulas, 1985; Beltrán, 1993 y Audemard et al., 2000) y 1:2.500.000 para Colombia (Paige, 1986; Paris y Romero, 1994; Paris et al., 2000).

En la región de interés, la falla que reúne más estudios en relación con su actividad sismogénica es la falla de Boconó, concentrados particularmente en el Occidente de Venezuela, sin embargo, a pesar de ser una de las fallas más estudiadas hacia el centro de los Andes de Mérida, en la frontera entre Colombia y Venezuela la documentación es escasa. En función de obtener una primera integración binacional, en escala 1: 100.000 de los sistemas de fallas de Boconó y Aguas Calientes, se partió como base del mapa en escala 1:250.000 realizado en el marco del proyecto SUMANDES II y generado por Singer et al. (1991). En el cual se evidencia, que la región fronteriza entre ambas naciones es atravesada por una cantidad de fallas activas que requieren de estudios detallados (Figura 1.5). En el presente trabajo, se escogió estudiar e integrar binacionalmente en escala 1:100.000 dos de los sistemas de fallas de mayor importancia como son: el sistema de Boconó y el sistema de Aguas Calientes.

A continuación, se presenta una síntesis de los estudios relacionados con: cartografía neotectónica, estudios paleosísmicos y evaluaciones macrosísmicas para la región de interés.

1.6.1. Sistema de fallas de Boconó

La variedad de estudios en relación a la falla de Boconó, se concentran desde el noreste de la ciudad de San Cristóbal en el estado Táchira hasta la población de Morón en el estado Yaracuy (e.g., Rod, 1956; Schubert, 1980a, 1980b, 1982, 1984; Soulas, 1985; Soulas et al., 1987; Beltrán 1993; Audemard et al., 1999; Audemard, 2003). No obstante existen muchas más referencias con relación a este sistema de fallas, pero concentrados más hacia el noreste de la región de estudio. El sistema de fallas de Boconó es el accidente de mayor importancia sismogénica en el occidente venezolano y éste forma parte de un accidente estructural mayor, reconocido desde el Golfo de Guayaquil en Ecuador (Falla Pallatanga), pasando al sur y al este de la Cordillera Oriental de Colombia (fallas: Algeciras, Altamira, Guaicáramo, sistema frontal del piedemonte llanero y Chucarima-Pamplona Chinácota), y extendiéndose en Venezuela (fallas Boconó, San Sebastián, El Pilar y Los Bajos) hasta el arco de las Antillas Menores (e.g., Soulas, 1985; Singer y Audemard, 1997; Audemard y Audemard, 2002). Esta falla se caracteriza por grandes valles alineados a lo largo de su traza activa o trazas activas, por la presencia de cuellos de falla, escarpes de falla, lomos lineales y cuencas en tracción (e.g., Audemard, 2003). A medida que se acerca a la frontera colombo-venezolana, estos rasgos son menos prominentes, pierde progresivamente la posición axial que ella mantiene en el tramo central de los Andes de Mérida y en el estado Táchira, cruza de manera oblicua, para continuar en dirección a Chinácota, Colombia, cambiando el rumbo de sentido NE-SO y movimiento lateral derecho a sentido NNO-SSE con una fuerte componente inversa, donde es denominada sistema de fallas Chinácota-Chitága-Pamplona (Paris et al., 2000), para finalmente conectarse con el sistema de fallas del piedemonte llanero. Luego de sufrir dos inflexiones, generándose una doble curvatura, estructura conocida como el indentor o punzón de Pamplona (Boinet et al., 1985).

1.6.1.1. Estudios paleosísmicos realizados en la traza principal de la falla de Boconó.

Todos los estudios paleosísmicos hasta el momento se han realizado sólo del lado venezolano. Las dos primeras trincheras, se llevaron a cabo en el marco del proyecto SUMANDES I, entre los años de 1986 y 1987. El primero de estos estudios se ejecutó en el año de 1986 y se ubicó al noreste de la población de La Grita (trinchera La Grita, T1) y el segundo en el año de 1987, ubicado al noreste de la población de Cordero (trinchera Mis Delirios, T2). Los principales resultados fueron descritos por: Soulas et al. (1987); Audemard y Soulas (1995), Audemard, (1997, 1998). Estos estudios van a ser los primeros de los 15 que se han realizado a lo largo de la falla de Boconó, todos en el marco de proyectos de investigación desde FUNVISIS. En el año de 1989, se realiza la tercera excavación paleosísmica en el estado Lara (trinchera Buena Vista, T3), las interpretaciones preliminares, fueron publicadas en Beltrán et al. (1990). En el año de 1998, en un taller piloto de entrenamiento en estudios paleosísmicos, coordinado por Franck Audemard, se realizó la cuarta excavación en la falla de Boconó, sobre la traza norte de la cuenca de tracción de Apartaderos (trinchera Morro de los Hoyos, T4), (Audemard et al., 1999).

Posteriormente, en el año 2004, en la traza sur de la cuenca de tracción de Apartaderos, se realizó la quinta trinchera paleosísmica (trinchera Mesa del Caballo, T5), (Audemard et al., 2008). Continuando con los estudios sobre la falla de Boconó, en el marco de un proyecto FONACIT-2001002492 bajo la coordinación de Franck Audemard se excavaron entre el año 2005 y 2006 seis trincheras, las cuales se llevaron a cabo en estudios de trabajos de maestría (Audemard, 2005); en el año 2005 se realizaron dos en Guarico, estado Lara (Trincheras La Primavera, T6 y El Manzano, T7), y dos en el estado Yaracuy (Trincheras Yaritagua, T8) y Quigua, T9) (Bueno et al., 2005; Ollarves et al., 2005; Bueno, 2009; Audemard, 2016). En el año 2006 se excavaron dos trincheras en el estado Mérida en la cuenca de tracción de Lagunillas, en la traza norte (trinchera La Pantaleta, T10) y en la traza sur (trinchera Quinanoque, T11) (Alvarado, 2008; Alvarado et al., 2007, 2008). En el año 2012 en el estado Táchira, se excavaron las dos trincheras que se evalúan en el presente trabajo (El Zumbador, T12 y “El Paraízo” T13) y las más recientes se ejecutaron en el año 2015 (La Mata- Higuerón T14 y San Ramón T15, Pousse, 2016).

Particularmente en la zona de Mucubají en el estado Mérida, los estudios paleosísmicos, estuvieron acompañados de investigaciones a partir de evidencias indirectas, en el marco del proyecto ECOS-Nord (PI 2003000090) coordinado también por Franck Audemard y en el cual, se realizó la tesis doctoral de Eduardo Carrillo, donde se tomaron núcleos continuos en la laguna de Mucubají, y en la morrena Los Zerpa al sureste de Mucubají se realizaron levantamientos de afloramientos deformados por la falla de Boconó, resultados expuestos en: Carrillo et al. (2006) y Carrillo et al. (2008). En el marco de este mismo proyecto, se cartografiaron dos grandes deslizamientos (sackungs), que han coexistido con la actividad reciente de la falla (Audemard et al., 2010, 2011). La ubicación general de estos sitios, se presentan en la figura 1.6 y en las tablas 1.1 y 1.2 se resumen los principales resultados obtenidos para cada una de estas investigaciones.

1.6.2. El sistema de fallas de Aguas Calientes-Seboruco

Este sistema de fallas fue evaluado, como activo por primera vez, en el marco del proyecto SUMANDES II, Singer et al. (1991). Sin embargo, como rasgo estructural, en el mapa geológico de San Cristóbal referencia 5739, escala 1:100.000, del año 1986 del Ministerio de Energía y Minas, elaborado por Useche et al. (1986), la falla principal está cartografiada con el nombre de falla de San Pedro. De igual forma se denomina en el mapa tectónico de la región del Táchira, publicado por Meier et al. (1987). Del lado colombiano, en el mapa geológico cuadrángulo G-13, Cúcuta (1998), del Ministerio de Minas y Energía, el rasgo estructural que sería la continuidad de esta falla en Colombia, aparece con el nombre anticlinal de Aguas Calientes.

En el mapa Neotectónico de Venezuela compilado por Beltrán, (1993) y en el mapa de Audemard et al. (2000), ambos en escala 1:2.000.000, este accidente sismogénico aunque no se le menciona por el nombre, aparece cartografiado como un rasgo mayor al norte de la falla de Boconó.

Diederix et al. (2009) cartografían lo que vendría a ser la continuidad de una de las trazas del sistema de fallas de Boconó en Colombia, así como también cartografían al sistema de fallas de Aguas Calientes. En este mismo trabajo, llevaron a cabo dos estudios paleosísmicos por trincheras en el valle de Cúcuta, sobre el sistema de fallas de Aguas Calientes y vienen a representar los dos estudios pioneros paleosísmicos en el Norte de Santander. Hubo la posibilidad de participar en el levantamiento geológico y su reevaluación a partir de nuevos resultados 14C obtenidos en el año 2013, viene a ser otro de los objetivos específicos del presente trabajo.

1.6.3. Evaluaciones macrosísmicas en relación a terremotos ocurridos en la zona fronteriza colombo-venezolana

Se han realizado importantes trabajos en relación con aquellos sismos donde se han reportado daños en la frontera colombo-venezolana, entre los que se mencionan: Ramírez, (1975) realiza la primera evaluación macrosísmica del terremoto ocurrido el 18 de mayo de 1875. El trabajo por Febres-Cordero (1925) es uno de los trabajos más detallados en relación a este terremoto y reúne datos que aún siguen siendo claves en el entendimiento de dicho evento, aunque no toca el tema de evaluación macrosísmica, debido a que no era utilizada esta nomenclatura para la época. Para este mismo evento, Cifuentes y Sarabia (2006) realizaron una búsqueda de información en archivos colombianos y elaboraron también una evaluación macrosísmica.

Por su parte, Rengifo y Lafaille (1998, 2000) y Kingland et al. (2008), realizaron también el estudio macrosísmico para el terremoto ocurrido en abril de 1894, denominado el gran terremoto de los Andes. Otros dos de los eventos sísmicos con reporte de daños en la zona evaluada y con evaluaciones macrosísmicas son: el evento sísmico del 10/7/1919 y el de 14/03/1932, por Escobar y Rengifo (2003). En el caso del sismo de Arboledas ocurrido en el 8 de julio de 1950, Ramírez (1953) elaboró el trabajo más detallado hasta el presente en relación a los daños. De igual manera en los proyectos realizados en FUNVISIS para la empresa petrolera venezolana, SUMANDES I por Soulas et al. (1987) y SUMANDES II por Singer et al. (1991), cuentan con datos valiosos en relación a los sismos con epicentro en la región fronteriza.

En el Capítulo IV de este trabajo, se hace una descripción detallada de la historia sísmica, a la que ha estado expuesta la zona fronteriza colombo-venezolana.

1.7. REFERENCIAS CONSULTADAS

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2. Geología y Tectónica

2.1. INTRODUCCIÓN

En el presente capítulo se hace referencia a la geología y a la tectónica regional de la zona de interés, que cubre la parte norte del estado Táchira entre La Grita y San Antonio del Táchira en Venezuela y la parte este del departamento Norte de Santander, entre San José de Cúcuta y Chinácota en Colombia, zona de unión de los Andes de Mérida con la Cordillera Oriental de Colombia y el Macizo de Santander. La descripción de las formaciones geológicas se realiza a partir de la documentación previa en ambas naciones, haciendo una síntesis geológica binacional.

2.2. CONTEXTO GEOLÓGICO

2.2.1. Generalidades

Previo a la integración geológica transfronteriza de la zona que cubre el área de estudio, se realizó una revisión de los mapas geológicos disponibles en ambas naciones. Para el estado Táchira, los primeros mapas geológicos fueron realizados por la compañía Creole Petroleum Corporation en escalas de 1: 50.000 y 1:100.000 (Referencias, G-2, H-2, del año 1957 y G-3 del año 1962). Luego el Ministerio de Minas e Hidrocarburos, entre las décadas de los años 60 y 80, elaboraron la cartografía geológica para Venezuela en escala 1:100.000, a partir de estos mapas, sintetizan la geología regional en hojas 1: 500.000, trabajo que fue coordinado por Bellizzia et al. (1976); los mapas que abarcan el estado Táchira, tienen la siguiente referencia: NB-18-I, NC-18-II, NC-19-III, NB-19-IV. Esta información fue llevada en versión digital y actualmente se cuenta con el mapa geológico de Venezuela, compilado por Hackley et al. (2005).

Para el Departamento Norte de Santander, el Instituto Colombiano de Geología y Minería (INGEOMINAS), actual Servicio Geológico Colombiano (SGC), ha sido el encargado de coordinar y elaborar los mapas geológicos de Colombia. En 1997, publicó el mapa geológico generalizado del Departamento Norte de Santander, a escala 1:250.000, compilado por Jairo Clavijo de la unidad de Geología de Bucaramanga. Para el año 2007, INGEOMINAS publicó el Atlas Geológico de Colombia, por Gómez et al. (2007), y para el departamento del Norte de Santander es sintetizada en las siguientes planchas 5-04, 5-06 y 5-07. Recientemente el SGC publicó en versión digital el mapa Geológico de Colombia, escala 1:1.000.000 compilado por Gómez et al. (2015). A partir de esta información se elaboró el mapa geológico estructural que cubre la zona de interés en este trabajo (Figura 2.1 y 2.2, Anexo 1).

Por otra parte, se revisaron diversos trabajos entre los que se mencionan: González de Juana et al. (1980); Carreño (1982); Léxico estratigráfico de Venezuela (LEV), versión digital (PDVSA, 1997), las memorias de los cuadrángulos H-12, H-13, por Ward et al. (1973), el Léxico estratigráfico para Colombia por Julivert et al. (1968) y Porta et al. (1974) y se revisaron los informes que acompañan las planchas de referencia 98-Durania y 99-Villa de Rosario, del SGC por Fuquen et al. (2011).

Es importante aclarar que para el piso/edad, ambos países no mantiene la misma nomenclatura. En Colombia se le agrega el sufijo (ano), mientras que en Venezuela se le agrega el sufijo (ense). En función de homogeneizar la información en este capítulo se ha mantenido el sufijo (ense), de acuerdo a la tabla Cronoestratigráfica Internacional versión español por Cohen et al. (2015) (International Commission on Stratigraphy, 2015).

A continuación se describen las unidades geológicas agrupadas por edad, en la zona comprendida entre La Grita en el estado Táchira hasta Chinácota en el departamento Norte de Santander.

2.2.2. Rocas del Proterozoico (MP-NP)

a) Asociación Sierra Nevada

Bellizzia y Pimentel (1994) la incluyen en el Terreno Mérida, con categoría de unidad litodémica y con el rango de Asociación, la describen como una alternancia de microesquistos, gneis graníticos y localmente mármoles y cuarcitas. En el estado Táchira aflora, al oeste de la población de El Cobre, páramos Los Pantanos y Cimarronera, en la carretera La Grita-San José de Bolívar (páramo de Simosica). El Paleoambiente de esta formación es una secuencia espesa y algo monótona de pelitas y arenitas intercaladas, interestratificadas con margas.

c) Gneis de Bucaramanga

Ward et al. (1973) mencionan que este nombre se propuso para una secuencia estratificada de rocas metasedimentarias de alto grado de metamorfismo, que consisten principalmente de paragneis pelítico, semi-pelítico y arenáceo, esquisto y cantidades subordinadas de gneis calcáreo, mármol, gneis hornbléndico y anfibolita. También incluyen zonas de migmatitas de dos tipos: (1) donde el paragneis está mezclado con roca granítica gnéisica y (2) donde ambos están cortados por muchas masas pequeñas de granito no foliado de edad mucho más joven. Consideran como localidad tipo el frente montañoso al este de la ciudad de Bucaramanga. En la zona de estudio aflora al oeste de La Don Juana.

2.2.3. Paleozoico (PZ)

2.2.3. 1. Paleozoico Superior (PZ2)

a) Asociación Mucuchahí:

Referencia original para esta formación, por Christ (1927). Aflora al este del estado Táchira. Se caracteriza por una secuencia de pizarras laminadas y pizarras limosas, de color negro a gris verdoso, carbonosas y en parte filíticas, con buen clivaje; es común la presencia de pirita, la cual frecuentemente reemplaza a los fósiles.

b) Formación Sabaneta:

El nombre de formación fue dado por González de Juana, (1951). Se caracteriza por ser una secuencia de areniscas gruesas a guijarrosas, de color gris a marrón, que pasan hacia arriba a una intercalación de limolitas y areniscas de color rojo a rojo violeta. La mayoría de las areniscas muestra estratificación cruzada de ángulo alto. En relación a su paleoambiente es de origen continental, caracterizada por marcados cambios de facies, y se relaciona en su distribución, con su carácter de depósitos piemontinos en forma de cuña, que se adelgazan rápidamente. En la zona de estudio aflora en cercanía a La Grita.

c) Formación Palmarito:

De edad Carbonífero Superior - Pérmico Medio. La referencia original es de Christ (1927). Esta formación está constituida principalmente por una secuencia de lutitas, principalmente marinas, limos, arenas y margas, que gradan hacia arriba a calizas marinas. Su paleoambiente se caracteriza por transición entre aguas de poca profundidad y salinidad variable. En el estado Táchira se observa en la carretera Páramo el Zumbador-Queniquea.

2.2.4. Mesozoico (MZ)

2.2.4. 1. Triásico (T)

a) Granito de Durania:

Ward et al. (1973) lo clasificaron como un granito blanco moscovítico que forma plutones pequeños e intrusiones que se extiende en una faja N-S desde Pamplona en su parte oriental hasta Durania en el Norte de Santander y la localidad tipo se encuentra en cercanía a la población de Durania. En la zona de estudio aflora al oeste de La Don Juana.

2.2.4. 2. Jurásico (J)

a) Formación La Quinta (Venezuela), Girón (Colombia):

La referencia original de esta formación fue por Kündig, (1938). Para Venezuela, en la sección tipo En la localidad de La Quinta está clasificada en tres intervalos: uno inferior, compuesto por una capa de toba vítrea de color violáceo, uno medio, consistente de una secuencia interestratificada de toba, arenisca gruesa y conglomerática, limolita y algunas capas delgadas de caliza, de color verde, blanquesino, gris o violáceo y un intervalo superior, formado por limolita y arenisca, intercaladas con algún material tobáceo, de color rojo ladrillo y marrón chocolate (Schubert et al., 1979). Aflora extensamente en el estado Táchira en La Quinta tiene un espesor de 1610 m, y en relación con su paleoambiente, se originó en una planicie aluvial. En Colombia es denominada como Formación Girón. Cidiel (1968) la clasificó en siete facies litológicas en la sección tipo de Lebrija, con un espesor de 2690 m. De tope a base realizó la siguiente descripción; a) areniscas de grano grueso con capas de estratificación cruzada, así como capas conglomerática; b) areniscas interestraificadas de limolita y arcillolita; c) areniscas de grano medio que pasan lateralmente a lutita, con variación de color de gris a verde, la estratificación cruzada está bien desarrollada; d) capas rojas de limolita y arenisca interestratificada. Las capas rojas varían entre un color grisáceo a marrón; e) areniscas de grano medio a grueso con estratificación cruzada, las arenisca son muy duras y varían entre un gris verdoso a oliva; f) areniscas de grano medio a grueso y capas rojas interestratificadas de limolita y arcillolita y g) arenisca de grano grueso conglomerática, de color gris, con estratificación cruzada.

2.2.4.3. Cretácico Inferior/Temprano (K1)

El Cretácico (K1) comprende:

a) Formación Río Negro:

Hedberg (1931) es el primero en emplear el término conglomerado de Río Negro, posteriormente Hedberg y Sass (1937); lo denominaron como Formación Río Negro y mencionan que su litología se caracteriza por areniscas blancas, generalmente de grano grueso, conglomerados heterogéneos; arcillas y lutitas variables, típicamente en tonos brillantes de amarillo, rojo y morado. Su paleoambiente está relacionado con lagunas costaneras, llanuras de marea o albúferas, salinidad anormal, presumiblemente hipersalinas con poca circulación y baja oxigenación; la secuencia de areniscas con estratificación cruzada, se depositó en un ambiente deltáico a marino costanero; y la secuencia de conglomerados y areniscas conglomeráticas, en un ambiente deltáico, donde cada nivel de conglomerados indica una pequeña pulsación del ciclo fluvial, con disminución de la energía mecánica, de la base al tope de la secuencia.

b). Miembro Tibu (Venezuela), Formación Tibú-Mercedes (Colombia):

La denominación del Miembro Tibú fue propuesta por Renz (1959). La sección tipo fue establecida por Notestein et al. (1944), en los afloramientos del río Tibú, en la Concesión Barco, Colombia, de allí su nombre. Estos autores definieron como dos formaciones Tibu y Mercedes, sin embargo, (Ward et al., 1973). Cartografió esta unidad como una sola.

El Miembro Tibú, según Renz (1959), mantiene una litología bastante uniforme a través del occidente de Venezuela, se caracteriza principalmente en la parte inferior por calizas arenosas, areniscas calcáreas y lutitas, con la presencia de glauconita, mientras que la parte superior es prácticamente calcárea.

Fuquen et al. (2011), en el departamento Norte de Santander, la catalogan como la Formación Tibu-Mercedes, mencionan que está compuesta por calizas grises oscuras, fosilíferas en capas gruesas, y areniscas amarillentas de grano fino cuarzosas, en capas delgadas, con intercalaciones de lutita oscura.

c) Formación Aguardiente:

La referencia original de esta formación fue dada por Notestein et al. (1944). mencionaron areniscas calcáreas duras, de color gris a verde claro, grano variable y estratificación cruzada, localmente glauconíticas, con intercalaciones de lutitas micáceas y carbonáceas y algunos lechos de caliza en la parte inferior; localmente las areniscas son tan calcáreas que se aproximan a calizas arenosas.

2.2.4.4. Cretácico Superior/Tardío (K2)

Comprende las siguientes formaciones:

a) Formación Capacho:

La referencia original de esta formación fue dada por Sievers (1888). El cual, introdujo el término, caliza de Capacho para designar una sección de calizas del Cretácico Medio, expuesta cerca de Capacho en el municipio Independencia del estado Táchira. Renz (1959), subdividió en tres miembros: El Miembro La Grita está constituido por calizas, el Miembro Seboruco es esencialmente lutítico y el Miembro Guayacán presenta calizas bioclásticas de colores claros. Ramírez y Campos (1972) describen un paleoambiente marino característico por avance de transgresión y profundización de cuenca y las calizas superiores indican condiciones sedimentarias uniformes en toda la cuenca. Para Colombia, Notestien et al. (1944) también la subdividen en tres miembros: el primero; Miembro Guayacán, caracterizado por contener caliza de color gris con abundantes fósiles, con intercalación de capas masivas de lutitas gris oscuro a negro no calcáreo. El segundo Miembro superior, lo caracteriza por contener lutitas gris oscuro con pocas capas de limolita y caliza fosilífera y el Miembro inferior por contener lutita negra de estratificación delgada muy calcárea, orgánica bituminosa con foraminíferos.

b) Formación La Luna:

González de Juana et al. (1980) describen que esta formación consiste típicamente de calizas y lutitas calcáreas fétidas, con abundante materia orgánica laminada y finamente dispersa, delgadamente estratificadas y laminadas, densas, de color gris oscuro a negro; la ftanita negra es frecuente en forma de vetas, nódulos y capas delgadas; las concreciones elipsoidales a discoidales de 10 a 80 cm de diámetro, son características típicas de la formación, que permiten reconocerla en cualquier afloramiento, a su vez refiere que puede dividirse en dos intervalos litológicos distintivos: el inferior suprayace a las calizas del Miembro Guayacán, que presenta la litología típica de la Formación La Luna, en cambio el intervalo superior es notablemente diferente, por el predominio de ftanita sobre otros tipos litológicos, y ha sido definido con el nombre Miembro Ftanita de Táchira. En cuanto a su paleoambiente, se depositó en un ambiente euxínico. Tanto en el Táchira como en el Norte de Santander, esta formación presenta importantes afloramientos.

c) Formación Colón:

El nombre de Colón se deriva de dos nombres geográficos, Distrito Colón en el estado Zulia (Liddle, 1928), y de la zona donde se ubica la sección tipo, en la ciudad de San Juan de Colón en el estado Táchira (Hedberg y Sass, 1937). Se caracteriza por lutitas microfosilíferas gris oscuro a negras, macizas, piríticas y ocasionalmente micáceas o glauconíticas, con margas y capas de caliza subordinada. Las lutitas son más arenosas hacia la base y hacia la parte superior, donde la unidad cambia transicionalmente a la Formación Mito Juan. En relación con su paleoambiente González de Juana et al. (1980) describen que la sección de lutitas de la Formación Colón, representa un intervalo marino nerítico, e indica la estabilidad de la cuenca geosinclinal, que a fines del Maastrichtiense tiende a rellenarse; el ambiente cambia a salobre y se deposita la facies algo más arenosa de Mito Juan.

d) Formación Mito Juan:

La referencia original de esta formación fue dada por Garner (1926), la litología fue descrita por Sutton (1946); se caracteriza por arcillas grises, gris verdosas y negras, localmente arenosas, en las cuales el contenido de limo y arena aumenta en sentido ascendente y en cuya parte superior se encuentran a veces capas delgadas de calizas y areniscas. En la parte inferior de la formación, hay algunas arcillas laminares grises que son indistinguibles litológicamente de las arcillas de Colón. Son particularmente comunes concreciones discoidales de arcilla ferruginosa formando capas delgadas.

2.2.5. Cenozoico (CZ)

2.2.5.1. Paleoceno (E)

a) Formación Barco:

Fue originalmente definido este nombre y publicado por Notestein et al. (1944), para designar la unidad intermedia del Grupo Orocué, en la Concesión Barco, frontera colombo-venezolana, con espesores que varían entre 170 y 275 m. Se caracteriza por contener areniscas, lutitas y limolitas intercaladas. Las areniscas son generalmente de color gris, arcillosas, de grano muy fino a medio, bien escogidas y con estratificación cruzada o laminada, localmente contienen mica y laminaciones de lutita. Boesi et al. (1988), hacen referencia que el paleoambiente se caracteriza por ser deltaico bajo en su parte inferior, a deltaico alto en la parte superior.

b) Formación Los Cuervos:

Unidad intermedia del Grupo Orocué. La sección tipo fue descrita en la parte norte de la Concesión Barco, en la quebrada Los Cuervos afluente al río Catatumbo (Notestein et al., 1944). De acuerdo a González de Juana et al. (1980), esta formación representa un ambiente deltaico-paludal. Fierro y Useche (1985) describieron a esta formación en la región del Nula, al sur de Táchira. Heybroek (1953), Terán et al. (1986) y Kiser (1989) reconocieron a los carbones de la cuenca carbonífera de Santo Domingo, Táchira, como pertenecientes a la Formación Los Cuervos, y no a la Formación Carbonera. De acuerdo a Notestein et al. (1944), esta formación se caracteriza por contener arcilitas y lutitas con capas de carbón en la base y algunas capas de arenisca. Se encuentran también algunas calizas delgadas con estructuras de “cone-in-cone”. Las capas de carbón varían en espesor entre 0,5 y 2,5 m y se explotan en pequeña escala.

2.2.5.2. Eoceno (E2)

a) Formación Mirador:

La localidad tipo se encuentra en el cerro El Mirador, en la parte suroccidental del distrito Colón, estado Zulia. De acuerdo a González de Juana et al. (1980) y Notestein et al. (1944) la sección tipo se caracteriza por areniscas blancas de grano fino a medio con capas delgadas de gránulos o guijarros de cuarzo; toda la sección presenta material carbonáceo, observándose algunas intercalaciones de lutitas en su tercio superior y capas delgadas de carbón interestratificadas con las mismas. Trump y Salvador (1964) indican que en el estado Táchira, la Formación Mirador se compone de areniscas cuarzosas friables, en capas gruesas de colores claros, con intervalos ocasionales de lutita o limolitas grises moteadas. Ramírez y Campos (1972) describen un espesor aproximado de 500 metros para la unidad, en la región La Grita-San Cristóbal. En el Norte de Santander, en la parte oriental del cuadrángulo H-13, tiene un espesor promedio entre 210 y 235 m (Notestein et al., 1944).

a) Formación Carbonera:

La localidad tipo se ubica en la quebrada Carbonera, tributaria del río Zulia y aflora en Táchira, Mérida y Zulia meridional; en los alrededores de San Antonio y de Cúcuta. De acuerdo a Notestein et al. (1944) se compone principalmente de arcillitas y lutitas grisáceas que meteorizan en tonos abigarrados de rojo y amarillo, irregularmente estratificadas, con areniscas arcillosas de 5 a 10 metros de espesor y contiene capas de lignito y algunas calizas. Toro (1992) mide 185,5 m de la Formación Carbonera en el río Lobaterita, estudia la unidad en su parte inferior en la región de Lobatera y divide la secuencia en dos tramos, el principal tiene un espesor de 168,7 m, y el otro, más pequeño localizado hacia el tope tiene 16,85 m. Aflora en su totalidad a todo lo largo del río Lobaterita, a partir de la confluencia con la quebrada Honda. De acuerdo a Ward et al. (1973) en el Norte de Santander, los mantos de carbón son muy delgados y su calidad es pobre.

2.2.5.3. Oligoceno (E3)

a) Formación León:

La localidad tipo se ubica en la quebrada León, afluente del río Zulia. En la depresión de Táchira, Heybroek (1953) describió la formación como una secuencia monótona de lutitas grises a negras, blandas, con numerosos niveles de concreciones de arcilita ferruginosa, oolitas ferruginosas y muchos restos de plantas. Esta formación se reconoce en la parte sur y suroeste de la cuenca de Maracaibo, incluyendo la Concesión Barco (Colombia) y la depresión de Táchira. El paleoambiente de esta formación es de aguas salobres, de salinidad normal y de poca profundidad.

2.2.5.4. Neógeno (N)

a) Formación El Palmar equivalente a la Formación Guayabo en el Norte de Santander:

Esta formación la describe González de Juana et al. (1980); dentro del Grupo Guayabo, conformada de base a tope por las formaciones Palmar, Isnotú, Betijoque, La Puerta y La Villa. En la región del Táchira ha sido descrita sólo La Formación El Palmar, equivalente a la Formación Guayabo en el Norte de Santander. Heybroek (1953) en la depresión de Táchira, describe que esta formación se caracteriza por: Areniscas amarillas con lámina de lignito, lutitas y lutitas arenosas, alternan con numerosas capas de carbón. Ramírez y Campos (1972) indican que la unidad, en las inmediaciones de La Grita-San Cristóbal, consiste en una intercalación de areniscas, limolitas y lutitas. Las areniscas son amarillentas a gris claro, con meteorización parda y manchada de óxido de hierro. Las lutitas y limolitas son grises. Se extiende a lo largo del frente norandino de Mérida y Táchira, así como hacia la parte sur y suroeste de la cuenca de Maracaibo, a través de la depresión del Táchira. En Cúcuta la Formación Guayabo, aflora principalmente al este del Río Pamplonita, la unidad está constituida en general por areniscas de color blanco a gris, grano fino a grueso, micáceas, con intercalaciones de lodolitas grises.

b) Formación La Copé

Este nombre fue propuesto por Macellari (1982) para designar a un conjunto de conglomerados, areniscas y arcilitas aflorantes en diversas localidades de la depresión de Táchira, al igual que en la zona de piedemonte en las proximidades de Santo Domingo. La sección tipo está ubicada en la mina de asfalto situada en las proximidades de la quebrada La Copé, a lo largo de la carretera que une a San Cristóbal con Santo Domingo. La unidad se divide en dos miembros de carácter informal: un miembro inferior que consiste generalmente en conglomerados masivos con clastos de diámetro de 5 a 30 cm, con grado de redondez variable, compuestos generalmente de ftanita detrital, areniscas y calizas, como resultado de la erosión de rocas del Cretácico; y el miembro superior consiste en arcillas grises, moteadas con color rojizo a amarillento, alternándose con areniscas blanquecinas, rosadas y amarillentas, masivas, con abundante matriz y aislados niveles de conglomerados.

2.2.5.5. Cuaternario (Q)

Este período esta subdividido en dos épocas Pleistoceno y Holoceno, en tiempo muy desigual, el Pleistoceno cubre entre 2,5 millones de años hasta hace 11.500 años y el Holoceno, desde hace 11.500 años hasta el Presente. Su característica primordial corresponde a la variabilidad de los cambios climáticos, donde se han identificado importantes glaciaciones intercaladas con lapsos calientes, mejor conocidas en el Pleistoceno Superior y en el caso particular de los Andes de Mérida se ha conocido como Glaciación Mérida (Schubert, 1974, 1976).

Mundialmente se ha analizado los estadíos isotópicos marinos que denotan un tiempo (Marine Isotope Stage, MIS por sus siglas en ingles), a partir de la evolución de la concentración de oxígeno 18 en las conchas de los foraminíferos bentónicos (δ18O), con el cual se ha podido determinar episodios de subida y bajada del nivel del mar, donde hay tres fuertes descensos del nivel del mar, que a su vez representan los últimos episodios del ciclo glacial en el Pleistoceno Superior, y tuvieron lugar aproximadamente hacia los 115000, 80 000 y 30 000 antes del Presente (AP) (Bloom, 1994).

Para las correlaciones de la variación paleoclimática en el Cuaternario, particularmente en el Pleistoceno Superior y Holoceno, el Golfo de Cariaco al oriente de Venezuela, ha sido uno de los sitios para la toma de núcleos, y donde se han realizado análisis geoquímicos y estudios palinológicos, (Peterson et al., 2000; González et al., 2008). Estos datos se han podido correlacionar con estudios realizados en los núcleos marinos tomados en el norte del Atlántico y en los hielos de Groenlandia (Hughen et al., 1996). En todos estos estudios se ha podido reconocer el Último Máximo Glacial (UMG) así como también los estadíos isotópicos (MIS) como se observa en la figura 2.3.

La región transfronteriza donde se ubica el área de estudio, se encuentra por debajo de 2600 m s.n.m, por lo tanto sedimentos morrénicos provenientes de este último ciclo glacial no se evidencian en la zona, sin embargo, la presencia de depósitos cuaternarios en las cuencas intramontanas sí es común observarlas; cuencas formadas producto del levantamiento tectónico tanto de los Andes de Mérida como de la Cordillera Oriental de Colombia. En su mayoría estas cuencas se encuentran alineadas a lo largo de los accidentes tectónicos, algunos aún activos hasta el Reciente.

En la región del Táchira estos depósitos se pueden identificar en el valle del río Torbes, donde se asientan la ciudad de San Cristóbal y la población de Cordero (Ferrer y Cabello, 1981-1982); en el valle del río del Valle, donde se asientan la población de El Cobre y en el valle del río Grita donde se encuentran la poblaciones de La Grita y Seboruco. Similar ocurre para el Departamento Norte de Santander, particularmente en el área de interés entre San José de Cúcuta hasta Chinácota. Las poblaciones asentadas en ambos lados de la frontera se encuentran sobre sedimentos cuaternarios, en terrazas y abanicos formados en los valles de los ríos Pamplonita y Táchira (Usselmann, 1979, 1983; Carreño, 1982; Diederix et al., 2009).

La descripción de la sedimentación aluvial cuaternaria se detalla en el subcapítulo 4.4.

2.3. CONTEXTO GEODINÁMICO

Entre el Táchira en Venezuela y Norte de Santander en Colombia, se ubica la zona de unión de los Andes de Mérida (AM) y la Cordillera Oriental de Colombia (COC); es una región geológica y tectónicamente compleja, inserta dentro de la zona de deformación de las placas Caribe, Suramérica y Nazca (Bell, 1972; Jordan, 1975; Kellogg y Bonini 1982; Wadge y Burke, 1983; Freymueller et al., 1993; Pindell et al., 2005) (Figura 2.4). Entre estas tres placas, la zona de deformación está conformada por bloques continentales, como son: el bloque triangular de Maracaibo, el de Bonaire, Chocó, Panamá y norandino (Audemard y Audemard, 2002).

La falla de Boconó viene a ser el límite del bloque triangular de Maracaibo en la parte sur, al norte la falla Oca-Ancón (de tipo dextral) y al oeste la falla Bucaramanga-Santa Marta (de tipo sinestral). La cinemática entre las fallas de Boconó y Santa Marta-Bucaramanga, ha inducido a proponer el escape del bloque de Maracaibo hacia el noreste con respecto a Suramérica (eg., Kellogg y Bonini, 1982; Audemard y Audemard, 2002), de igual forma está ocurriendo con el bloque norandino, como ha sido confirmado por los vectores resultantes de mediciones GPS (Freymueller et al., 1993; Kellogg y Vega, 1995; Kaniuth et al., 1999; Mora et al., 2002; Trenkamp et al., 2002; Pérez et al., 2011).

En la geología clásica, se había interpretado a los AM como un ramal de la COC, (González de Juana et al., 1980); Sin embargo, Audemard y Audemard (2002) y Audemard (2003) plantean que estas cadenas genéticamente no tienen el mismo origen, dado que entre ambas se encuentran el Macizo de Santander y el sistema de fallas de Santa Marta Bucaramanga.

Figura 2.4. Contexto geodinámico general entre Colombia y Venezuela. a) Ubicación relativa de Colombia y Venezuela, con la configuración general de las placas. Tomado y modificado de Guzmán (2013). b) Mapa que presenta desde el Ecuador hasta Venezuela las principales estructuras activas. Mapa base: Stephan (1982) por Ecuador; Beltrán (1993) y Audemard et al. (2000) por Venezuela; Taboada et al. (2000) por Colombia. Tomado y modificado de Audemard y Audemard (2002). Bloque Bonaire (BB), F. Boconó (FB), F. Burbusay (FBU), Bloque Chocó (BC), Cordillera Oriental de Colombia (COC), Bloque triangular de Maracaibo (BTM), F. Oca-Ancón (FOA), Arco de Panamá (AP), Rasgo Perijá (RP), Flexura frontal del piedemonte surandino (FFPSA), Macizo Santander (MS), Bloque Santa Marta (BSM), F. Santa Marta Bucaramanga (FSM), F. Uribante Caparo (FUC), F. Valera (FV).

Page (1986) sugiere que para el Mioceno Medio, tanto los AM como la COC se encuentran en la fase de levantamiento separadas por un sinclinal, que en la literatura se le ha solido llamar “depresión del Táchira”; la cual fue una región que estuvo deprimida hasta finales del Neógeno. Pero a medida que ocurre el levantamiento de los Andes, la depresión del Táchira también va a estar sujeta al levantamiento, formándose zonas deprimidas y zonas levantadas dentro de la antigua depresión (Macellari, 1984). Entre las áreas deprimidas aún, se exhiben los valles de los ríos Táchira, Pamplonita, y Zulia, limitados estos valles por zonas elevadas, y de forma aislada se encuentra el valle del río Torbes, donde se asienta la ciudad de San Cristóbal. Por otra parte, Audemard y Audemard (2002) y Egbue et al. (2014) refieren a su vez, que en el Mioceno Medio, se dio inició a un evento tectónico compresivo por el choque del arco de Panamá contra el oeste de la placa Suramérica, y que esto condujo a las primeras etapas de levantamiento de estas cadenas andinas.

Boinet et al. (1985) plantean que entre el Macizo de Santander y la zona sur de los AM, se evidencian dos fases de compresión separadas de un episodio extensional, ocurridas desde el Mioceno temprano y para la segunda fase compresiva, se define la geometría del Indentor ó Punzón de Pamplona. Esta estructura la asocian al enfrentamiento oblicuo de las placas Caribe y Suramérica y a un empuje hacia al este correspondiente a la subducción de la placa de Nazca y que el efecto de punzón se traduce por una importante compresión en la zona de empuje.

Es importante también tener presente, que tanto la COC como los AM, son el resultado de la inversión de estructuras preexistentes mesozoicas (inversión de fallas normales y cuencas), como lo refiere para la COC (Colletta et al., 1990; Paris y Romero 1994; Mora et al., 2006) y para los AM (Colletta et al., 1997; Audemard y Audemard 2002; Audemard, 2003).

Por trazas de fisión, se propone que el levantamiento y exhumación asociada a los AM y la COC, se inició en tiempos del Eoceno tardío al Oligoceno y una exhumación rápida desde el Neógeno tardío entre 10 a 4 Ma (Bermúdez, 2009; Bermúdez et al., 2011). Sin embargo, este mismo autor propone que para los AM se pueden reconocer diferentes patrones de exhumación a lo largo de la cadena, que indica una partición de la cadena en diferentes bloques tectónicos. Y lo divide en tres sectores con diferentes comportamientos: 1) Andes de Trujillo con edades de exhumación que oscilan entre 15 a 30 Ma; 2) Andes Centrales Mioceno tardío al Plioceno y 3) Andes del Táchira con edades de exhumación entre 10 y 30 Ma. Por su parte, Egbue y Kellogg (2012), para la COC, hacen referencia que según Horton et al. (2010), a partir de edades detríticas de zircón del Grupo Carbonera tomadas en las estribaciones orientales de la cordillera Oriental, concluyeron que el levantamiento es a partir del Oligoceno-Mioceno. No obstante, por datos paleobotánicos de acuerdo a Wijninga (1996) y Gregory-Wodzick, (2000), y por huellas de fisión de apatito, según Parra et al. (2009) y Mora et al. (2010), tanto el flanco central como oriental de la COC, el levantamiento y el acortamiento ha ocurrido en los últimos 6 Ma. Por su parte Van Der Hammen et al. (1973, 1997) refieren que, con base en estudios palinológicos, su principal levantamiento fue a partir del Plioceno tardío (3-4 Ma).

No obstante, un reciente trabajo por Mora et al. (2016), revela ciertas inconsistencias entre los resultados obtenidos de velocidades por GPS y los resultados obtenidos por observaciones paleobotánicas. Por velocidades GPS, la COC presenta un movimiento de 8,8 ± 1,7 mm/año, de los cuales lo subdividen en 8,0 ± 1,7 mm/año de cizalladura de tipo transcurrente dextral a lo largo de la cordillera y de 3,7 ± 0,3 mm/año de acortamiento desde el noroeste al sureste. Sugieren además, que la convergencia más rápida ocurre solo en el extremo noreste de la cordillera y que el acortamiento en esta región es esencialmente perpendicular a la zona donde se ubican las montañas más altas. A su vez, enfatizan que el ancho promedio de la COC es de 200 km, de los cuales el estimado de acortamiento de la corteza a partir de secciones transversales es de 100 a 150 km, lo que estaría significando que a una tasa de ~4 mm/año se requeriría de 25 a 40 Ma, no consistente con los valores estimados en paleobotánica de 3 a 6 Ma. A su vez, también refieren que, si el mayor acortamiento entre 70 y 150 km ha ocurrido en los últimos 12 Ma, la tasa promedio estaría entre 5-12 mm/año, es decir un movimiento más rápido para los últimos 12 Ma.

En el caso particular de los Andes de Mérida, Audemard (2003) plantea que esta cadena andina no se originó por una subducción tipo B convencional, como la mayor parte de los Andes Suramericanos, que la misma es el resultado de la transpresión Plio-Cuaternaria, debido a la convergencia oblicua entre dos bloques continentales, Suramérica y el bloque triangular de Maracaibo, encontrándose esfuerzos compresivos en los piedemontes y transcurrencia en el corazón de la cadena, la cual es acomodada por la falla de Boconó. A su vez, Audemard y Audemard (2002) plantean que la vergencia de las estructuras de los AM es al sur, es decir sobrecorren el cratón y sugieren el modelo de orógeno en flotación para esta cadena andina.

La complejidad tectónica a la que está expuesta la zona, ha sido punto de discusión entre los diversos autores, la estructura denominada el Indentor o Punzón de Pamplona (Boinet et al., 1985), aún no es muy bien conocida. Diederix et al. (2009) plantean que para que se denomine punzón o indentor requiere de una geometría de un saliente que se proyecta en el frente orogénico, y en el caso del Indentor de Pamplona no es muy evidente la presencia de este saliente de la placa suramericana. Sugieren a su vez, que esta geometría podría también corresponder a un salto izquierdo en el sistema transcurrente dextral de Boconó y el sistema frontal oriental, tratándose entonces de un salto restrictivo (restraining step-over) de grandes dimensiones (150 km), que debe crear una zona de compresión en la zona más alta de la COC como es por ejemplo el Nevado del Cocuy, y que podría ser una explicación alterna a esta zona estructuralmente compleja.

Sin embargo, Londoño et al. (2010) mencionan que la falla de Boconó como accidente activo de mayor importancia en la región crea una presión sobre el Macizo de Santander en la COC, deforma la rocas y genera acortamiento en la parte oriental del macizo, como previamente fue planteado por Boinet et al. (1985) deformación que relacionan con el Punzón de Pamplona. Audemard y Audemard (2002), por su parte, proponen a la geometría del Indentor de Pamplona como la conexión del sistema de Boconó con el sistema frontal del piedemonte llanero, entre ambos sistemas se genera una doble curvatura. En el occidente de Venezuela las fallas activas están orientadas principalmente NE-SO, pero después de cruzar la frontera con Colombia doblan a 45˚, por medio de accidentes estructurales de dirección N-S (curvatura 1) y seguidamente cambian de dirección hacia el sureste y se tornan transcurrentes sinestral, para empatar con el sistema de fallas frontal inverso y dextral del piedemonte llanero (curvatura 2) de dirección NE-SO, generándose esta doble curvatura con una concentración de esfuerzos en sentido E-O y NO-SE.

La complejidad estructural en esta región, reviste también mucha importancia para la industria petrolera. La evolución en el régimen de esfuerzos, particularmente donde se forma la segunda curvatura en el estribo este de la COC, ha sido un tema de interés. Egbue et al. (2014), estiman una dirección principal de los esfuerzos actual ONO-ESE a NO-SE y una dirección de tensión máximo E-O a ENE-OSO, asociada con la fuga del bloque norandino hacia el noreste, e igualmente plantean que los sistemas de fractura en los últimos 12 Ma han evolucionado, para incluir una componente de cizalla en los últimos 2 Ma. A su vez, enfatizan que el cambio de esfuerzos y la principal deformación orogénica, se debe a la colisión del arco de Panamá contra el oeste de la placa suramericana hace unos 12 a 15 Ma. Veloza et al. (2015) relacionan el acortamiento y levantamiento en la estribación este de la COC a la presencia de una estructura joven en el frente de empuje al oeste, y sugieren que el orógeno ha estado migrando hacia el este desde el Pleistoceno tardío. A su vez, cartografían evidencias de deformaciones cuaternarias formadas en el piedemonte del estribo este de la COC.

Esta doble curvatura entre los AM y la COC, la cual guarda relación directa con la convergencia oblicua de las placas Caribe, Suramérica y Nazca y de los bloques menores continentales (bloque triangular de Maracaibo y norandino), aún es un tema de discusión. No obstante, la certeza reside en que esta región continúa con su levantamiento en el Holoceno, y a medida que se desarrollen investigaciones, se podrá entender mejor la complejidad estructural, que envuelve la zona entre estas dos cadenas andinas.

De forma simplificada se mencionan algunos de los principales modelos que han sido propuestos en esta región estructuralmente compleja:

1) Boinet et al. (1985). El Punzón o Indentor de Pamplona, lo asocian al enfrentamiento oblicuo de las placas Caribe y Suramericana y a un empuje hacia el este por la subducción de la placa de Nazca. Manifiestan que la continuidad de las fallas Chucarima Chinácota-Chitagá y Palo Colorado en Colombia son la continuación de Boconó en Venezuela y que éstas definen una cuña producto del cambio de dirección en el campo de esfuerzos local, donde el movimiento hacia el oeste de escamas de los dominios más occidentales del borde oriental del Macizo de Santander, genera a su vez el cabalgamiento de rocas sedimentarias en escamas tectónicas de vergencia oeste, así como de fallas inversas de fuerte buzamiento que son las responsables de amortiguar al sistema de fallas Palo Colorado-Boconó de dirección N45°E de buzamiento al norte y de movimiento transcurrente dextral contra las fallas Chinácota - Chucarima de dirección N45°O y buzamiento al sur. (Figuras 2.5 y 2.6).

2) Van der Hilst y Mann (1994). Utilizan tomografía sísmica, y modelan el comportamiento de las placas en la zona de Bucaramanga. El resultado que les arroja coincide con el modelo propuesto por Pennington (1981), donde la placa Caribe subduce debajo del norte de Colombia, pero con un ángulo bajo 17˚ y lo van a denominar losa (slab) de Maracaibo. Mientras que para la placa de Nazca es mayor y lo estiman en 50˚ redefiniendo el slab de Bucaramanga (Figura 2.7).

3) Taboada et al., (2000). A partir de la información obtenida de sismicidad en Colombia, evaluación de mecanismos focales, y tensores de esfuerzos, realizan un análisis del contexto geodinámico norandino y la deformación por subducción intracontinental. Sugieren a partir de la sismicidad intermedia, una zona de cizalla transformante lateral derecha, localizada alrededor de los 5,2˚N y con azimut N30˚E y esta falla a su vez, está alineada con la terminación sur de la cordillera de Baudó y lo consideraron como el límite de placa paleo-Caribe. El límite sur de la microplaca Coiba a 5,5˚N, indicaron que está alineada también con esta zona de cizalla, e igualmente sugieren que la sismicidad profunda del nido de Bucaramanga corresponde a una zona de visagra, donde hay profundización de la placa paleo-Caribe.

4) Vargas, et al. (2002). Utilizando el método de Reches, empleó la solución de mecanismos focales y realizó el análisis del estado de esfuerzos para varias regiones de Colombia. En el estribo noreste de la COC, hacia la región de Bucaramanga, realizaron inversión de esfuerzos mediante sismicidad profunda (<130 km), y sugieren coherencia con la hipótesis de subducción de la Placa Caribe debajo del Continente Suramericano con tendencia NNO-SSE. Concluyen a su vez, que en la actualidad en Colombia se reconoce un estado de esfuerzos compresivos de las placas Nazca y Caribe hacia la placa Suramericana en sentido O-E y NNO-SSE respectivamente.

5) Monsalve y Mora (2005). Elaboraron un modelo de la geometría de la zona de Wadati-Benioff en el occidente Colombiano, a partir de los datos de la sismicidad instrumental, donde realizaron contornos de isoprofundidades entre las latitudes 3˚N-8˚N. Proponen dos segmentos: el segmento Murindó al norte y el segmento Cauca al sur. Sugieren tres ángulos de buzamiento de 38˚, 30˚ y 18˚ con transición constante. Plantean una zona de transición entre los 5˚N y 6˚N donde probablemente la placa presenta un alabeo que permite el cambio de pendientes, y estos coinciden con las zonas donde desaparece la actividad de los volcanes. Además, plantean que las edades de la placa subducida son mayores en el norte y en el sur y más joven en la parte central (Figura 2.8).

6) Zarifi, et al. (2007). A partir de un modelo 3D de elementos finitos y utilizando la sismicidad local del NE de Colombia, proponen la existencia de dos bloques de subducción en el norte y sur del nido de Bucaramanga. Estiman que la franja norte tiene un ángulo de buzamiento de 25˚ aproximadamente, y la franja sur buza con un ángulo de 50˚; mientras que el buzamiento en el nido de Bucaramanga es de 29˚ aproximadamente. Ellos explican que el nido de Bucaramanga se debe al escenario de convergencia entre dos placas, y que el concentrado campo de esfuerzos en la zona de colisión explica la alta tasa sísmica en el interior del nido de Bucaramanga.

7) Londoño, et al. (2010). A partir de sismos locales y regionales utilizando los arribos de las ondas P y S, realizaron una tomografía sísmica en el sector de Cúcuta, proponiendo un modelo donde la Placa Caribe parece presentar un plano de subducción arqueado en forma de herradura. Y en la parte oeste de este arqueamiento estaría ubicado el nido de Bucaramanga, y el cual lo proponen como producto de la subducción hacia el sur con un ángulo entre 40 y 45˚ de Placa Caribe bajo la placa suramericana (Figura 2.9). Igualmente, sugieren que la falla de Boconó es un rasgo estructural sobresaliente, la cual crea una presión sobre el macizo de Santander, deformando las rocas y generando acortamiento en el lado oriental del macizo. Otro de los rasgos importantes es la interacción de las fallas Chitagá y Boconó, en la zona de cruce de dichas fallas se origina una zona de acumulación de esfuerzos; interpretación que sustenta los resultados descritos por Boinet et al. (1985).

8) Jiménez (2013). A través de mediciones de paleomagnetismo en la COC y en la zona de Cúcuta en muestras tomadas en rocas desde Cretácico hasta el Mioceno, y más precisamente en 23 sitios de medición paleomagnética, identifica que la Cordillera Oriental, no ha tenido rotación magnética con respecto a Suramérica. Mientras que en la muestras tomadas en la zona de Cúcuta plantea que hubo una rotación en sentido horario de 35°±9° después del Cenozoico Tardío y que aún se mantiene en curso, y concluye que esta rotación se mantiene producto de los esfuerzos concentrados a lo largo de la falla de Boconó, y los esfuerzos compresivos generados en el Macizo de Santander. Concluye que el esfuerzo no es sólo absorbido a largo de la falla de Boconó, sino que en los piedemontes tanto del macizo de Santander como en los Andes de Mérida, hay esfuerzos de compresión. Plantea dos escenarios: compresión oblicua o partición de esfuerzos; o la combinación de ellos (Figura 2.10).

9) Vargas y Mann (2013). Proponen que la zona de expansión de la microplaca Coiba y la placa Nazca, conocida como “Sandra Ridge” se extiende en dirección O-E bajo el territorio colombiano, desde la Bahía de Solano hasta el piedemonte llanero, y lo denominan desgarre litosférico de Caldas (Caldas tear). Plantean que esta estructura facilitó la colisión hace unos 10 Ma del arco de Panamá con el oeste de la placa suramericana, y que aún es una estructura activa. Dicha propuesta la sustentan a partir de soluciones hipocentrales, tomografía sísmica, y proponen que esta estructura pudiese ser responsable de los eventos sísmicos ocurridos en las siguientes fechas: terremoto de Tauramena del 19 de enero de 1995, de magnitud 6,5 Mw, Armenia del 25 de enero de 1999 de 6,2 Mw y el de Quetame ocurrido el 24 de mayo de 2008 de Ml 5,7. También señalan que al norte de esta falla de desgarre, los volcanes se extinguen (Figura 2.11).

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3. Sismicidad Histórica e Instrumental

3.1. INTRODUCCIÓN

En el presente capítulo, se muestra un compendio de los eventos sísmicos ocurridos en la zona limítrofe colombo-venezolana, donde en el primer punto se describen eventos históricos y contemporáneos donde hay referencia de daños en relación a la zona de interés y en el segundo apartado, se realiza un análisis de las bases de datos de la sismicidad instrumental, teniendo en cuenta la profundidad focal y la magnitud de los eventos. Algunos de los terremotos analizados cuentan con mecanismo focal, el cual se compara con la cinemática de las fallas activas cercanas a la zona de daños, con el fin de evaluar su relación sismotectónica.

La evaluación de un sismo histórico o contemporáneo se fundamenta en la recopilación de observaciones. En función de los datos obtenidos, se podrá obtener información en relación a la hora, fecha de ocurrencia, epicentro macrosísmico, así como la intensidad de los daños (Rodríguez y Audemard, 2003). Esto a su vez, va a depender de la zona donde ocurre el evento, por ejemplo, sí el mismo sucede en una zona despoblada, la posibilidad de contar con información veraz es reducida y para el caso particular de eventos sísmicos ocurridos en zona limítrofe entre dos países, la evaluación macrosísmica debe ser realizada binacionalmente.

3.2. SISMOS HISTÓRICOS Y CONTEMPORÁNEOS CON MANIFESTACIÓN DE DAÑOS EN LA ZONA EVALUADA

3.2.1. Generalidades

La recopilación de información de los sismos históricos y contemporáneos, se realizó a partir de la revisión de las bases de datos macrosísmicas en línea, de ambos países concernientes a fuentes de sismicidad histórica, así como también se revisaron catálogos (Centeno, 1969; Grases et al., 1999; Altez y Rodríguez, 2009), el trabajo de Fiedler (1961), y de los libros: Santander (1986), Grases (1990) por Venezuela; y por Colombia, (Ramírez, 1975 y 2004) y Espinosa (2012). Además de las publicaciones en revistas, libros, periódicos e informes técnicos de un sismo en particular, así como también se realizó la revisión de informes de proyectos realizados para la industria petrolera. Cabe citar entre los más importantes: los informes técnicos de Woodward-Clyde Associate por Cluff y Hanssen (1969) y Page (1986) y por FUNVISIS los de SUMANDES I, por Soulas et al. (1987); y SUMANDES II, por Singer et al. (1991).

Para los sismos del siglo XIX ocurridos en las siguientes fechas: 26/02/1849, 18/05/1875 y 28/04/1894, hubo la posibilidad de contar con fuentes documentales primarias, obtenidas en los archivos regionales del Táchira; y para el caso particular del terremoto de 1875, la búsqueda fue binacional. En la historia sísmica del área de estudio, este ha sido el terremoto con más daños reportados y su reevaluación respondía a uno de los objetivos específicos en el marco del presente trabajo, donde se recopilaron importantísimos datos, a partir de fuentes primarias. Esta investigación detallada es presentada en el apartado Rodríguez et al. (2015).

Entre el estado Táchira y el Departamento del Norte de Santander, desde finales del siglo XVI hasta lo que va del siglo XXI, se contabilizaron un total de 24 eventos sísmicos con reporte de daños. En la Figura N˚ 3.1 se ubican los eventos y en la tabla N˚ 3.1 se describe los datos más importantes con sus coordenadas. Algunos eventos presentan varias localizaciones epicentrales, donde los señalados con un asterisco en la Tabla N˚ 3.1 son los que presentan mejor ubicación y son los que se señalan en el mapa de la figura antes mencionada, a excepción del terremoto ocurrido el 28/04/1894, el cual aún su ubicación epicentral se mantiene en discusión.

Los siglos XVII y XIX han sido los períodos donde los terremotos han alcanzado mayor intensidad; en el siglo XVII, los terremotos de 1610 y 1644 y en el siglo XIX, 1875 y 1894. En el siglo XX, hay dos eventos sísmicos con importantes reportes de daños, pero de carácter local, el terremoto del 14/03/1932 que afectó La Grita y poblaciones aledañas y el terremoto de Arboledas del 08/07/1950, donde Arboledas fue la población más afectada.

De este mismo siglo se escogieron dos eventos de magnitud moderada, que fueron analizados desde la perspectiva de la relación efectos de sitio en zonas geológicamente inestables, y la relación de daños versus la distancia epicentral. El primero de estos casos seleccionados, fue el sismo ocurrido el 18 de octubre de 1981 y en el segundo caso, fueron los eventos sísmicos ocurridos entre enero y febrero de 1989 (Rodríguez y Singer 2013).

Tabla N° 3.1. Inventario de los eventos sísmicos ocurridos en la zona limítrofe colombo-venezolana. La coordenada que presenta asterisco (*) es la que está representada en el mapa de la figura N° 3.1. El signo de interrogación significa que es un evento con escasos datos y con gran incertidumbre.

3.2.2. Historial de eventos sísmicos con reportes de daños

De los terremotos mencionados a continuación, se describen los datos obtenidos de las referencias bibliográficas revisadas en orden cronológico. La mayoría de estos terremotos cuentan con mapas de curvas de isointensidad, elaborados principalmente en la escala Mercalli Modificada (I0MM) (1931). Algunos de estos mapas son carentes de escala o coordenadas geográficas, de acuerdo a la cartografía original realizada por cada autor y se incluyen solamente con fines ilustrativos.

Hay tres eventos sísmicos colombianos 1644, 1875 y 1967, que han sido evaluados más recientemente utilizando la escala macrosísmica europea (EMS-98) propuesta por Grunthal, (2009). En el caso particular del terremoto de 1875, en el presente trabajo, se le evalúa igualmente a partir de los efectos geológicos co-sísmicos, aplicando la escala Medio-Ambiental de Intensidad sísmica INQUA ESI-2007 (Michetti et al., 2007).

3.2.2.1. Sismo de 1597?

Los datos en relación a este evento sísmico son escasos. Grases et al. (1999) plantean esta fecha en función de una cita tomada del Archivo General de Indias (AGI), Santa Fe, 67. Solicitud del Cabildo de la Villa de San Cristóbal al Rey. 01-01-1604: En el que mencionan que ocurrió un evento sísmico que afectó San Cristóbal. No se conoce otro dato en relación a este evento.

3.2.2.2. Sismo del 3 de febrero de 1610

Ocurrió a las 3 pm, y ha sido uno de los eventos más estudiados en la sismicidad histórica venezolana, llamado el terremoto de San Blas o terremoto de La Grita (Lafaille, 2003). Los principales reportes de daños se refieren a las poblaciones de mayor importancia para esa época, San Cristóbal y La Grita, así como también en el valle de Bailadores. El documento de Fray Pedro Simón transcrito y publicado en: Singer (1998), es la referencia más completa conocida hasta ahora en relación con los daños ocasionados. A pesar de no haber estado en la región este monje cuando ocurrió el sismo, ha sido el que refiere mejor lo acontecido, en relación al cerro que se deslizó en el valle de Bailadores, actual valle del río Mocoties, formando un lago que mantuvo represado el río por espacio de unos 4 a 5 meses, hace referencia que el día de San Juan al romperse el dique que obturaba a dicho río, causó importantes daños en los campos, menciona la muerte de seis personas, a su vez describió que el saldo de muertos en este terremoto pasaron de 60 personas, significando una gran cantidad en función de la población que existían para la época.

Sobre lo acontecido en Bailadores y en función de observaciones de campo y en comparación con los testimonios descritos por el Fray Pedro Simón, Singer (1998) evaluó los efectos geológicos del terremoto en la zona del valle del río Mocoties, particularmente en el sitio denominado El Volcán, espacio donde ocurrió el alud sísmico. De igual forma, Ferrer y Lafaille (1998) estudiaron este efecto geológico y cartografiaron las evidencias morfológicas que aún persisten en el relieve, calculando su magnitud en 7,2 Ml, con intensidad máxima de XI I0 MM y ubicaron el epicentro macrosísmico en Bailadores, aunque no le asignan coordenadas.

Por su parte Santander (1986), mencionó que la iglesia del Espíritu Santo, y la iglesia con el convento de los padres franciscanos en La Grita quedó destruida con este terremoto; así como también, la primera iglesia que fue construida en Capacho para el adoctrinamiento de los indígenas. Otros datos importantes con relación a este evento, fue la manifestación de movimientos en masa al suroeste de La Grita, en dirección al sector Páramo El Zumbador, en el cual se produjeron deslizamientos de tierra que hicieron aflorar vetas del mineral de cobre y se menciona que el mismo fue explotado pero por muy poco tiempo (Singer et al., 1991).

Por estudios paleosísmicos, a través de dos trincheras excavadas sobre la falla de Boconó, la primera al noreste de La Grita (Soulas et al., 1987; Audemard 1997, 1998), y la segunda en la traza norte de la cuenca de tracción de Las González (Alvarado, 2008), a partir de los resultados de datación radiocarbónica obtenidas de muestra tomadas en esta dos trincheras, sugieren que la fuente responsable de este evento sísmico fue la falla de Boconó, y estimaron que su magnitud estuvo entre 7,1 a 7,3 Ms. Por su parte, Palme et al. (2005), utilizando el método Backum y Wenworth (B&W) ubicaron el epicentro en la coordenada 8,45˚latitud N y 71,65˚ longitud O y calcularon su magnitud en 7,6. Posteriormente en una segunda reevaluación que realizaron Palme et al. (2012) reubicaron el epicentro en la coordenada 8,15˚ latitud N y 71,95˚ longitud O muy cerca de La Grita y la magnitud la calcularon en 7 Ml, de igual forma estimaron que la zona afectada por deslizamientos se extendió desde El páramo El Zumbador hasta Bailadores, en una distancia del orden de 45 km.

El sitio más alejado al sur de Mérida donde hubo reporte de daños fue Capacho, en el estado Táchira. De Pamplona no se conoce reporte de daños y era el otro asentamiento poblacional que existía para la época. Este evento sísmico cuenta con sólo un mapa de curvas de isosistas y fue elaborado por Lugo en: Singer et al. (1991) (Figura 3.2), cuyas curvas de isointensidades (I0 MM) presentan una tendencia en sentido NE-SO, en la misma orientación de la falla de Boconó. Del consenso entre los diversos autores que han evaluado este terremoto, coinciden que la fuente sismogénica fue esta falla.

3.2.2.3. Sismo del 16 de enero de 1611

Sánchez (2003) menciona que este evento quedó registrado en una nota marginal hecha en el primer Libro de Bautismos de la parroquia de San Cristóbal por el Pbro. Alonso Cordero Sánchez quien anotó:

Los temblores que arruinaron esta Villa y duraron más de veinte días, comenzaron a las seis de la mañana sábado diez y seis de enero de mil seiscientos once.

Estos sismos no están reportados ni en Centeno (1969), ni en el Catálogo de sismos venezolanos por Grases et al. (1999); tampoco en el libro Actualización de la Historia de los terremotos en Colombia por Ramírez (2004). Es probable que hayan sido eventos localizados en la región de San Cristóbal o réplicas del terremoto de 1610.

3.2.2.4. Sismo del 16 de enero de 1644

Evento sísmico ocurrido entre las 5 a 5:30 am; estando los principales reportes relacionados con la ciudad de Pamplona en Colombia donde se ubica el epicentro macrosísmico (Tabla 3.1). En esta ciudad la mayoría de iglesias y casas quedaron destruidas, en similar forma ocurrió con San Cristóbal en Venezuela; hubo destrucción de casi todas las casas, del monasterio de Los Agustinos y del templo. Febres Cordero (1931, Tomo II) menciona que este terremoto arruinó Pamplona, San Cristóbal y Mérida, así como otros pueblos del Virreinato de Santa Fe. Centeno (1969) señala daños en Mérida, Táriba, San Cristóbal y Trujillo y en San Antonio de Mucuño, a su vez, señala que en el valle de Acequias todo quedó hundido, con grietas profundas de las cuales una atravesaba la iglesia. Por su parte, el catálogo de Grases et al. (1999) hacen referencia al desplome de una ermita en la población de Burbusay. De igual manera, Sánchez (2003) cita un dato tomado del Archivo de la Academia Nacional de Historia (AANH), Sección de Traslados y Encomiendas tomo XXIII, en relación a la reconstrucción de San Cristóbal, en el cual, refiere:

El Capitán Francisco Guerrero Librillos es comisionado por el Gobernador de Mérida para reconstruir la Villa de San Cristóbal y que de su propio peculio cubrió con techo de tejas la iglesia del convento.

Así mismo, Ramírez (1975, 2004), a partir de datos obtenidos en el Archivo Nacional de Bogotá, encontró información sobre las ruinas en que quedaron convertidas las edificaciones de Pamplona.

Recientemente, Cifuentes y Sarabia (2007) evaluaron este terremoto, a partir de la búsqueda de documentos primarios y secundarios. De los datos macrosísmicos obtenidos, estimaron magnitud de 6,9; aunque no especifican el tipo de magnitud (Mw, Ms, Ml, Mb). Estimaron que su profundidad fue superficial, y ubicaron el epicentro en las coordenadas de 7,38˚ latitud N y 72,65˚ longitud O (Tabla 3.1). A su vez, hacen referencia que Pamplona fue la que presentó mayores daños, con 20 muertos y numerosos heridos; también mencionan daños en Firavitoba y Sogamoso. De igual manera Espinosa (2012), describió daños en Firavitoba, Pamplona y Sogamoso; es un evento que fue sentido en un radio de 180 Km aproximadamente.

Este evento cuenta con un mapa de curvas de isointensidad (I0 MM), pero solo representa el área sentida particularmente para Venezuela, el mismo fue realizado por Lugo en Singer et al. (1991) (Figura 3.3) y las curvas están orientadas en sentido NE-SO. Es un evento que aún está por identificar su fuente sísmica.

3.2.2.5. Sismo del 15 de febrero de 1796

Sobre este evento sísmico sólo se conocen dos referencias: Centeno (1969), quien señala que hubo un fuerte temblor en Táchira y Mérida, y Ramírez (2004) quien hace referencia a que nuevamente Pamplona es destruida y describe que en los pocos minutos de duración hizo terribles estragos, no habiendo reporte de daños en ninguna otra población. Las coordenadas epicentrales fueron tomadas de la base de datos de Espinosa (2012).

3.2.2.6. Sismo del 26 de marzo de 1812

Preliminarmente Fiedler, (1961) propuso tres epicentros, el primero cerca de Caracas el segundo en San Felipe y el tercero en Mérida, y elaboró el primer mapa de curvas de isointensidades (Figura 3.4); Grases (1990) retoma el estudio de Fiedler y redibuja el mapa siguiendo el esquema de tres epicentros (Figura 3.5). Sin embargo de las diversas investigaciones realizadas en los últimos años (Altez 1998, 2000, 2004, 2005; Lafaille y Ferrer 2002, 2003, 2005), concluyen que se trató de dos terremotos en la misma tarde del 26 de marzo. Altez (2005), identificó que entre el terremoto de Caracas y el terremoto de Mérida, hubo una diferencia de una hora y también elaboró un mapa de curvas de isointensidad para la región de Mérida (Figura 3.6). Audemard (2016) y Pousse (2016) confirman que el segmento entre Barquisimeto y San Felipe de la falla de Boconó, es al menos el responsable de los daños en esa región por vía de trincheras paleosísmicas.

El que concierne a este trabajo es el evento ocurrido en Mérida. Centeno (1969); menciona que fue sentido en Honda Bogotá y en la orillas del Magdalena, Colombia. Por su parte, Santander (1986) relata que el templo del Espíritu Santo de La Grita fue afectado. Mientras que Ramírez (1975, 2004), hace referencia a una nota de Francisco José Caldas con fecha 28 de abril, donde refiere que fue sentido en Tunja y en Santa Fe y sin daño alguno, pero que en Pamplona desplomó una iglesia.

A pesar de ser uno de los terremotos más estudiados en la historia sísmica de Venezuela, sigue siendo controversial. Lafaille y Ferrer (2003, 2005), sugieren que la fuente sísmica pudo ser la falla de Albarregas que atraviesa la ciudad de Mérida en sentido NE-SO y subparalela al río Albarregas, estiman que su magnitud fue moderada < a 6, y que los principales daños se concentraron entre las poblaciones de Ejido, Mérida y Tabay. No obstante, hay un reporte de daños en el templo del Espíritu Santo de La Grita, así como un reporte de una iglesia caída en Pamplona, lo cual ameritaría revisar la fuente original y evaluar su descripción, en función de las características de construcción de las iglesias afectadas. De igual forma, sería recomendable para futuras investigaciones revisar los archivos de Gobierno de la parroquia eclesiástica de Tovar, en función de buscar datos que permitan delimitar la zona de daños.

3.2.2.7. Sismo del 24 de junio de 1827

Sobre este sismo se conoce poco; ocurrió unos minutos después de las 6 de la tarde, y los datos que se han encontrado sólo hacen referencia a daños en La Grita. Se cuenta con tres fuentes documentales: la primera por Guerrero (1904), la segunda de Santander (1986), y la tercera aparece en el catálogo de Grases et al. (1999).

Guerrero (1904), en su obra Lucia, hace referencia que el evento sísmico ocurrió el 24 de junio después de las 6 de la tarde, donde la población de La Grita quedó reducida a escombros, aunque menciona que hubo muchos muertos, no reporta un número de fallecidos. Otro de los aspectos relevantes que menciona en su obra, fue la migración de muchas familias hacia Seboruco, los cuales provisionalmente formaron un caserío con el nombre de La Fundación, a su vez también menciona que hubo muchos temblores los días subsiguientes. Por su parte Santander (1986) señala que el templo del Espíritu Santo de La Grita, fue afectado por el terremoto del 24 de junio de 1827, impidiendo la celebración de los oficios litúrgicos. De igual forma, menciona que en el sitio de ubicación del actual templo parroquial de Nuestra Señora de Los Ángeles, existía un convento y capilla que también fueron destruidos en el sismo de 1827. Finalmente, los otros datos en relación a este evento sísmico, están descritos por Grases et al. (1999) quienes mencionan de nuevo la iglesia de Nuestra Señora de Los Ángeles, y que a su vez La Grita quedó parcialmente destruida.

Al parecer fue un sismo local, en el cual no hay reporte de daños en las poblaciones cercanas y donde muchas familias migraron a Seboruco. En el mapa de la figura 3.1, se colocó un punto con signo de interrogación en La Grita, como posible zona epicentral y donde se reportaron los daños.

8.2.2.8. Sismo del 26 de febrero de 1849

Este terremoto ocurrió a las 5 am hora local, siendo la población de Lobatera, en el estado Táchira, la que sufrió mayor daño. En la tabla 3.1, se colocan las coordenadas del epicentro de acuerdo a Fiedler (1961) y Palme et al. (2005). En el Archivo del Consejo Municipal de San Cristóbal en el tomo I y II, Documentos y Correspondencia de 1849, en el Archivo de la Arquidiócesis de Mérida Caja 31, folios 10617, 10619, 10625 y en el Archivo de la Iglesia Parroquial de Nuestra Señora de Chiquinquirá de Lobatera en el Libro de Defunciones, año 1841-1853/Acta 3104, página 66, se encontraron datos de fuentes primarias que describen lo acontecido el día del terremoto. De los documentos revisados en el Archivo del Consejo Municipal de San Cristóbal, se menciona de daños en viviendas de Capacho, con muchos daños en la iglesia y en la cárcel, también en Táriba, San Agatón de Guácimos (actual Palmira) y Mesa de Aura cerca de El Cobre, la cual se menciona que hubo dos personas muertas. En La Grita, sólo se hace referencia a tejas caídas de unos techos, y de la parroquia Constitución (Borotá), sólo se menciona que hubo daños, más no los describen. En una de las cartas que envía el señor Narciso Pérez, desde la parroquia Constitución al Jefe político de San Cristóbal, con fecha 26 de febrero de 1849, menciona:

En Lobatera han muerto 26 personas y en el campo 5, pero hay personas muy maltradas que muchos de ellos morirán.

En el libro de defunciones de la iglesia de Lobatera, el padre José Amando Pérez, párroco de ésta, menciona que hubo 32 muertos.

Santander (1986) hace referencia a una carta anónima del 15 de octubre de 1849, encontrada en el Archivo Arquidiócesano, Curatos, expediente 10617, en la cual se describe:

Con motivo del terremoto, todos querían huir, porque tenían miedo de las hendiduras y toda la tierra estaba minada de carbón. El cura José Amando Pérez después de atender a los heridos y muertos, convocó a una reunión en la plaza. Allí no pudieron acordar, porque unos querían ir a una parte y otros a otra y muy pocos querían quedarse allí. Muchos vecinos entonces se fueron retirando con sus familias, unos a Cúcuta y otros a San Cristóbal, Capacho o La Grita. El cura quedó solo debajo de un árbol en la plaza, con los restos de su familia sujetos a la intemperie (...) Como a los cinco días resolvió el Cura trasladarse con su familia y los que quisieran acompañarlo al sitio de Sabana Grande.

Santander (1986) además, menciona otra carta escrita por el Padre Pérez, de fecha del 20 de julio de ese año 49 en la que relata:

El 4 de marzo salió de Lobatera con su familia al sitio de Sabana Grande, donde ahora se encontraba, y abrigaba la esperanza, decía que en este nuevo punto haría una nueva y hermosa población que reemplazaría la arruinada.

El documento original de la fundación de esta nueva población, oficialmente llamada Michelena, reposa en el Archivo Arquidiócesano de Mérida.

Febres Cordero (1931) hace referencia a que el temblor de 1849 que arruinó a Lobatera y sacudió al Rosario y San José, mudó también el asiento de los manantiales ahora situados a 471 m de altura sobre el nivel del mar y a 140 metros superior a la llanura de Cúcuta. Por su parte, Centeno (1969) menciona que hubo 40 muertos y que estuvo temblando hasta el 3 de mayo, donde hubo un temblor muy fuerte en Maracaibo. Mientras que Sánchez (1993) refiere que la totalidad de las construcciones en Lobatera se desplomaron, agrupándose los sobrevivientes en toldos en la Plaza Mayor. En el catálogo de Grases et al. (1999), hay una referencia en relación con daños en los campos especialmente en dirección del Páramo El Zumbador, La Grita, Táriba y San Cristóbal.

En relación con los efectos locales, Singer et al. (1991), refieren abundantes manifestaciones de tipo geológico en la zona epicentral, pero de forma generalizada, describen además que previo al terremoto el sitio de emplazamiento de Lobatera era muy vulnerable a deslizamientos de tierra, caída de rocas y arrastres torrenciales durante el período de lluvias, debido a que esta población se asentaba en un área reducida rodeada de cerros. Estos autores a su vez, proponen como probables fuentes sismogénicas a la falla de Boconó o a la falla de Llano Grande. En este mismo trabajo se encuentra el mapa de curvas de isointensidades elaborado por Lugo M. en Singer et al. (1991) (Figura 3.7), la curva de isosista VIII encierra un espacio relativamente pequeño, que viene a cubrir la zona donde se concentraron los daños.

Este sismo por su impacto destructor localizado, es otro de los eventos históricos que requieren ser reevaluados en futuras investigaciones, donde se debe tomar en cuenta los efectos de sitio, la geología de la zona, y las fallas activas cercanas.

3.2.2.9. Sismo del 18 de mayo de 1875

Este evento sísmico es ampliamente explicado en el trabajo por Rodríguez et al. (2015), por lo cual sólo se resume la información más importante, y se enfatiza en la población que presentó mayores daños, como fue San José de Cúcuta, capital actual del departamento del Norte de Santander. Dicho evento ocurrió un martes en la mañana entre las 11:15 a 11:30 am, y ha sido conocido como el terremoto de Cúcuta (Febres Cordero, 1925). De los diversos trabajos en relación a este evento sísmico (Febres-Cordero, 1925; Ramírez, 1975; Cifuentes y Sarabia, 2006) coinciden en que el epicentro macrosísmico se ubicó entre los valles de los ríos Táchira y Pamplonita; las coordenadas asignadas por estos autores se presentan en la Tabla 3.1.

En esta zona epicentral se asentaban importantes poblaciones, donde San José de Cúcuta y San Antonio del Táchira eran las de mayor importancia; también existían El Rosario de Cúcuta actual Villa del Rosario, Cúcuta actual San Luis y San Juan de Ureña. En todas hubo reporte de daños, pero San José de Cúcuta fue la más afectada. Ha sido hasta el presente el evento fronterizo más destructor, con daños en edificaciones en un radio de 300 km y solo sentido, en un radio para Venezuela de 700 km y para Colombia de 500 km (Rodríguez et al., 2015).

Previo a este trabajo se contaba con cuatro mapas de curvas de isointensidad, en tres de ellos las curvas presentan tendencia en sentido NE-SO, el primero realizado por Fiedler (1961) el segundo por Grases, (1990) y el tercero por Lugo en: Singer et al. (1991). El cuarto mapa fue realizado por Ramírez (1975), y la tendencia de las curvas son en sentido N-S (Figuras 3.8, 3.9, 3.10 y 3.11). La diferencia de estos mapas previos con los generados en este trabajo y publicados en Rodríguez et al. (2015) (Figuras 3.12 y 3.13) se debe a que: los primeros cuatro mapas se realizaron con datos disponibles por país, mientras que los expuestos en este capítulo se elaboraron a partir de los datos recopilados e integrados en los dos países. Que, a su vez, permitió la reevaluación de intensidades, donde se usó las escalas I0MM, EMS-98 y como es un evento con numerosos reportes de efectos geológicos co-sísmicos, se pudo también evaluar la intensidad, mediante el uso de la escala Medio Ambiental ESI-2007 INQUA (Figura 3.14).

San José de Cúcuta cuenta con un plano que data del año 1863, realizado por Crespo J. y publicado en Ramírez (1975), con el cual se puede tener una idea del área que ocupaba esta población previa al terremoto de 1875. Además, se cuenta con fotografías tomadas previas y poco después de dicho evento, que forman parte de la Colección de la Cámara de Comercio, las cuales fueron facilitadas por el Archivo Histórico Fotográfico del Norte de Santander, de la Corporación Cultural Biblioteca Pública Julio Pérez Ferrero; donde explícitamente se evidencia la tipología constructiva de la época: viviendas hechas con paredes de tapia o bahareque y techos de teja o de paja. Con este material a disposición, hubo la posibilidad de ubicar los sitios en el plano. A raíz de la destrucción de la población, los sobrevivientes de San José de Cúcuta se mudaron provisionalmente a un sitio que era denominado La Vega, pero en Agosto de ese mismo año el Ing. Francisco de Paula Andrade realizó el plano de la nueva ciudad y fue reconstruida en el mismo espacio donde se encontraba la anterior (García, 1983). No se conoce con exactitud el número de fallecidos, para San José de Cúcuta, Febres Cordero, (1925) menciona un total de 461 muertos, sin embargo, García (1983) hace referencia que en el registro de defunciones del año 1876 que reposa en el archivo de la Notaría hay muchas partidas inscritas cuyo nombre no aparecen y que el cómputo total de las víctimas estaría entre ochocientas y mil personas, de un total de 11.846 habitantes que tenía San José de Cúcuta para 1875. Al parecer, una proporción tan elevada como un 10% de la población falleció.

De los eventos sísmicos ocurridos entre el Táchira y el Norte de Santander, ha sido éste el terremoto con mayor número de daños, donde reevaluar este evento y buscar por diferentes vías de investigación la fuente sismogénica responsable, fue uno de los objetivos establecidos. Su estudio significó realizar la búsqueda de datos a escala binacional, obteniendo como resultado un inventario de daños A partir de las ecuaciones propuestas por Wells y Coppersmith (1994), se obtuvo magnitud de 6,8 Mw (Rodríguez et al., 2015) y por el método Bakun y Wentworth (1997), se obtuvo una magnitud de 6,75 ±0,15 (Galán et al., 2016).

3.2.2.10. Sismo del 28 de abril de 1894

Los principales daños en este terremoto se concentraron en el estado Mérida, sin embargo, fue un evento sentido en poblaciones ubicadas en la frontera entre Venezuela y Colombia y con daños menores en el estado Táchira. Febres Cordero (1931) refiere a este evento como el Gran terremoto de los Andes venezolanos, ocurrido a la 10:15 pm hora local; describió los sitios afectados, los muertos por población y sugiere que el epicentro debió estar en la selva de Onia entre los ríos Chama y Escalante en el piedemonte andino venezolano. Centeno (1969) hace referencia que las poblaciones más afectadas correspondieron al estado Mérida y menciona a Mérida, Santa Cruz, Zea, Tovar, Mesa Bolívar, Lagunillas y Chiguará. En función de los sitios con reporte de daños, Fiedler (1961) realizó el primer mapa de curvas de isointensidad y ubicó el epicentro en Onia (Figura 3.15). Este terremoto al igual que el de 1812, continúa siendo controversial, por el cual aún se tiene dos vertientes en relación con la probable fuente sismogénica generadora.

En la primera propuesta, se plantea que el epicentro esta en las selvas de Onia (Febres Cordero, 1931; Fiedler, 1961; Rengifo y Lafaille, 1998, 2000; Kingland et al., 2008). Rengifo y Lafaille (2000) proponen que su foco está fuera de la falla de Boconó, y que la fuente que generó este evento podría ser de tipo inversa o que pudiera ser un ramal de Boconó pero inverso. El mapa de curvas de isointensidad que realizaron, evidencia que la concentración de daños se ubica al norte de la falla de Boconó (Figura 3.16). Palme et al. (2005), utilizando el método (B&W), coinciden que el epicentro debió estar hacia el piedemonte. Kingland et al. (2008) también realizaron un reevalúo de las intensidades donde utilizaron la escala I0MM, con el fin de obtener una ecuación de atenuación local, a su vez, con las intensidades obtenidas realizaron un mapa de curvas de isointensidad, que les permitió tener una visión gráfica de la distribución de los efectos del sismo y de su atenuación con la distancia. Concluyeron que la forma alargada de las curvas de isosistas tiene la misma orientación del rumbo de la falla de Boconó, pero mantienen la ubicación epicentral hacia la selva de Onia, (Figura 3.17).

La segunda propuesta está sustentada mediante estudios paleosísmicos. siendo el primero realizado al noreste de La Grita (Trinchera La Grita) (Soulas et al., 1987; y Audemard, 1997), en el cual, estos autores propusieron como fuente responsable a la falla de Boconó. El segundo estudio paleosísmico (Trinchera La Pantaleta), realizado más recientemente, por Alvarado (2008), en la traza norte de la falla de Boconó en la cuenca de Tracción de Las González en el estado Mérida, a partir de resultados obtenidos de muestras analizadas por el método radiocarbónico, propuso que de los eventos identificados en la trinchera, uno de ellos corresponde al terremoto de 1894. Ambas localizaciones de los sitios de trinchera se ubican en la figura 3.18.

En este terremoto, hubo muchos efectos geológicos co-sísmicos, (deslizamientos, caída de bloques, polvareda, licuación de suelos, entre otros. Soulas et al. (1987), hacen una descripción detallada de los principales fenómenos geológicos, en el que resaltan lo ocurrido a lo largo de la vía del ferrocarril Santa Bárbara-El Vigía, particularmente producto de la manifestación de licuación de suelos, información que obtuvo a partir del informe técnico realizado por Brum (1894), para el Ministerio de Obras Públicas (MOP). De igual forma, Rengifo y Lafaille, (2000) mencionan los sitios donde hubo deslizamientos, como fue en el sector conocido como Onia. Sin embargo, no hay reportes que puedan ser interpretados como ruptura de superficie a la luz de las más recientes investigaciones.

A continuación de forma resumida se describen los datos encontrados en relación a los daños observados en las poblaciones fronterizas colombo-venezolanas:

1) Del Archivo del Consejo Municipal de San Cristóbal, tomo I, 1894, carpeta II, se obtuvieron los siguientes datos: Entre las fechas 2 y 11 de junio, La junta de Socorros de San Cristóbal, solicita a la municipalidad, acordar alguna suma para el auxilio de los afectados, del terremoto, que habían quedado sin hogar, y el 11 de junio acuerdan en la municipalidad 200 Bs como una ayuda por familia afectada.

2) Santander (1986) describe:

Templo de la Parroquia San José de Bolívar, (Táchira) el mismo se estaba construyendo desde 1886, pero todos estos esfuerzos se fueron abajo a raíz del terremoto de 1894, que redujo a escombros los sudores y esfuerzo de un pueblo creyente. Los esfuerzos no se acaban por las adversidades, nuevamente los habitantes de San José de Bolívar, se sobreponen a las dificultades realizando trabajo de reparación y para el año de 1896 ofrecía el templo un sitio acogedor.

3) En el catálogo de Grases et al. (1999) se citan las siguientes referencias:

a) El Tiempo, Caracas 21/05/1894: Los estragos causados por el terremoto de las 10:20; en San Cristóbal, tres casas destruidas de las cuales dos están en el barrio San Pedro y de la Ermita; un herido, varias casas inutilizadas y multitud de paredes cuarteadas. En San Antonio cayeron dos casas aunque no hubo desgracias personales.

b) Agencia Pumar, Caracas 8/5/1894: Telegrama de Cartagena 29/04: fuerte temblor de anoche ocasionó, según informes obtenidos hasta ahora, daños graves materiales en las iglesias y casas particulares de Ocaña, Buena Vista, Pueblo Nuevo Convención, Carmen (Santander).

4) Arturo (1896) refiere:

En Bucaramanga El 28 de abril a las 10 y 15 de la noche, se sintió un fuerte temblor de tierra, cuya duración no pudo ser menos de 70 a 75 segundos, movimiento que puso en alarma a los habitantes de la ciudad, pero por fortuna no produjo daño en ningún edificio. Algunas familias salieron a pernoctar bajo toldas o habitaciones de paja y como el temor de nuevo sacudimiento inquietaba, a muchas personas, varias resolvieron construir habitaciones apropiadas para favorecerse.

5) Ramírez (2004). Hace mención que este terremoto fue particularmente notable en Ocaña y en Mérida, y que fue seguido de numerosos temblores, y hace referencia a una carta inédita del cura vicario Ramón Anaya.

El día 28 de abril a las 10 pm, hubo un fuerte movimiento de la tierra en Ocaña que conmovió todos los edificios de la ciudad. Las campanas del templo tocaron plegaria ellas solas. El vecindario se alarmó sobre manera, pero gracias al señor no hubo ninguna desgracia personal. Desde ese día la mayor parte de los vecinos se retiraron a las afueras de la ciudad y moraban en las casas pajisas de los pobres; y muchos en toldos; a la una de la noche hubo otro temblor al amanecer el 29 de 3 a 4 de la madrugada hubo otro. El domingo 29 se sintieron pequeños movimientos y al amanecer del 30 hubo uno que todo mundo sintió.

En la medida que se desarrollen nuevas investigaciones con relación a este evento, se obtendrá nuevos datos de utilidad, que permitirá esclarecer las interrogantes en relación con el sitio epicentral y la fuente sismogénica, dato de gran utilidad para los estudios de amenaza sísmica.

3.2.2.11. Sismo del 10 de julio de 1919

Este evento es el primero de los ocurridos en la región transfronteriza con ubicación epicentral instrumental, calculada por el International Seismological Center, ISC, con las siguientes coordenadas: 8̊ de latitud N y 72˚de longitud O, de magnitud 6,25 (Tabla 3.1). El día 10 de julio, entre 8 y 10 de la noche sucedieron una serie de temblores, que continuaron hasta el 12 de julio de ese mismo año. La evaluación de este evento y el primer mapa de curvas de isointensidad generado (Figura 3.19), fue realizado por Lugo en: Singer et al. (1991). Siendo las poblaciones de Queniquea y San José de Bolívar del estado Táchira, donde se presentaron los principales daños, y menores en las poblaciones de Santa Ana, San Cristóbal, Ureña y Cúcuta. Singer et al. (1991) sugieren que la falla de La Colorada-Macanillo, podría ser la fuente responsable y que los daños reportados muy probablemente, no sólo se debieron al primer evento, sino a la secuencia de temblores que continuaron ese mismo 18 en la noche. La segunda evaluación fue realizada por Escobar y Rengifo (2003) quienes analizaron este evento a partir de la revisión de prensa regional de la época, periódicos: Horizontes y Panorama de fecha 19 de julio y datos menores obtenidos por Febres Cordero (1931). Mencionan que las coordenadas instrumentales, no son acorde con la zona de daños y en función a esto, proponen dos sitios como posibles epicentros (Tabla 3.1). El primero en Santa Ana y el segundo al sur de la población de El Piñal y obtuvieron dos mapas de curvas de isointensidad (Figuras 3.20 y 3.21). Los datos disponibles son pocos y están aislados, debido a la escasa distribución poblacional que existía para la época en dicha región.

3.2.2.12. Sismo del 16 de febrero de 1929

De este sismo se conoce poco. Centeno (1969) menciona que ocurrió a las 2 pm, y hace referencia a que fue un fuerte temblor en San Antonio del Táchira, Ureña, Uraca, Colón, San Pedro del Río y otros pueblos del Táchira y que se sintió en Cúcuta Colombia. En el catálogo de terremotos “Catalogue of Earthquakes 1950 onwards (SYKES)” el epicentro está ubicado en las siguientes coordenadas 6, 92̊ de latitud N y 72,25° de longitud O (Tabla 3.1). Se conoce sólo un reporte de daños, descrito por Santander (1986), en el que menciona:

El templo de la parroquia San José de Bolívar “en el año de 1929 nuevamente la adversidad sale al paso con un nuevo terremoto que destruye el Templo poniéndose los vecinos a construir otro entre los años de 1930 y 1931.

3.2.2.13. Sismo del 14 de marzo de 1932

Este evento ocurrió a las 5:40 pm hora local. Es un evento que presenta cinco posibles ubicaciones epicentrales (ver Tabla 3.1). De las cuales se ha tomado la calculada por Escobar y Rengifo (2003), como la más ajustada a la zona de daños.

Centeno (1969) por su parte, hace referencia que fue sentido en Coro, Barquisimeto, Carora, Maracaibo, San Carlos del Zulia, en Calabozo y otros pueblos del Llano en Venezuela y en pueblos del Norte de Santander en Colombia, y con daños en viviendas e iglesias en las siguientes poblaciones: La Grita, Bailadores, Tovar, Santa Cruz de Mora, El Cobre, Seboruco, Pregonero, Rubio, San Pedro del Río, Queniquea, Ureña, Uraca, Independencia, Guaraque, Mesa Bolívar, Carache, San Ana, Escuque, Trujillo.

Fiedler (1961) elaboró el primer mapa de curvas de isosintensidad (Figura 3.22) y asignó el valor máximo de intensidad IX a La Grita. Este mapa muestra principalmente, que la zona donde se reportaron daños, se ubica al norte franco de la falla de Boconó. El segundo mapa de isosistas publicado, fue realizado por Grases (1990), donde el valor mayor de intensidad que le asignó fue VIII para La Grita (Figura 3.23). Posteriormente, Lugo en: Singer et al. (1991) evaluó este evento a partir de los datos obtenidos principalmente de la prensa local, (Diarios: Católico, El Trece, y Occidente, del año 1932) y la máxima intensidad IX también la asignó a La Grita (Figura 3.24). Esta fue la ciudad donde se reportaron los mayores daños. De los efectos geológicos co-sísmicos ocurridos durante el evento, Singer et al. (1991) mencionan que en dirección a La Fría y en la estación Táchira del ferrocarril del Táchira, hubo grandes grietas, en algunas con salida de agua en “ebullición”, pero que una de estas grietas se extendía por varios kilómetros, ésta pasaba cerca de Las Mesas por el Pico Zamuro, ubicado al noroeste de Seboruco y que otra de las grietas que fue observada fue identificada cerca de Morotuto, la cual se perdía en la selva de Umuquena, e interpretaron estas grietas como posible ruptura de superficie. Hacen mención además que hubo reportes de deslizamientos, entre la vía de San Simón y Pueblo Hondo y en el camino hacia el Páramo La Negra.

Por su parte, Escobar y Rengifo (2003) evaluaron también este evento sísmico a partir de la información histórica disponible. Sugieren que es el de mayor intensidad para la región del Táchira en el siglo XX, estando su epicentro lo ubican entre La Grita y Seboruco, con magnitud entre 6,5-6,7 y proponen que fue un sismo somero (Tabla 3.1, Figura 3.25). Finalmente concluyen que este evento sísmico pudo haber sido originado por la falla de Boconó o por la falla de San Simón. Por su parte, Palme et al. (2005) utilizando el método (B&W), ubican el epicentro al noreste de La Grita, hacia el piedemonte norandino. 5 localizaciones epicentrales han sido asignadas a este evento (Figura 3.26). Para los efectos de este trabajo, se ha tomado como localización mejor ubicada en relación con la zona de daños, el epicentro macrosísmico estimado por Escobar y Rengifo, (2003).

En el catálogo de sismos del siglo XX, por Altez y Rodríguez (2009), hacen mención de telegramas que fueron resguardados en el Archivo Histórico de Miraflores AHM del año 1932, así como de las notas que aparecieron en la prensa regional y nacional de ese año (El Impulso y Diario Carora del estado Lara y Diario El Vigilante del estado Mérida). En estos documentos, hay referencias de daños no mencionadas en los estudios previos; en aldeas de Tovar, como San Pedro, El Peñón, donde se menciona de viviendas afectadas y dos fallecidos. En este mismo catálogo, aparece una nota escrita por Jaime Lafaille, en la cual, denominó a este evento como:

El terremoto de 1932, un evento perdido entre las páginas de un catálogo no concluido.

Este autor hace referencia a que no se le ha prestado atención debida a la falla de San Simón y que se debe tomar en cuenta el potencial sismogénico de otras fallas regionales. A su vez, planteó que la deformación correspondiente al terremoto de 1932, pudo quedar enmascarada o sumada con la deformación asociada del sismo de 1894, dada su cercanía en el tiempo.

Las evaluaciones en relación con este terremoto por los distintos autores coinciden que la zona de daños se concentra al norte del estado Táchira. Este evento sísmico requiere ser reevaluado en futuras investigaciones, siguiendo la metodología que se utilizó para el terremoto de 1875; es una zona con importantes fallas activas, como son: la falla inversa del piedemonte norte, la falla de Seboruco-San Simón y la falla de Boconó. La posibilidad de realizar estudios a detalle en la cartografía neotectónica, la selección y posterior excavación de trincheras paleosísmicas en estas fallas, permitiría entender mejor la actividad sismogénica de la zona, y con la información disponible en relación a los efectos geológicos co-sísmicos que fueron observados el día del evento, se podría identificar la fuente sismogénica responsable.

3.2.2.14. Sismo del 08 de julio de 1950.

Terremoto ocurrido el sábado 8 de julio, a las 9:35 pm hora de Colombia. Ese mismo día, a las 10:28 pm, ocurrió una réplica y a las 7 am del día siguiente ocurrió otra. Fue el evento sísmico con más daños reportados en el Departamento del Norte de Santander, en el pasado siglo XX. Ramírez (1953) denominó a este evento el terremoto de Arboledas - Cucutilla y Salazar de Las Palmas; por ser éstas poblaciones donde se registró el mayor daño. Menciona que fue sentido desde el sur de Bogotá hasta Maracaibo y Santa Marta en el norte, así como desde Mérida al este hasta Medellín al oeste. A su vez, refiere que la mayor parte de viviendas que colapsaron estaban construidas de tapia pisada, adobe y los techos con teja de barro, y aquellas casas construidas con bahareque y techos de paja fueron las que más resistieron.

En relación con las entrevistas que realizó a los pobladores, refiere que en Arboledas fue sentido en dirección de norte a sur y a su vez con movimiento vertical; mientras que en San José de La Montaña lo sintieron de sur a norte. La duración para algunos pobladores fue de 5 segundos, mientras que otros indicaban de 40 segundos y que particularmente el padre Serrano de la iglesia de Arboledas, lo calculó en 27 segundos. Este autor con los datos que obtuvo en campo, evaluó las intensidades en el que utilizó la escala I0MM y el valor máximo X lo asignó a la población de Arboledas (Figura 3.27).

Preliminarmente se habían determinado tres epicentros instrumentales, los cuales aparecen en la tabla 3.1. Sin embargo, Ramírez (1953) recalculó de nuevo las coordenadas en: 7, 63° de latitud N y 72, 78° de longitud O. Este autor a su vez, revisó los sitios donde hubo grietas, y en todas concluyó que su origen estaba relacionado con zonas geológicamente inestables, no logrando encontrar evidencias que significaran ruptura de superficie. Menciona también que la zona donde hubo mayor concentración de daños fue al sureste y suroeste de Arboledas y que por esta zona pasa una falla de dirección N75̊ E, en la misma dirección del río Arboledas, que probablemente fue la responsable del terremoto. Finalmente menciona que fue un evento donde hubo la posibilidad de sustituir viviendas de tapia y adobe por viviendas, denominadas para la época antisísmicas, y concluyó que más importante de saber predecir un terremoto, es saber construir asísmicamente: “en el primer caso se salva la vida pero en el segundo se asegura la vida y los bienes”.

Singer et al. (1991) refieren también que los mayores daños se reportaron en Arboledas y que muy probablemente los efectos locales del suelo contribuyeron a amplificar la intensidad en esta población. En el mapa de curvas de isointensidad elaborado por estos autores, asignaron valor máximo IX a la población de Arboledas (Figura 3.28). A su vez, mencionan que las réplicas ocurridas en este terremoto, algunas pudieron tener su epicentro en territorio venezolano, como por ejemplo, el sismo ocurrido al noroeste del estado Táchira, el 3 de agosto de ese mismo año, en el cual hubo reporte de daños en la población de San Juan de Colón, equivalente al grado de intensidad V.

3.2.2.15. Sismo del 03 de agosto de 1950

Este evento sísmico ocurrió a las 4:55 am hora local, con epicentro en las coordenadas 8̊ de latitud N y 72,50˚de longitud O; según el ISC (Tabla 3.1). En el catálogo de Grases et al. (1999), de la información recopilada en la prensa nacional (El Nacional del 04 y El Universal del 06 de agosto), se hace referencia a que hubo agrietamiento en casi todas las casas de San Juan de Colón, así como en Ureña y San Antonio y daños menores en Cúcuta. No se sabe con certeza si este evento sísmico pudo ser una réplica del terremoto de Arboledas como fue sugerido por Singer et al. (1991). Es una región con una diversidad de fallas activas, y es un evento muy localizado en las inmediaciones a San Juan de Colón, por lo que se requiere hacer búsqueda en los periódicos locales de la época tanto en San José de Cúcuta como en San Cristóbal, para buscar datos en relación con los sitios de daño y sentido y ver si es posible hacer una evaluación macrosísmica del mismo.

3.2.2.16. Sismo del 21 de abril de 1957

Este evento sísmico ocurrió a las 4:42 pm hora local; el ISC lo ubicó en las coordenadas 7,0̊ de latitud N y 72, 3˚ de longitud O con magnitud 7,1. Dewey (1972) asignó las siguientes coordenadas 6,96̊ de latitud N y 72, 2˚de longitud O con magnitud 7,1 (Tabla 3.1). Estas ubicaciones se encuentran en un área poco poblada, hacia el piedemonte de los llanos colombianos, fue sentido y con reporte de daños tanto en Colombia como en Venezuela y desde Bogotá hasta Caracas fue sentido. En el catálogo de Grases et al. (1999) mencionan una secuencia de eventos sísmicos los días subsiguientes, principalmente hasta el 28 de abril, y paricularmente el día 23 de abril ocurrió una réplica de magnitud 5 Mb, y el epicentro fue localizado en las coordenadas 6,86˚ de latitud N y 71,92˚ de Longitud O (Dewey, 1972). En junio de ese mismo año aún seguía temblando. En el catálogo de Altez y Rodríguez (2009), hacen referencia a los reportajes que aparecieron en la prensa nacional y regional de la época particularmente de lado venezolano, principalmente de los periódicos El Universal y el Nacional de fechas 22 y 23 de abril de 1957, donde se menciona que la principal población donde hubo daños fue San José de Bolívar.

El estudio más detallado con relación a este evento sísmico fue realizado por Singer et al. (1991). Plantearon dos áreas epicentrales macrosísmicas (Figura 3.29). En Venezuela en el sector de San José de Bolívar en el estado Táchira y la otra en Cucutilla en el Departamento del Norte de Santander. El valor máximo de intensidad asignado en ambas regiones fue de VII MM. Los principales daños en Venezuela se concentraron en las poblaciones de San José de Bolívar, Queniquea, El Cobre y Palmira y en Colombia en las poblaciones de Arboledas, Cucutilla y Pamplona. De los efectos geológicos co-sísmicos más resaltantes observados fueron particularmente derrumbes y deslizamientos. Singer et al. (1991) mencionan además que la diferencia entre la ubicación epicentral instrumental y las dos áreas epicentrales macrosísmicas, se debió a efectos locales del suelo y que es un ejemplo de lo que puede ocurrir entre un epicentro instrumental y otro macrosísmico. En el mapa de curvas de isointensidad se evidencia con claridad los dos sitios de concentración de daños.

3.2.2.17. Sismo del 29 de julio de 1967

El epicentro de este evento está bastante alejado de la zona de estudio, sin embargo, fue sentido en la zona limítrofe colombo-venezolana, con reporte de daños en San Cristóbal, así como en el valle de Cúcuta, en el límite fronterizo colombo-venezolano. Por ello, se incluye en esta compilación. Ocurrió en horas de la mañana a las 10:24 am hora colombiana, el mismo día del terremoto de Caracas. El epicentro estuvo localizado al suroeste de Bucaramanga, en las coordenadas 6,84˚de latitud N y 73, 09˚de longitud O, con magnitud 6,8 y profundidad 160 km, reportado por el ISC (Tabla 3.1). Ramírez (1975) menciona que se sintió en toda Colombia y en el Occidente de Venezuela, a su vez refiere que Betulia en Santander fue la población que más daños sufrió, ya que más del 60% de las casas se averiaron y que en este evento hubo 20 muertos y 150 heridos.

Grases et al. (1999) por su parte, hacen mención que en Cúcuta se estimó como el más fuerte en décadas, que en San Cristóbal tembló durante unos 20 segundos y luego durante unos 18 segundos, con algunos daños y con un balance de dos muertos. En Salcedo y Gómez (2000) presentan el mapa realizado por Alberto Sarría, cuyo valor máximo de intensidad asignado fue VIII (Figura 3.31).

El trabajo más reciente en relación con este terremoto fue realizado por Cifuentes y Sarabia (2009), quienes mencionan que fue sentido desde Pasto al sur, hasta Santa Marta en el norte colombiano, así como fue sentido también en el occidente de Venezuela. Refieren además, que hubo daños en los departamentos de Santander, Norte de Santander, Boyacá y Antioquia y que las edificaciones que mayor daño presentaron fueron las construidas en paredes de tapia y techos de teja. En la figura 3.32 se presenta el mapa de intensidades que fue elaborado para este evento, en el que usaron la escala EMS-98.

3.2.2.18. Sismo del 30 de agosto de 1973.

Sentido en poblaciones del Norte de Santander y del Táchira, el ISC reportó su epicentro en las coordenadas 7,24˚ de latitud N y 72, 85˚ de Longitud O, con magnitud 5,7 Mb y profundidad focal 179 km (Tabla 3.1). Ramírez (1975) hace referencia que su epicentro estuvo cerca de Ocaña, donde produjo daños notables y a su vez, menciona que algunos edificios en la municipalidad de Cúcuta y en Bucaramanga también sufrieron. Sin embargo, de acuerdo a las coordenadas por el ISC, el epicentro instrumental está ubicado al noreste de Berlín, población también colombiana. A pesar de ser un evento de baja magnitud, en la prensa nacional (El Nacional, 31 de agosto de 1973) referida en el catálogo por Altez y Rodríguez (2009), se menciona de daños menores en poblaciones fronterizas entre Venezuela y Colombia. Particularmente se hace mención a las poblaciones de Capacho, Zorca, Palmira y San Cristóbal y se enfatiza además que ese día había fuertes lluvias.

Para este evento sísmico, ameritaría revisar la prensa regional de los días subsiguientes al evento tanto en Venezuela como en Colombia y realizar una evaluación macrosísmica binacional. En el atlas realizado por Salcedo y Gómez (2000) presentan un mapa de curvas de isointensidad realizado por Alberto Sarria, cuyo valor de intensidad máximo asignado es de VIII (Figura 3.33).

3.2.2.19. Sismo del 26 de noviembre de 1980.

Evento ocurrido a la 1:35 pm hora venezolana, 12:36 pm hora colombiana. El ISC ubicó su epicentro en las coordenadas 7,86˚ de latitud N y 73,39˚ longitud O, con magnitud 4,9 Mb, mientras que el “National Earthquake Information Center” (NEIC), lo ubicó en las siguientes coordenadas 8,05˚ latitud N y 72, 44˚ de Longitud O, con magnitud 5,2 Mb y profundidad focal de 40 km (Tabla 3.1). En el catálogo de Grases et al. (1999) hacen referencia a datos obtenidos de prensa nacional (El Universal del 27 de noviembre y el Nacional del 28 de noviembre del año 1980), mencionan que hubo daños en San Cristóbal, San Antonio y Ureña en Venezuela. De San Antonio se menciona que los principales daños se observaron en la Urbanización Cayetano Redondo, donde 10 viviendas presentaron grietas y las torres del aeropuerto de San Antonio fueron derribadas. Mientras que en Colombia, hubo daños en San José de Cúcuta y señalan heridos. Carrillo et al. (1982) mencionan que en el aeropuerto Camilo Daza de San José de Cúcuta, hubo destrozos y las operaciones aéreas estuvieron paralizadas por dos horas, también hubo fisuras en edificios, y se desplomó la torre de la iglesia de San Antonio en Cúcuta. Además mencionan de 38 casas caídas pero no indican la zona.

3.2.2.20. Sismo del 18 de octubre de 1981.

Ocurrió cercano a medianoche, a las 12:30 am hora local de Venezuela, cuando la población se encontraba descansando. De las localizaciones instrumentales calculadas, FUNVISIS lo localizó en las siguientes coordenadas 8,52˚ de latitud N y 72, 34˚ de longitud O, con magnitud 5,8 Mb, al noroeste de San José de Cúcuta. También el NEIC, ISC y ULA calcularon el epicentro, estando todas estas localizaciones referidas en la Tabla 3.1. Es un evento que a pesar de tener magnitud moderada (5,5) hubo daños importantes en algunas edificaciones. En el informe elaborado por FUNVISIS (1982), se menciona de daños en las siguientes poblaciones venezolanas: San Cristóbal, San Antonio, Ureña, Aguas Calientes, Capacho, Táriba; en menor grado en las poblaciones de Santa Ana, Rubio, Delicias, Michelena y La Fría. En este mismo informe a su vez, se hace referencia a datos que fueron suministrados por Defensa Civil del Departamento del Norte de Santander, en el cual reportaron para la municipalidad de Cúcuta cerca de 2000 construcciones unifamilares total, parcial o levemente dañadas.

Carrillo et al. (1982) por su parte, hacen mención de daños en Cúcuta, Villa del Rosario, Pamplona, Cucutilla, Labateca, Lourdes, Abrego, Sardinata Herrán y Bucaracica. En Pamplona reportan casas agrietadas, en Labateca refieren que los servicios de teléfono, y fluido eléctrico quedaron interrumpidos y que hubo agrietamiento superficial; en la población de Lourdes mencionan que hubo 40 viviendas con fuertes daños; en Sardinata fisuras en las calles; de Bucaracica refieren que el concenso general es que debía ser traslado ya que las viviendas como las calles presagiaban desplome, y finalmente en Herrán que hubo deslizamientos de fincas.

Adicionalmente, fue un evento donde hubo efectos geológicos importantes tales como: caída de rocas, derrumbes, deslizamientos, siendo uno de los principales efectos geológicos cosísmico el colapso de un terraplén en la vía que conduce de San Cristóbal hacia el llano, en la aldea El Palmar de la Copé, donde se ubicaba un barrio llamado “barrio Escondido” a un kilómetro de San Josesito; este último correspondió al sitio de mayor impacto destructivo, ya que el colapso del terraplén dejó sepultado el barrio que contaba con 40 viviendas. Se estimó cerca de 50 víctimas (15 rescatadas de un total de desaparecidos calculado en medio centenar de personas).

En el catálogo por Altez y Rodríguez (2009) recopilaron datos de la prensa nacional, principalmente El Nacional y Universal de los días 19 al 21 de octubre de 1981, en los que se hace referencia a lo acontecido cerca de San Josesito, así como de los daños registrados en las poblaciones fronterizas. Se menciona que hubo cuatro muertos en San José de Cúcuta y más de 70 heridos; y también que los barrios más afectados fueron Cundinamarca y San José en el Norte de Santander.

Este evento sísmico cuenta con dos mapas de curvas de isointensidad, en función de los reportes de daños y sitios donde fue sentido, sin embargo, cubren solo del lado venezolano. El primer mapa fue elaborado en el informe técnico por FUNVISIS (1982) y el segundo, por Lugo en Singer et al. (1991), donde el valor máximo de intensidad asignado fue VII (Figuras 3.34 y 3.35).

Este es otro de los eventos contemporáneos que amerita ser evaluado binacionalmente, en función de unificar los datos disponibles, es un evento que a pesar de su baja magnitud, hubo manifestación de daños en ambas naciones, sin embargo, su evaluación macrosísmica binacional está por realizar, y podría ser un objetivo de trabajo en próximas investigaciones binacionales.

Figura 3.34. Mapa de curvas de isointensidad regional del terremoto del 18 de octubre de 1981, por Malaver en: FUNVISIS (1982).

3.2.2.21. Sismos ocurridos entre finales de enero y comienzos de febrero de 1989

La secuencia de sismos ocurridos a finales de enero y comienzos de febrero de 1989, alertó a las poblaciones fronterizas colombo-venezolanas. El 30 de enero en la madrugada ocurrieron dos eventos sísmicos, el primero a las 3:45 am y el segundo a las 4:45 am; luego el 4 de febrero en la tarde a las 2:32 nuevamente ocurrió otro sismo y posteriormente entre el 10 y 11 de febrero ocurrieron dos eventos más (Beltrán, 1989). Todos estos eventos estuvieron en el orden de magnitud entre 4-5 Mb. La ubicación epicentral y las magnitudes asignadas se presentan en la tabla 3.1. Esta secuencia de eventos se señala en esta compilación, por su importancia debido a la manifestación de efectos geológicos co-sísmicos, que se presentaron en sismos de moderada a baja magnitud. Como ocurrió con el sismo del día 4 de febrero de magnitud 4,3; en el cual se produjo el colapso del talud del terraplén y vía de acceso de la planta de tratamiento de agua potable ubicada en San Rafael de Cordero, al noreste de San Cristóbal, dejando a la poblaciones de la zona sin el suministro del preciado líquido. La ocurrencia de estos eventos coincidió con un periodo de fuertes lluvias donde los terrenos se encontraban saturados de agua.

Estos sismos de 1989, como el ocurrido en octubre de 1981, se tomaron como ejemplos, de lo que suele ocurrir en zonas previamente inestables y con alta amenaza sísmica, donde importantes obras de infraestructura, son diseñadas y construidas, sin tomar en cuenta las amenazas geológicas a que pueden estar expuestas. En el trabajo de Rodríguez y Singer (2013) se presenta un análisis de la vulnerabilidad a que pueden estar expuestas obras de infraestructura de importancia vital para una región, cuando las mismas se han construido en zonas potencialmente inestables, y lo que puede ocurrir cuando sucede un sismo de moderada magnitud.

3.2.1.22. Sismo del 31 de mayo de 1994

Ocurrió a la 1:42 pm hora local, de acuerdo al informe elaborado de FUNVISIS (Lugo et al., 1994); con epicentro en las siguientes coordenadas 7,96˚ de latitud N y 72, 09˚ de longitud O (Tabla 3.1), fue sentido en las poblaciones del departamento del Norte de Santander, así como en gran parte de las poblaciones del norte de Venezuela, entre las que se menciona a San Cristóbal, El Nula, Santa Ana, Rubio y El Piñal. Hubo importantes manifestaciones de deslizamientos de tierra en la serranía de Burgua. Sin embargo, el mapa de curvas de isointensidad con el valor máximo VI en escala I0MM cubre solo para Venezuela (Figura 3.36). En el catálogo por Altez y Rodríguez (2009), a partir de la información publicada en la prensa nacional (El Nacional y Universal del 1 de junio de 1994), hacen referencia principalmente de daños, a las poblaciones ubicadas al sur de San Cristóbal.

A pesar de ser un sismo de moderada magnitud y superficial, comparado con los eventos anteriores de 1981 y 1989 de menor magnitud, los daños fueron menores y no hubo víctimas que lamentar.

En lo que va del siglo XXI, sólo se han reportado dos eventos sísmicos con manifestación de daños en la zona de interés, aunque sus epicentros están fuera de la misma. Ambos eventos ocurrieron en el año 2015. El primero el 4 de febrero, con epicentro a 13 km al este de la población de La Fría, en el estado Táchira, Venezuela; y el segundo ocurrido el 10 de marzo a las 3:55 en la Mesa de Los Santos, Departamento de Santander, Colombia.

3.2.2.23. Sismo del 04 de febrero de 2015

Este evento ocurrió a las 11.51 pm hora local de Venezuela, de acuerdo al boletín publicado por FUNVISIS, el epicentro se ubicó a 45 km al noroeste de la ciudad de Tovar, estado Mérida y 13 km al este de La Fría en el estado Táchira, en las siguientes coordenadas 8,23˚ de latitud N y 72, 13˚de longitud O, con magnitud 5,2 Mw (Tabla 3.1). De la secuencia de réplicas en los días subsiguientes, hubo dos el día 5 de febrero con magnitudes de 4,6 y 4,3 Mw. Fue un evento sentido en las principales poblaciones del norte de Venezuela, así como en las poblaciones ubicadas al noreste de Colombia. Del informe elaborado en el SGC (2015), se menciona que fue sentido en los Departamentos del Norte de Santander, Santander, Arauca, Cesar, Boyacá y Antioquia. No hubo reporte de daños en ninguno de estos.

Para Venezuela en el informe de FUNVISIS, (2015); hay reportes de daños menores en las poblaciones de Pueblo Hondo, Umuquena, Coloncito y en la Urb. Hugo Rafael Chávez Frías, cerca de Seboruco, en el estado Táchira. A pesar de ser un evento sísmico de moderada a baja magnitud, fue sentido en un radio de 600 km. Dos mapas de intensidades se elaboraron para este evento (Figuras 3.37 y 3.38).

3.2.2.24. Sismo del 10 de marzo de 2015

Sismo de Los Santos, ocurrido a las 3:55 pm hora local colombiana, con epicentro en las coordenadas 6,82˚ de latitud N y 73,13˚de longitud O, con magnitud 6,3 Mw (Tabla 3.1), ubicado al norte del municipio de Los Santos al sur de Bucaramanga en el Departamento de Santander, Colombia. Evento que fue también sentido en las principales poblaciones del norte de Venezuela y en Colombia, desde Cartagena en su extremo norte, hasta Cali en su extremo suroeste. Del informe elaborado desde el SGC (Sarabia y Barbosa, 2015), mencionan la manifestación de daños en edificaciones, principalmente en el Departamento de Santander (municipios: Los Santos, Onzaga, Suratá, Bucaramanga, Barrancabermeja, California, Galán, Aratoca, Concepción, Curití, Albania, Guapota, Lebrija, San Joaquín, Tona, Veta, Villanueva), pero también mencionan daños en los departamentos, Norte de Santander (municipios: Cáchira, Cúcuta, Ocaña, Pamplona, Bucarasica, Abrego y Salazar); Boyacá (municipios: Tunja, Duitama y Chiquinquirá) y Antioquia (municipios: Heliconia, Yondó, San Roque, Sansón, Remedios, San Rafael y Carolina). Concluyen que los principales daños se observaron en construcciones con más de 50 años, en su mayoría de tapia pisada, sin ningún tipo de confinamiento y con techos de teja o zinc. A su vez, hacen una comparación con los daños reportados en el terremoto ocurrido el 29 de julio de 1967, sucedido en horas de la mañana, el cual presentó parámetros sismológicos similares, magnitud 6,8, profundidad 160 km y el epicentro en la misma zona de este evento sísmico. Al igual que el evento del 2015, el mayor número de daños se concentró en viviendas construidas de adobe o tapia pisada, con techos de teja. El factor común entre ambos eventos además de sus parámetros sismológicos, es el alto grado de vulnerabilidad a que este tipo de construcciones se encuentran expuestas, cuando ocurre un evento símico de moderada magnitud.

En el mapa de intensidades elaborado para el sismo del 10 de marzo del 2015 por Sarabia y Barbosa (2015) (Figura 3.39), se puede observar que este sismo fue sentido en un radio promedio de 500 km, tanto para Colombia como para Venezuela, concentrándose los principales daños en un radio de 60 km. Sin embargo, al oeste del epicentro, en dirección O-E, hubo también manifestación de daños a una distancia promedio de 300 km del epicentro, y estos daños podría a su vez, estar influenciados por efectos locales de sitio.

En el estado Táchira en Venezuela, de acuerdo a los reportajes de la prensa Nacional (El Universal, del 11 de marzo y El Nacional del 12 de marzo del 2015), se hace referencia a daños menores en el municipio Bolívar (San Antonio del Táchira), San Cristóbal y en el municipio Guácimos (Palmira) y sentido desde la ciudad de Maracaibo al norte, hasta la capital, Caracas.

3.3. BASE DE DATOS DE SISMICIDAD INSTRUMENTAL BINACIONAL

3.3.1. Generalidades

La sismicidad instrumental que se presenta a continuación, corresponde a la integración binacional de la base de datos disponible de FUNVISIS y del SGC, en el período 1980-2015 para Venezuela y 1993-2015 para Colombia. Estos datos se unificaron en una sola base de datos, y se depuró en función de no tener ubicaciones epicentrales repetidas, se empleó un Sistema de Información Geográfica SIG. Se agregó además a la base de datos, los sismos con reporte de daños ocurridos en las, siguientes fechas: 10/07/1919, 14/03/1932, 08/07/1950, 03/08/1950, 21/04/1957, 29/07/1967, 30/08/1973, 26/11/1980, 18/10/1981, 30/01/1989.

El área seleccionada, ocupa un espacio mayor al área de estudio, debido a que se tomó como referencia la ubicación epicentral de los sismos históricos y contemporáneos donde se han reportado daños (Figura 3.40). Se consideró un radio promedio de 150 km, cubriendo parte de los estados Táchira, Mérida, Barinas y Apure para Venezuela y de los departamentos Norte de Santander y Santander Sur, así como, Arauca, Boyacá y Cesar por Colombia.

Se catalogaron los eventos sísmicos en primer lugar en función de la profundidad focal y en segundo lugar por magnitud, identificando los datos por colores (Figuras 3.41 y 3.42). En ambos mapas es evidente la influencia del nido de Bucaramanga en relación con los valores de mayor magnitud y profundidad. A pesar de encontrarse el nido de Bucaramanga a 100 km aproximadamente del área evaluada, la ocurrencia de eventos sísmicos intermedios y profundos y magnitud mayor a 6 Mw, han sido eventos fuertemente sentidos y con reporte de daños, caso ejemplo de ello, los sismos de 1967, 1973 y 2015.

La sismicidad que ocurre entre los Andes venezolanos y el Macizo de Santander, presenta patrones distintos. Otra particularidad que se observa en estos dos mapas, es la poca sismicidad instrumental registrada en la franja este del departamento del Norte de Santander y oeste del estado Táchira, en comparación con el resto del área que se cubre en los mapas; y llama particularmente la atención que, en esta franja, se encuentran localizados importantes terremotos históricos (Figura 3.40). Esta franja es atravesada por una diversidad de fallas activas, cuyos rasgos de actividad reciente conocidos son generales, por lo que es una región que requeriría de estudios detallados en neotectónica y paleosismología, que ayuden al reconocimiento de los accidentes tectónicos de la zona, al igual como se ha realizado en este trabajo para las fallas de Boconó y Aguas Calientes. La posibilidad de expandir la ventana de tiempo por estudios paleosísmicos, permitiría obtener importantes datos en relación con periodos de retorno, magnitud y posibilidad de segmentación de un accidente en particular. A su vez, permitiría obtener datos que ayuden a entender la complejidad tectónica a la que está sujeta la región.

En función de la profundidad de los eventos sísmicos, también es evidente la diferencia marcada entre estructuras de comportamiento distinto, producto de la convergencia de placas y microplacas a que está siendo sometida la región. La concentración de sismicidad somera al sur de la zona de trabajo, debe ser analizada binacionalmente, donde se encuentran los terremotos de 1929, 1957, 1919 y 1994. Es la zona del sistema de fallas de Bramón de comportamiento sinestral inverso, y que se amortigua en su extremo noroeste contra la traza principal de Boconó.

3.3.2. Mecanismos focales de algunos de los eventos contemporáneos ocurridos en las adyacencias a la zona de estudio

Los mecanismos focales representan los tipos de falla y ayudan en zonas de complejidad tectónica, a identificar el accidente generador del evento sísmico. A manera de ejemplo, se presenta un esquema de los principales mecanismos focales según el tipo de falla (Figura 3.43).

De los 24 eventos sísmicos mencionados en el apartado 3.1, los eventos que cuentan con un mecanismo focal son los ocurridos en las siguientes fechas (26/11/1980, 18/10/1981, 30/01/1989, 31/05/1994, 05/02/2015 y 10/03/2015). Las soluciones están representadas en la Figura 3.44 y Tabla 3.2, se tomaron principalmente de dos fuentes, la primera de la compilación realizada por Audemard et al. (2005) y la segunda de la base de datos The Global Centroid-Moment Tensor CMT.

El evento sísmico ocurrido en fecha 26/11/1980, es el primer evento que cuenta con un mecanismo focal reportado por el CMT, cuya solución generada representa a una falla de movimiento transcurrente, con una orientación predominante NNE-SSO o su complementaria de orientación NNO-SSE. En el caso del evento sísmico de fecha 18/10/1981, la solución del mecanismo focal por el CMT, representa a una falla de tipo transcurrente, sin embargo, la ubicación del mecanismo focal está alejado con respecto al epicentro instrumental propuesto por ISC, NEIC, FUNVISIS y ULA. Por lo cual, no se sabe si se trata del mismo evento. Como se expuso previamente en el apartado 3.1, este es otro de los eventos sísmicos que requiere su revisión de forma binacional en futuros trabajos transfronterizos.

De los eventos ocurridos entre el 30 de enero y el 11 de febrero de 1989, el evento de mayor magnitud fue el 30 de enero de 4,5 Mb calculado por FUNVISIS, cuya solución de mecanismo focal corresponde a una falla de tipo inversa (Figura 3.44), de acuerdo a los valores tomados de la compilación realizada por Audemard et al. (2005), sin embargo, hay que hacer la acotación que en dicha publicación el mecanismo focal aparece dibujado como una falla normal. Es muy probable que este evento esté relacionado con el fallamiento inverso ubicado al sureste de San Cristóbal, ya que hubo algunas réplicas y todas se encuentran al sureste de San Cristóbal. El siguiente mecanismo focal corresponde al sismo de fecha 31/05/1994. Este sismo cuenta con dos soluciones, la primera propuesta por el Audemard et al. (2005) (Figura 3.44, solución 1), representan a una falla de componente normal. La segunda solución es tomada de la compilación por CMT (Figura 3.44, solución 2), donde se representa a una falla de tipo inversa. Ambas soluciones a su vez, no presentan el mismo epicentro. Es una región tectónicamente compleja y con fallas activas transcurrentes e inversas, sin embargo, no se cuenta con una cartografía neotectónica detallada que permita decidir cuál de las dos soluciones propuestas es la más válida.

Tabla 3.2. Parámetros de solución de los mecanismos focales, para algunos de los eventos ocurridos en las adyacencias al área de estudio Fuentes: CMT, FUNVISIS, Audemard et al. (2005).

Los dos eventos sísmicos ocurridos en el año 2015, vienen a representar los sismos más recientes con solución de mecanismo focal. En el evento ocurrido en el piedemonte norte de los Andes venezolanos a comienzos de febrero de 2015, FUNVISIS generó una solución que responde a una falla de tipo inversa, tanto para el evento principal como para dos de sus réplicas y la solución generada por el CMT, también es de tipo inversa. El último evento corresponde al ocurrido en fecha 10/03/2015 en el nido de Bucaramanga, en el cual la solución del mecanismo focal generado por el CMT responde a un fallamiento oblicuo, inverso transcurrente.

3.4. DISCUSIÓN

3.4.1. Los sismos con reporte de daños en la zona evaluada

Los eventos históricos y contemporáneos en los que se han reportado daños en la región de estudio, permite señalar que la zona limítrofe colombo-venezolana es una región expuesta a una alta amenaza sísmica.

El terremoto de Lobatera ocurrido el 2 de febrero de 1849 en territorio venezolano, es un evento que requiere ser analizado en futuros trabajos, pero a partir de la elaboración de una cartografía geológica a detalle que incluya por un lado las características geológicas de las unidades litológicas y por el otro la cartografía de las zonas inestables, ambas combinadas permitiría zonificar la zona en función del grado de amenaza geológica. Sería importante tomar en consideración los daños registrados, y hacer un análisis comparativo entre la zona de daños y las características geológicas. Podría ser un ejemplo a analizar como un caso piloto de lo que puede ocurrir en otras poblaciones fronterizas asentadas en zonas de inestabilidad geológica y con fallas activas en la zona.

El terremoto ocurrido el 18 de mayo de 1875, a pesar de ser uno de los eventos más discutidos de la sismicidad histórica particularmente del lado colombiano, no contaba con una evaluación macrosísmica binacional, por lo cual, vino a ser uno de los objetivos específicos en esta investigación. Hubo la oportunidad de analizar datos primarios de forma integrada, obtenidos a partir de la revisión de archivos en ambas naciones, documentos secundarios en bibliotecas, así como entrevistas a cronistas. La recopilación de datos conllevó a la elaboración de un inventario detallado de daños y fue la base para el análisis de las intensidades. Por la cantidad de efectos geológicos reportados, es un evento en el que además de utilizar las escalas de intensidad en relación con los daños en edificaciones principalmente (I0MM, EMS-98), también se pudo utilizar la escala Medio Ambiental ESI-2007, INQUA. Los resultados arrojados han sido publicados en: Rodríguez et al. (2015); Galán et al. (2016) y Rodríguez et al. (2017).

El terremoto ocurrido el 14 de marzo de 1932, es otro de los eventos, con importantes reportes de daños en edificaciones y con significativas manifestaciones de efectos geológicos co-sísmicos; es el segundo evento de los 24 mencionados en el presente capítulo al que se hace referencia a una posible ruptura de superficie. Tres evaluaciones macrosísmicas se han realizado: la primera por Lugo en Singer et al. (1991, la segunda por Escobar y Rengifo (2003) y la tercera por Palme et al. (2005), sin embargo, aún no hay claridad en la fuente sismogénica. Sería recomendable realizar una reevaluación, pero en función de la revisión fotogeológica de las fallas activas en la zona donde se reportaron los efectos geológicos co-sísmicos, que a su vez esté acompañada de misiones de campo. Las principales fallas activas en la zona epicentral son Seboruco-San Simón, Boconó, y el fallamiento inverso del piedemonte norte, siendo cualquiera de éstas la fuente responsable. La posibilidad de poder realizar estudios con fines paleosísmicos tanto en la falla de Seboruco-San Simón como en la del piedemonte norte, permitiría conocer su comportamiento en el Holoceno, y obtener datos valiosos en relación con la actividad paleosísmica, como se ha estado realizando por ejemplo con la falla de Boconó.

3.4.2. La sismicidad instrumental

Se evidencia un área de silencio sísmico (“gap”) entre el Macizo de Santander y los Andes venezolanos en una franja N-S, de un ancho aproximado de 50 km (Figura 3.45). En esta zona, se ubican los epicentros de importantes eventos históricos como los ocurridos en: 1644, 1796, 1875 y 1950. Estos importantes terremotos, seguramente están relacionados con este silencio sísmico, pero es importante destacar a su vez, que en esta franja se encuentran importantes sistemas de fallas activas, que forman parte de la estructura conocida como el indentor o punzón de Pamplona (Boinet et al., 1985). La complejidad tectónica de esta región amerita de estudios detallados en cartografía neotectónica y que estén acompañados de estudios paleosísmicos. A medida que se conozca el detalle de estos accidentes, se podrá obtener una mejor correlación sismotectónica.

Por otra parte, se evidencia que el mayor número de eventos sísmicos instrumentales se concentran en el nido de Bucaramanga, y a pesar que son sismos de profundidad de intermedia a profunda y alejados a más de 100 km del área de estudio, aquellos eventos con magnitud mayor a 6 Mw son fuertemente sentidos y algunas veces con reporte de daños, como ocurrió por ejemplo con el evento de 1967, 1973 y el más reciente en marzo de 2015.

Finalmente, con la solución de mecanismos focales disponibles, se ha podido hacer correlaciones para establecer el tipo de falla. Por ejemplo, los sismos ocurridos en 1989 se le asignan a la falla inversa que bordea el piedemonte del sur de San Cristóbal. De los 24 eventos revisados, seis eventos contaron con mecanismo focal, los ocurridos en las siguientes fechas: 1980, 1981, 1989, 1994 y los dos más recientes del año 2015.

El esfuerzo binacional que se ha hecho en el marco de este trabajo para las fallas de Boconó y Aguas Calientes, debe continuar para el resto de las fallas activas transfronterizas, donde se puedan realizar estudios detallados en la cartografía neotectónica acompañada de estudios en paleosismología.

3.5. REFERENCIAS CONSULTADAS

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3.5.2. Fuentes en archivos

3.5.2.1. Archivo del Consejo Municipal de San Cristóbal

• Tomos I y II de 1849 Correspondencia y documentos de San Antonio

• Tomo I de 1894, Documentos, carpeta 2

3.5.2.2. Archivo de la Parroquia de Nuestra Señora del Rosario de Chiquinquirá, Lobatera-Venezuela

• Sección Libro de defunciones 1841-1853, acta 3104

3.5.2.3. Archivo Arquidiocesano de Mérida.

• Caja 31. Documentos: 10617 folio 64; 10619 y 10625 folio 5.

3.5.3. Referencias electrónicas

• http//.www.sismicidad.ciens.ula.ve

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4. Estudios de Geología de Terremotos

4.1. INTRODUCCIÓN

Este capítulo consta de cinco partes, donde en la primera sección se describen los estudios neotectónicos realizados en los sistemas de fallas de Boconó y Aguas Calientes-Seboruco, entre la zona comprendida de La Grita en el estado Táchira Venezuela y Chinácota en el Departamento del Norte de Santander en Colombia (Figura. 4.1). En el segundo punto se discuten los resultados de las mediciones realizadas con el equipo Georadar, en la traza principal de la falla de Boconó y en el sistema de fallas de Aguas Calientes. Estas mediciones sólo se realizaron en el territorio venezolano, ya que del lado colombiano se requería de una logística con la cual no se contaba (Permisología por cancillería para el traslado del equipo y logística para misión transfronteriza). En el tercer punto se hace referencia a los depósitos cuaternarios situados en las depresiones intramontanas que se encuentran en la zona de trabajo. En el cuarto punto se detallan los dos estudios paleosísmicos por trincheras, dos realizados en la terminación sur de de la falla de Boconó (El Zumbador y El “Paraízo” ambos en territorio venezolano; y dos realizados por el SGC en el año 2009 sobre el sistema de fallas de Aguas Calientes (La Casona y El Resumen), ambos en territorio colombiano, los cuales, se reevalúan a partir de nuevos resultados de dataciones por 14C obtenidas en el año 2013. En el quinto y último punto se evalúan los parámetros sismogénicos de los sistemas de fallas evaluados.

4.2. SISTEMAS DE FALLAS TRANSFRONTERIZOS BOCONÓ Y AGUAS CALIENTES-SEBORUCO ENTRE LA GRITA EN VENEZUELA Y CHINÁCOTA EN COLOMBIA

La cartografía neotectónica de los sistemas de fallas descritos a continuación se elaboró en dos escalas, de forma generalizada en un mapa a escala 1:250.000 (Anexo 2) y en forma detallada en dos mapas a escala 1:100.000 (Anexo 3, parte I y II), donde se señalan las evidencias morfotectónicas de actividad reciente.

4.2.1. Generalidades de la falla de Boconó entre La Grita y Chinácota

Desde La Grita, en Venezuela cruzando por la frontera con Colombia hasta Chinácota en el Departamento del Norte de Santander (Figura 4.1), la falla de Boconó sufre una serie de inflexiones que constituyen obstáculos para la propagación de la deformación. Singer et al. (1991); señalan que la traza principal de la falla de Boconó al suroeste de La Grita, coexiste con fallas activas en sentido N-S, las cuales son más evidentes en los sectores donde la traza de esta falla sufre importantes inflexiones, así como también de sistemas de fallas subparalelos en ambos márgenes de la traza principal de Boconó. Éstas absorben una parte de la actividad tectónica y ayudan al amortiguamiento de esta falla, en primer lugar, contra el sistema de fallas de Bramón y en segundo lugar contra el sistema de Chitagá en Colombia, donde se amortigua con el frente montañoso del Macizo de Santander, en la Cordillera Oriental de Colombia.

La descripción se inicia desde La Grita, donde viene a ser el punto de convergencia entre un ramal del sistema de fallas de Seboruco-San Simón con la falla de Boconó, que a su vez es el primer sitio de inflexión donde la falla de Boconó hace una doble curvatura. En su prolongación al suroeste, se evidencian las cuencas de tracción de Los Mirtos y Peribeca (Soulas et al., 1987) y a medida que se acerca a la frontera están los lomos de presión de Capacho y Cerro Guacara, cerro descrito en trabajos previos con el nombre de Cerro Rangel (Meier et al., 1987 y Singer et al., 1991). Estos autores a su vez proponen que dichos lomos representan una estructura en “flor positiva”, (Figuras 4.2, 4.3 y 4.4). Particularmente, el cerro La Guacara es un afloramiento de rocas graníticas incorporadas en una cuña tectónica, bordeada por las formaciones sedimentarias del Cretácico y del Paleogéno y cuyo origen es transpresivo. Este cerro de acuerdo a Singer et al. (1991), representa un cierre tectónico, por la convergencia de los sistemas de fallas de Boconó y Bramón. Además, estos autores plantean que la traza principal de la falla de Boconó desde el río Táchira hacia territorio colombiano presenta una interrupción aparente por medio de un échelon dextro transtensivo de unos dos kilómetros de separación que se interpone en la continuidad cartográfica de la traza activa de la falla de Boconó y la falla de Palo Colorado como es conocida a la falla de Boconó en Colombia, denominada con este nombre por (Boinet et al., (1985).

Por su parte Diederix et al. (2009), realizaron la cartografía neotectónica del sistema de fallas de lo que vendría a ser la continuidad de Boconó en Colombia. Cartografían su extensión al sur de San Antonio del Táchira, pasando muy cerca del sector Juan Frío y refieren que presenta un comportamiento anastomosado. A su vez, la subdividen en los siguientes ramales: a) falla Palo Colorado-Boconó, falla Las Vegas, falla Hedionda y cabalgamiento de Chinácota.

En función de contar con una cartografía integrada binacional para esta falla transfronteriza tan importante, y con base en estos trabajos previos, desde ambas naciones, en cooperación FUNVISIS-SGC, se buscó esclarecer la interrogante sí había o no una interrupción de tipo échelon en la frontera colombo-venezolana, y en segundo lugar sí había continuidad cúal era el sitio de cruce de la traza principal de la falla entre Venezuela y Colombia. Esta integración estuvo acompañada de una misión de campo binacional realizada a mediados del año 2013, comprendida en el marco de los proyectos GIAME (FUNVISIS) y GEORED (SGC) (Anexos 2 y 3). Es una zona tectónicamente complicada, ya que viene a ser la transición entre el sistema de Boconó y el sistema de Chitagá, donde se genera transpresión, producto del amortiguamiento contra el Macizo de Santander de la falla de Boconó, generando una curvatura.

A continuación se describe por tramos este sistema de fallas en función de su complejidad desde La Grita en Venezuela hasta Chinácota en Colombia.

Tramo La Grita-Paramito

En este tramo, la traza activa de la falla de Boconó se identifica principalmente por la presencia de lomos de falla que obturan y desplazan el drenaje en sentido transcurrente dextral, así como escarpes y ensilladuras de falla. Estas evidencias se repiten consecutivamente en toda su extensión (Figuras. 4.5 y 4.6, Anexo 3, parte I). En sitios como Mogote, Tadea, El Alto de la Cuchilla de Guayana y El Duque, donde se encuentran los lomos de falla, la traza principal se subdivide entre dos y tres trazas subparalelas, atraviesan estos lomos y continua de nuevo en una única traza. En la población de EL Cobre, la traza principal de la falla faldea las lomas ubicadas al este de la población y fallas menores conjugadas en sentido NNE-SSO de tipo transtensivo controlan la planicie del río del Valle. Un poco más al sur se encuentra la cuenca de tracción de Los Mirtos, y a 1 km al norte se evidencia una traza secundaria subparalela a la traza principal, que se extiende entre El Cobre y el sector El Paramito (Figura 4.5). Desde Los Mirtos la traza principal continúa hacia el páramo El Zumbador, donde se evidencia un cuello de falla en el que se asienta el caserío del Páramo El Zumbador. En este sector se ubica uno de los dos sitios que fueron escogidos para la excavación de trinchera con fines paleosísmicos, localizado en la Finca El Palmar, sobre un escarpe y laguna de falla (Trinchera El Zumbador) (Figura 4.5). En el sector El Paramito, es el punto de convergencia con lo la traza secundaria que se extiende subparalela un kilómetro al norte. En este primer tramo de falla se realizaron la mayoría de las mediciones con el GPR y los resultados se describen en el subcapítulo 4.2.

Tramo Mesa de Aura-Cordero-Peribeca

La falla en este tramo presenta un comportamiento transtensivo (Figura 4.7, Anexo 3, parte I), en los primeros 5 km tiene un rumbo N-S, y controla el drenaje del río Torbes por una distancia de 3 km entre los caseríos Paramito y Mesa de Aura. Este último caserío se asienta sobre una terraza suspendida, la cual es atravesada por la falla generando una pequeña cuenca de tracción. Continúa en dirección al sur faldeando la ladera de la montaña al este del río Torbes. En el sector El Fical dobla en dirección NNE-SSO, lo cual hace que la falla presente un comportamiento de tipo en échelon con escarpes de falla que cortan los abanicos y las terrazas formadas en el margen izquierdo aguas abajo del río Torbes. Esta orientación se mantiene hasta la zona denominada Sabana Larga, donde se evidencia un lomo de obturación y una laguna de falla; este sitio fue escogido en la década de los años 80 como con potencial paleosísmico (Trinchera Mis Delirios) (Soulas et al., 1987), siendo el segundo estudio paleosísmico realizado sobre la falla de Boconó. En el sector Las Tablas al norte de la población de Cordero, la traza activa de la falla hace un giro con orientación casi O-E y forma una pequeña depresión tipo graben. En las inmediaciones a la población de Palmira se identifican dos trazas ambas de tipo transcurrente dextral y componente normal. Al oeste de Palmira, se encuentra la cuenca de tracción donde se asienta la población de Peribeca (Figuras 4.8 y 4.9). En este sitio el drenaje correspondiente a la quebrada Catárnica y a la garganta de Velandría (Qda. Zorca) presenta un desplazamiento lateral en sentido dextral de 1 km, ésta quebrada atraviesa la cuenca de tracción en sentido N-S. Singer et al. (1991), a partir de muestras que obtuvieron en la terraza aluvial ubicada en el margen derecho de la quebrada en la parte norte de la cuenca de tracción, por datación paleomagnética (PLM) estimaron la edad máxima responsable de la acumulación de este desplazamiento en el orden de 730.000 años. En función de esta edad plantearon que la velocidad de la falla de Boconó, en el sitio indicado puede alcanzar 1 mm/año.

Figura 4.7. Principales evidencias morfológicas de actividad tectónica reciente de la falla de Boconó entre Mesa de Aura y Peribeca. Se identifica la posición de la Figuras. 4.8 y 4.9.

Figura 4.8. Cuenca de tracción de Peribeca, con ubicación de la quebrada Catárnica desplazada en sentido transcurrente dextral.

Figura 4.9. Detalle del desplazamiento de la quebrada Catárnica en la cuenca de tracción de Peribeca, por Singer et al. (1991).

Tramo Capacho-Río Táchira

A diferencia de los dos tramos anteriores donde la falla tiene comportamiento transtensivo, este tramo se caracteriza por tener un comportamiento transpresivo (Figura 4.10, Anexo 3, parte II), particularmente desde el oeste de la población de Capacho Viejo del municipio Libertad hasta su conexión con la falla de Chitagá en Colombia. Capacho Viejo se encuentra asentada sobre un lomo de presión y el cauce de la quebrada Capacho está controlado por la traza activa de la falla. A partir de este sitio, la falla presenta una inflexión cambiando su orientación de sentido O-E a sentido NNE-SSO y al norte de la traza principal, se ubica un ramal secundario, el cual se puede seguir por la presencia de ensilladuras de falla y cuellos de falla, más no hay evidencia de desplazamiento en las quebradas que atraviesan la misma, y se extiende subparalela a la traza principal pasando por los caseríos de Salado Negro y La Mulera, hasta amortiguarse con la traza principal cerca de Las Adjuntas. Mientras que, en la traza principal, se pueden identificar escarpes de falla, cuellos de falla, drenajes desplazados en sentido transcurrente dextral, lagunas de falla y lomos de obturación. Muy cerca de la población de Capacho Viejo, a escasos 3 km al oeste, en el sector El Poblar en una laguna de falla se ubicó el segundo sitio de estudio por trinchera paleosísmica (Trinchera El”Paraizo”) evaluado en el presente trabajo.

Más al sur entre el sector El Recreo pasando por Las Adjuntas, Cerro La Guacara y el río Táchira, la traza de la falla se subdivide en dos trazas subparalelas, donde las evidencias de actividad reciente no son fáciles de distinguir y es una zona donde predomina la erosión, y es más notable el control estructural. Sin embargo, en el sector El Recreo, se logró medir estrías en dos fallas subparalelas de la traza principal. El valor del pitch oscila entre 24 y 6 grados sur, el movimiento identificado es transcurrente dextral y estas mediciones se realizaron en un afloramiento de la Formación Capacho, por lo cual no se puede asegurar si estas estrías, representan la actividad más reciente de la falla. En el perfil realizado por Meier et al. (1987) (Figura 4.3) relacionan a la zona de deformación como una estructura compleja con diversas fallas en transgresión.

Muy cerca del caserío Las Adjuntas, hay fuentes termales en la zona de falla. Se identifican dos trazas subparalelas en esta zona y el paso de las mismas en dirección al cerro La Guacara, se pueden observar en los afloramientos expuestos en la vía que conduce de San Antonio a Rubio (Figuras 4.11 y 4.12), cuya ubicación es identificada en el mapa de la figura. 4.10. En la traza norte (T1) la brecha de falla tiene un metro de ancho promedio, y pone en contacto de falla a la Formación Capacho con la Formación Cuervos (Figura 4.11), mientras que la traza sur (T2) pone en contacto de falla a la Formación La Luna con la Formación Colón, no siendo fácil identificar la brecha de falla, ya que es una zona inestable, donde las arcillas de la Formación Colón se están deslizando (Fig. 4.12).

Al sur del cerro La Guacara (Figura. 4.13), ambas trazas de orientación NE-SO, a medida que se acercan hacia el río Táchira, se van separando. Por su parte la traza Norte (T1) bordea el cerro La Línea, para atravesar el valle del río Táchira casi al frente del zanjón La Laguna en la quebrada Guaimaral, sin embargo, la erosión ha borrado las evidencias geomorfológicas más resaltantes limitándose a simples ensilladuras de falla, por lo cual se cartografía su traza de forma segmentada. La traza más meridional (T2) distanciada 3 km al sur de la otra (Figura 4.14), en la fila de Alto Grande se evidencia una laguna de falla y algunas ensilladuras de falla. Mientras que en el cruce con el río Táchira, en el sitio de confluencia con las quebradas La Colorada y La Cañada el río Táchira presenta una bayoneta dextral de orientación NE-SO del orden de 1 km y es en este sitio además, donde se amortigua la falla de Bramón no evaluada en esta oportunidad. Ambas trazas (T1 y T2) en esta misma zona se unen, representando la zona de cruce de la falla de Boconó desde Venezuela hacia territorio colombiano (Figuras 4.10, 4.14 y 4.15).

Tramo río Táchira-Chinácota

Por la complejidad estructural que este tramo representa, se realiza la descripción por secciones, su cartografía se presenta en la Figura 4.16, Anexo3, parte II y en la tabla N˚ 4.1 se mencionan los sitios identificados como potenciales para fines paleosísmicos por trinchera. En este tramo se identificaron una diversidad de trazas que se abren en cola de caballo y la descripción se ha subdividido en tres secciones, descritas a continuación.

Tabla N˚ 4.1. Ubicación de los sitios identificados como potenciales para fines paleosísmicos por trinchera, en la sección Qda. La Abejuca - río Táchira.

a) Sección río Táchira - quebrada La Abejuca

La traza principal de la falla de Boconó atraviesa el cañón de la quebrada La Cañada (Figura. 4.16). Aquí se midieron estrías en rocas de la Formación Capacho, en las que se evidencia movimiento transcurrente dextral. Aunque se corrobora que es una zona de falla, no se puede asegurar sí estas estrías evidencian el último movimiento, ya que dicha medición no se realizó en sedimentos cuaternarios. Al salir del cañón La Cañada, la falla se subdivide en dos trazas, siendo la traza Norte la que presenta más evidencias de actividad reciente, mientras que la traza Sur aparenta ser una traza secundaria. En la traza Norte se identificó una laguna de falla con potencial para trinchera paleosísmica, ubicado en el sector La Laguna, donde se evidencian sedimentos lacustres con materia orgánica (Tabla N˚ 4.1 y Figura 4.16). En la prolongación hacia el oeste en esta traza domina la componente inversa, siendo los marcadores geomorfológicos de movimiento lateral dextral menos pronunciados. En la quebrada La Abejuca, al noreste de Mutis, dicha traza se une a un grupo de fallas subparalelas orientadas en sentido noreste-suroeste como se puede observar en la figura 4.16.

Por su parte, las evidencias de actividad reciente en la traza Sur sólo se identificaron en un trayecto muy corto de 3 km aproximadamente, entre el sector La Cañada y cerro El Tumbador, con un sitio de posible interés paleosísmico, en el cual se puede excavar una trinchera, pero de forma manual (Tabla 4.1, sitio 2, Figura 4.17). Más al sur, las evidencias se limitan a ensilladuras de falla y no hubo posibilidad de corroborar su continuidad en campo.

b) Sección quebrada La Abejuca, valle del río Táchira, al sur del caserío Juan Frío

Esta sección corresponde a las trazas de falla que se extienden desde la quebrada La Abejuca hacía el río Táchira de orientación NE-SO. Descrita por Singer et al. (1991) como la terminación de la falla Palo Colorado, la cual la clasifican como un échelon dextro transtensivo de unos dos kilómetros de separación entre la falla de Boconó y Palo Colorado. Diederix et al. (2009) proponen a este ramal como la prolongación de la falla de Boconó en territorio colombiano.

Con estos trabajos previos no había continuidad cartográfica de la falla de Boconó en la frontera colombo-venezolana. La transición entre una falla de sentido N-S como es Chitagá con una falla en sentido NE-SO como es Boconó no es sencilla y la transferencia de esfuerzos se realiza por repartición de la deformación en diversas trazas y la interrogante referente a sí había o no continuidad cartográfica, fue aclarada en la misión de campo binacional realizada a mediados del año 2013, en cooperación FUNVISIS- SGC.

Las trazas de falla descritas en la presente sección vienen a ser una extensión de los ramales que se desprenden de la falla de Chitagá y que logran atravesar el nudo tectónico que se genera en el paso por la quebrada La Abejuca, los cuales se prolongan por una distancia de 15 km aproximadamente hasta la depresión de San Antonio en el valle del río Táchira, al sur del caserío Juan Frío, hasta donde se pueden seguir los rasgos morfológicos de actividad tectónica reciente (Figura 4.16). Para su descripción, se mantiene la misma nomenclatura sugerida por Diederix et al. (2009), en la cual subdividen esta extensión de la falla principalmente en dos trazas descritas como: falla Las Vegas y falla Palo Colorado-Boconó, teniendo esta última una subdivisión a la que denominan falla La Hedionda (Figura 4.16).

Falla Las Vegas: Esta falla, ubicada subparalela y al oeste de la falla Palo Colorado, Diederix et al. (2009) la describen como una falla con expresión morfológica moderada, principalmente mencionan que los rasgos más resaltantes son ensilladuras de falla y control del drenaje, y pone en contacto rocas de la Formación Guayabo del Neógeno con rocas de la Formación La Luna del Cretácico. Al suroeste de la quebrada La Abejuca, en la finca El Alquitrán, identificaron una laguna de falla, la cual se encuentra inundada y su agua es utilizada para el consumo (Figuras 4.16 y 4.19). Esta falla, hacia el noreste en el cruce con la quebrada La Ceibita, se une a la falla Palo Colorado.

Falla Palo Colorado: En dirección al noreste desde la quebrada La Abejuca, los rasgos morfológicos más significativos son también ensilladuras de falla y control en el drenaje. Al oeste de la loma Los Guasimales, la falla se subdivide en dos trazas, la traza oeste bordea los cerros La Redonda y el Espejo, mientras que la traza este, es conocida como falla Hedionda y bordea por el lado este a los cerros La Redonda y el Espejo (Figura 4. 16). En el cruce de la falla oeste con la quebrada Agua, Linda Diederix et al. (2009), identificaron un escarpe de falla con la presencia de cantos rotos, y establecieron que estas trazas presentan un comportamiento oblicuo (transcurrente inverso). En el filo Usateca, ambas trazas se unen nuevamente en dirección al río Táchira al sur de Juan Frío, hasta donde se puede seguir su continuidad. Es notable la tendencia anastomosada que se presenta en esta sección.

c) Sección quebrada La Abejuca-Chinácota

Entre la quebrada La Abejuca al norte de Mutis y Chinácota, es una zona de falla compuesta por diversas trazas de orientación NE-SO dispuestas en échelon, observándose las principales evidencias de actividad tectónica reciente en las trazas ubicadas en los dos extremos de la zona de falla. Estas trazas se amortiguan al sistema de Chitagá de orientación N-S, conocida también como cabalgamiento de Chinácota. Este accidente tectónico en su extremo norte, presenta un comportamiento principalmente inverso y componente transcurrente dextral, mientras que al sur tiene comportamiento transcurrente sinestral. Diederix et al. (2009) evaluaron la traza que pasa faldeando el lomo El Compás por el lado sur (Figura. 4.20), lomo identificado como un lomo de presión. Esta traza la catalogaron como la prolongación de la falla Palo Colorado, la cual cruza la quebrada La Honda para conectarse con el sistema N-S de la falla de Chitagá. Estiman que al cruzar la falla en la quebrada La Honda, la traza se pierde, sin embargo, observan un pequeño cambio en el gradiente de 4˚ aproximadamente en la superficie de la terraza aluvial conocida como Orozco y que llena el valle de la quebrada La Honda, donde este cambio de gradiente coincide con la presencia de humedales, plantean que debe ser consecuencia sin duda de una deformación tectónica asociada a la falla. A unos escasos 500 m al sur de ésta, se puede identificar otra traza que atraviesa la terraza Orozco donde se forma una pequeña laguna de falla, luego atraviesan la quebrada Iscalá, pasando por el caño de La Mona en el sector Labatica, donde confluyen con la falla de Chitagá (Figuras 4.16 y 4.21).

De la misión de campo binacional realizada en el año 2013, hubo posibilidad de revisar la traza más sur, sobre la que se evidencian principalmente bermas, ensilladuras de falla, escarpes de falla y control en el drenaje. Pasa cerca de los caseríos La Mutis y Palo Colorado, atraviesa la quebrada La Honda y en el cruce con la terraza Orozco, pequeños drenajes se alinean con la traza. En su continuidad al suroeste, atraviesa la Cuchilla El Tábano, desplaza dextralmente la quebrada La Cacua, y continúa en dirección a Chinácota, donde pasa al suroeste de dicha población. Los drenajes en el cruce con la falla están desplazados dextralmente y de igual forma ocurre en el cruce con la quebrada Iscala. Entre los caseríos La Colorada y Blonay, esta traza se une a la falla de Chitagá.

El uso del GPR en esta zona sería ideal, ya que permitiría identificar en subsuelo, los ramales de falla en esta cola de caballo y cuál de estas trazas presenta mayor deformación en subsuelo. La posibilidad de obtener respuestas complementando con otras técnicas se tendría una mejor idea de lo complejo de esta región y lo que representa para la amenaza sísmica de la zona transfronteriza.

4.2.2. Sistemas de fallas: Seboruco y Aguas Calientes

El sistema de fallas de Seboruco y el sistema de fallas Aguas Calientes, forman parte de un accidente sismogénico de mayor longitud (San Simón-Seboruco-Aguas Calientes-Chitagá) que ocupa una posición intermedia entre la falla del piedemonte occidental norandino y la falla de Boconó y se ubica al norte de esta última falla (Anexo 3, parte I). En ambos sistemas las evidencias de actividad tectónica reciente se identificaron, mediante la revisión de fotos aéreas. En el caso del sistema Seboruco, solo hubo oportunidad de hacer corroboración de campo entre La Grita y Seboruco, al suroeste de esta población en dirección a San Juan de Colón, su descripción se realizó en función de la revisión de las fotos aéreas y de las observaciones previas descritas por Soulas et al. (1987) y Singer et al. (1991).

4.2.2.1. Sistema de fallas de Seboruco

El reconocimiento de la traza activa de la falla de Seboruco fue realizado por primera vez por Soulas et al., (1987) y posteriormente por Singer et al. (1991), en el marco de estudios para la empresa petrolera venezolana. El tramo comprendido entre La Grita y San Juan de Colón es al que se le ha denominado sistema de fallas de Seboruco (Figura 4.22). Hacia el extremo noreste, entre el caserío Los Ríos y La Grita, se caracteriza por presentar un comportamiento transcurrente dextral, mientras que al suroeste, entre el caserío Los Ríos y el caserío El Caliche, pasa a tener un comportamiento inverso. Al noreste de la población de Seboruco, la falla se subdivide en dos trazas (Figura. 4.22). La traza más norte viene a ser la continuidad de la falla de San Simón, pasando al sur de los caseríos Santa Clara y El Rodeo, y estando las quebradas que atraviesa desplazadas en sentido transcurrente dextral. Por ejemplo, la quebrada Algodonal presenta un desplazamiento promedio de 400 m, mientras la quebrada Agua Fría en el orden de 200 m. A partir de esta quebrada la falla dobla en dirección NNE, donde continua a lo largo del valle del río Venegara en dirección a las poblaciones de Pueblo Hondo y San Simón, poblaciones ubicadas hacia el norte fuera del área de estudio y pasa a llamarse falla de San Simón. Por su parte, la falla Sur al noreste de Seboruco, pasa por el norte del río Grita y va paralela a este río hasta la población de La Quinta, donde dobla al sureste, flanqueando la ladera ubicada al norte de la población de La Grita, atravesando la quebrada Guanare, la cual está desplazada dextralmente 200 m, continuando a lo largo del valle de la quebrada Aguadía hasta converger con la traza principal de la falla de Boconó (Anexo 3 parte I).

Al suroeste de Seboruco, entre los sectores Las Talas y Los Ríos, es una sola traza de comportamiento principalmente transcurrente dextral. A partir del sector Los Ríos, la falla cambia de movimiento transcurrente dextral a movimiento inverso y las evidencias de actividad en el Cuaternario son menos prominentes. Meier et al. (1987), proponen para el norte del estado Táchira, un estilo tectónico de bloques limitados por fallas con plegamientos, zonas transpresivas y patrones de fallas que forman estructuras en flor positiva (Figura 4.23), donde la falla de Seboruco en continuidad con la falla de Aguas Calientes, conocida también como la falla de San Pedro en la geología convencional, se encuentra en medio de los bloques Mucujún y Angaraveca, donde su actividad podría responder al acoplamiento de estos bloques. Estos autores además proponen que el bloque de Angaraveca podría utilizar fallas transversales NO-SE para asegurar parte de su movimiento hacia el exterior de la cadena andina. Singer et al. (1991) refieren que el amortiguamiento de la falla de Seboruco hacia San Juan de Colón, induce al cabalgamiento de las rocas de la Formación La Quinta sobre rocas del Paleógeno y del Cretácico y que esta deformación a su vez, desarrolla escamas tectónicas frontales en forma de cuña.

De las evidencias cuaternarias más resaltantes entre los sectores La Guntera y El Caliche (Figura 4.22), Singer et al, (1991) describen un escarpe de 400 a 600 m de desnivel, que separa el macizo montañoso, conformado por rocas de la Formación La Quinta, así como de las rampas detríticas cuaternarias pertenecientes al Pleistoceno Inferior a Medio C3-C2 (q1-q3), desarrolladas entre la fuente de sedimentos y la parte externa de la cadena. En los sitios donde este escarpe rocoso se encuentra interrumpido por la salida del drenaje fuera del macizo montañoso, la traza activa de cabalgamiento la reconocen por medio de una flexión leve de las rampas piemontinas; evidencia que identificaron en la quebrada San Sebastián. En el sector El Caliche también encontraron evidencias de deformación por flexura y expresado por un fuerte basculamiento de los depósitos cuaternarios del Pleistoceno Medio C2 (q3). Hacen referencia que estos depósitos por edades paleomagnéticas, se encuentran en el orden de los 730.000 años y que estas deformaciones constituirían un reflejo de la actividad neotectónica del bloque de Angaraveca. A su vez, estos autores concluyen que la velocidad de la falla en la zona comprendida entre La Majumba y El Caliche es menor al resto de la falla y proponen la posible asociación sismotectónica del terremoto ocurrido el 14 de marzo de 1932 con la extremidad suroccidental de la falla de Seboruco, aunque refieren que con la información disponible no les fue posible su comprobación. Este evento sísmico es otro de los eventos que se debe evaluar en futuras investigaciones, utilizando la misma metodología que se aplicó en este trabajo para el terremoto de 1875.

4.2.2.2. Sistema de fallas de Aguas Calientes

El sistema de fallas de Aguas Calientes se caracteriza por ser de tipo transcurrente dextral-inverso y de rumbo general NE-SO. Entre las evidencias morfológicas de actividad tectónica reciente más resaltantes en este sistema de fallas están: escarpes de falla, facetas trapezoidales y triangulares, ensilladuras de falla, drenajes desplazados, lagunas de falla, drenajes alineados, lomos de presión y obturación, así como fuentes de aguas termales entre los más importantes (Anexo 3, parte I).

El sistema de fallas de Aguas Calientes, se extiende desde San Pedro del Río en Venezuela y se prolonga en el Departamento del Norte de Santander, al suroeste de San José de Cúcuta hacia La Don Juana en Colombia, en una extensión de unos 60 km aproximadamente. La complejidad de este sistema de fallas, resulta de su división en tres fallas subparalelas llamadas en este trabajo, fallas Norte, Central y Sur, cuya mejor definición se evidencia en los valles de los ríos Pamplonita y Táchira. Hacia sus extremos, presenta la particularidad de anastomosarse, donde divergen y convergen estas fallas. La falla Central, es la que concentra las mejores evidencias de actividad tectónica reciente, la cual además se caracteriza por la presencia de fuentes termales, y por eso es conocida también como falla de Aguas Calientes. Se interpreta que estas tres trazas de falla son producto de una estructura en flor positiva, que en profundidad hipocentral se fusionan en una falla principal, representando un importante potencial sismogénico para la zona fronteriza entre Venezuela y Colombia.

Entre San Pedro del Río en Venezuela y cercanía a La Don Juana en Colombia, el sistema de fallas de Aguas Calientes atraviesa tres regiones con características geológicas distintas, en el extremo noreste del lado venezolano cruza rocas precuaternarias, principalmente de edad Cretácico y hacia el extremo suroeste del lado colombiano, franquea rocas del Paleógeno y Neógeno; mientras que en la zona intermedia atraviesa rocas también del Paleógeno y Neógeno, así como los depósitos cuaternarios de los valles de los ríos Táchira y Pamplonita.

Se describen los rasgos neotectónicos más resaltantes de este sistema de fallas, seccionado en tres tramos:

1) Tramo San Pedro del Río - Aguas Calientes

Este tramo, está conformado por las fallas Norte y Central, donde no está presente la falla Sur, mencionada previamente como parte de este sistema de fallas (Figura 4.24). Los rasgos morfológicos de actividad reciente más resaltantes a lo largo de estas trazas son: escarpes de falla, cuellos de falla, drenajes desplazados, drenajes alineados y lomos de presión.

Al noreste de San Pedro del Río, las fallas Norte y Central se amortiguan al corredor de accidentes estructurales de dirección NO-SE (Anexo 3 parte I), mientras que al suroeste este sistema de fallas bordea el cerro Morrachón, atravesando una zona de deslizamientos. La falla Norte pasa por el Cerro El Oso, donde es evidente un lomo de presión y cuello de falla, en el cual se realizó medición con el GPR, que permitió observar su continuidad en subsuelo (Figura 4.25), mientras que la falla Central pasa por el sector El Vallado, sector ubicado sobre un cuello de falla. En este sitio también se realizó medición con el GPR, aunque la respuesta no fue la esperada, ya que el espesor de relleno de la vialidad cubre los dos primeros metros y no fue posible obtener mayor penetración de la señal. En ambos sitios, la medición se realizó con las tres antenas (40, 80, y 200 MHz), siendo los resultados detallados en ambos lugares descritos en el subcapítulo 4.3.

Entre ambas trazas hay una separación de dos kilómetros y con fallas menores tipo riedel. La traza Norte, se prolonga en dirección al cerro El Rayo, bordeando el mismo por su parte norte, donde atraviesa otra zona de deslizamientos muy activos, que enmascaran la traza y no hay claridad en su continuidad en dirección al valle del río Táchira.

Por su parte la traza Central, continua a lo largo de la quebrada Novilleros hasta el sector La Lajita, donde la falla se subdivide en dos trazas, que bordean el cerro El Rayo por el lado sur (Figura 4.24). La traza más Norte atraviesa por la mitad del cerro, mientras que la otra traza bordea el flanco sur del cerro. Ambas trazas se unen nuevamente en la población de Aguas Calientes, topónimo asignado por la presencia de aguas termales que se alinean con la falla. Estas fuentes termales, Alvarado (1996) las subdivide en dos grupos, el primero lo denomina Hedionda, ubicado al este de la población de Aguas Calientes y el segundo lo denomina “Pringue-Kerosenada” ubicado al sur de Aguas Calientes y estima que la ubicación de los brotes, tiene relación directa con la presencia de fallas. Otra de las evidencias resaltantes en este sitio, son dos pequeños lomos de presión, en el cual las quebradas de Aguas Calientes y Hedionda que cortan estos lomos están desplazadas hacia la derecha, comprobando su componente transcurrente dextral (Figura 4.26).

2) Tramo Aguas Calientes - El Batallón

En este tramo, el sistema de fallas de Aguas Calientes está formado por las tres fallas Norte, Central y Sur (Anexo 3, parte II), y es la zona donde las evidencias de actividad reciente muestran mejor expresión morfológica, debido a que las mismas atraviesan sedimentos cuaternarios depositados en los valles de los ríos Táchira y Pamplonita (Figura 4.27). De las evidencias morfológicas más resaltantes se identifican por ejemplo: drenajes desplazados, escarpes de falla, drenaje lineal, difluencias en los ríos Táchira y Pamplonita, Cuaternario fallado y presencia de fuentes termales. Las tres fallas están separadas aproximadamente 3 km entre sí. La falla sur se mantiene subparalela a las otras dos fallas, solo hasta cuando atraviesa el valle del río Táchira, porque al entrar en las rocas del Paleógeno, al norte de la población de Villa del Rosario, dobla con dirección al sur.

A continuación se describen las características más importantes de las tres fallas en este tramo.

a) La falla Norte

Esta falla es descrita entre el cerro El Rayo en Venezuela y la loma Cañaverales en Colombia. Entre el cerro El Rayo y el valle del río Táchira, esta falla no presenta una continuidad definida, la planicie del río se amplia y está expuesta a la intervención antrópica (Figura 4.27). Al suroeste del río Táchira se ubica el cerro San Luis. El tramo escarpado del flanco norte de este cerro y el lecho del río Pamplonita hasta el sector El Batallón están controlados por la falla Norte, denominada también como la falla de Cúcuta por Diederix et al. (2009). En el sector El Batallón, esta falla junto con la falla Central forma una zona de falla, estando separadas escasamente por unos 600 m, y muestran un arreglo de tipo en échelon entre éstas (Figura 4.27). El cruce de las mismas con el río Pamplonita, presentan evidencias de actividad muy reciente, donde el cauce principal del río y los drenajes secundarios están desplazados hacia la derecha, conforme a una componente dextral de movimiento, donde además se identifican escarpes y terrazas falladas. El río atraviesa la zona de falla y continúa en dirección al norte. En este mismo sector en el cerro El Batallón, se evidencia la presencia de una garganta de viento o garganta de antecedencia, que divide el cerro en dos y corresponde a un antiguo canal del río Pamplonita. Al parecer el control tectónico ejercido en la zona de falla, ha conducido a generar difluencias de este río hacia la planicie de inundación donde se encuentra asentada la población de San José de Cúcuta.

En dirección al suroeste, esta falla bordea por el talud norte de la loma Cañaverales, cruza rocas del Paleógeno (Formaciones Carbonera y Mirador) y en esta misma loma en el sector El Pórtico, la falla Norte converge con la falla Central.

b) La falla Central

Se describe desde la población de Aguas Calientes en Venezuela hasta el caserío El Pórtico al suroeste de San José de Cúcuta en Colombia (Figura 4.27). En el cruce de esta falla con el río Táchira, presenta un fuerte desvío hacia el este, señalado por un meandro abandonado (Figura 4.28). Singer et al. (1991) sugieren que este desvío es aparentemente consistente con un movimiento transcurrente dextral muy reciente de dicha falla y con un levantamiento del lado norte de la misma. Hacia el flanco sur del cerro San Luis, se evidencia fuentes termales que están ubicadas en las instalaciones del seminario Mayor Diocesano de San José (Anexo 3 parte II). En esta zona a su vez, las rocas del Grupo Guayabo están en contacto de falla con la Formación León, donde estrías de falla medidas en este sitio indican claramente un movimiento horizontal y dextral. En su continuidad al suroeste, la falla atraviesa el valle del río Pamplonita, donde se evidencian escarpes de falla en los sedimentos cuaternarios de la planicie de dicho río. Como se mencionó previamente, las fallas Norte y Central forman una zona de falla en el cruce con el río Pamplonita (Figura 4.27).

Diederix et al. (2009), en el margen oriental de este río, en Los Patios, identificaron una zona de deformación donde identificaron una zona de brecha de falla con presencia de múltiples planos, con estrías de falla de azimut 95°, buzamiento de 81°, miden un pitch de 11°ONO, y plantean que probablemente se trata de un juego de cizallas tipo Riedel sintético, debido a que el rumbo y buzamiento principal de la zona de falla es de 50°/65°, con pitch de la estría de 40° NNE, y el movimiento identificado es dextral inverso (Figura 4.29). En continuidad al suroeste en el sector El Batallón, al sur de San José de Cúcuta, la traza Central de la falla limita dos terrazas fluviales, por medio de un escarpe de falla con un salto de 6 m. Este escarpe se encuentra en terrenos del Colegio El Bosque en la antigua finca El Resumen, sitio que fue seleccionado como potencial paleosísmico por trinchera por Diederix et al. (2009) y los resultados finales de la excavación paleosísmica son evaluados en este trabajo, y descritos en el subcapítulo 4.5. En dirección a la loma Cañaverales, en el caserío El Pórtico la falla Norte y la falla Central se unen, pero nuevamente se subdivide en dos trazas, que se extienden al suroeste, denominadas El Pórtico y Panamá y descritas más adelante en el texto.

c) La falla Sur

Es llamada también falla El Lomito por Diederix et al. (2009). Se describe desde la población de Aguas Calientes en Venezuela donde converge con la falla Central, hasta la población de Villa del Rosario (Figura 4.27). Desde Aguas Calientes y en dirección al valle del río Táchira, la falla pasa por Cerro El Mono y el sector Las Tienditas. La evidencia morfológica más notable de actividad reciente, se identifica en la planicie del río Táchira, y comprende un lomo monoclinal, ubicado en la actual finca La Casona a dos kilómetros al norte de la población de Villa del Rosario. Este lomo está formado de gravas fluviales en su tope, marcado por un escarpe de más de 10 m de altura en su parte sur. El proceso de levantamiento de este lomo en la historia geológica, ha causado el represamiento parcial del río Táchira, generando difluencias y una garganta seca o antecedencia que lo ha dividido en su extremo oeste. Diederix et al. (2009) proponen que este rasgo en el relieve es el resultado de una falla ciega, no aflorante e interpretan, que su morfología está relacionada con un pliegue de propagación de falla (fault propagation fold) y lo seleccionaron como un sitio potencial para la excavación de una trinchera paleosísmica, cuyos resultados finales son objeto de evaluación en este trabajo.

3) Tramo El Pórtico-La Don Juana

En este tramo, la falla Norte no continúa ya que se amortigua contra la falla Central en el sector El Pórtico, como se mencionó anteriormente. La falla Central se caracteriza por no ser una única traza, subdividiéndose en varias trazas que convergen y divergen de forma anastomosada, mientras que la traza Sur se mantiene subparalela, pero alejada 4 km al sur. En este mismo tramo a su vez, Diederix et al. (2009) cartografían una tercera traza de falla y sugieren que es la continuidad en su extremo norte de la falla de Chitagá (Figura 4.30).

A pesar que estas fallas atraviesan principalmente rocas del Paleógeno, se pueden seguir sus trazas, gracias a las evidencias morfológicas que permiten estimar su actividad reciente, tales como: drenaje desplazado, escarpe y contra-escarpe de falla, facetas triangulares y trapezoidales, ensilladura de falla, colina o cresta desplazada y cuello de falla.

A continuación, se mencionan las características que evidencian la actividad reciente, para cada una de estas trazas.

a) La falla Central

Esta falla por su característica de anastomosamiento, entre el caserío El Pórtico y la mina Panamá, está subdividida en dos fallas. Diederix et al. (2009) las definen como El Pórtico y Panamá (Figura 4.30).

La falla El Pórtico: orientada en sentido NE-SO, en su prolongación al suroeste atraviesa rocas del Paleógeno (Formaciones León y Carbonera) y asciende abruptamente hacia el tope de la loma Cañaverales, donde afloran las rocas de la Formación Mirador, que marcan el flanco oriental del llamado anticlinal de Cúcuta, como lo refieren Diederix et al. (2009). El sitio por donde atraviesa la falla a la loma Cañaverales, las areniscas de la Formación Mirador se encuentran en contacto de falla con las rocas de la Formación Cuervos, el cual se asocia como rasgo morfológico: colina desplazada y ensilladura de falla (Anexo 3 parte II). En continuidad al sureste, la falla pasa muy cerca de la mina de carbón El Maturín, donde se explota la Formación Cuervos (Figura 4.31). Seguidamente, la falla dobla al sur en dirección a la localidad denominada Mina de Panamá, donde la falla está orientada sobre una depresión alargada, formada en la base de un contra-escarpe en rocas de la Formación Mirador, donde se ha acumulado sedimentos cuaternarios; sitio sugerido por Diederix et al. (2009), como potencial paleosísmico, pero sólo la apertura de la trinchera se realizaría manualmente, y a su vez existe el riesgo de encontrarse en subsuelo con bloques de arenisca, que dificultarían la excavación (Figura 4.32). En la zona de la Mina Panamá, esta traza de falla converge con la traza de falla Panamá (Figura 4.30).

La falla Panamá: Desde el sitio de la cantera El Pórtico, esta falla bordea la loma Cañaverales por la parte este, luego atraviesa entre la loma Cañaverales y el Pico Gavilán desplazando en sentido transcurrente dextral la fila que los une. En la zona de la Mina Panamá, confluye con la falla El Pórtico (Figura. 4.30).

Desde la mina Panamá y con dirección SO, la falla retoma el nombre de falla Central o de Aguas Calientes. Aproximadamente un kilómetro más adelante, la falla Central nuevamente se divide en dos trazas subparalelas, confirmando la tendencia que tiene este tramo de anastomosar. Ambas trazas atraviesan las quebradas San Isidro y Guacamaya, en el sitio de confluencia de éstas con la quebrada Tonchalá. El ramal más oriental atraviesa cerca del lugar conocido como Pozo Azul, donde se evidencia un intenso plegamiento de los estratos de la Formación Carbonera, (Figura 4.33). Por su parte el ramal occidental, en el cruce con la quebrada Tonchalá es puesto en evidencia por una zona de aproximadamente 20 m de ancho donde las capas de la Formación Carbonera están verticalizadas replegadas y con desarrollo de brecha de falla como lo refieren Diederix et al. (2009) (Figura 4.34). Ambas trazas, cambian ligeramente la dirección al SSO y se mantienen subparalelas, pero separadas aproximadamente un kilómetro y se unen nuevamente en la cabecera de la quebrada Morrotonera, de donde sitio continua una única traza, que bordea la parte oeste del cerro Negro, dobla al sur y en el sector La Cabaña, cabecera de la quebrada La Regadera, se une con el sistema de fallas de Chitagá (Figura 4.30).

b) La falla Sur.

Desde Villa Rosario y con dirección a Los Vados, Diederix et al, (2009) cartografían la continuidad de la falla Sur. Estos autores se basaron en el cambio de dirección repentino en los estratos de la Formación Guayabo que afloran en las colinas al este de Los Patios, y plantearon que la falla estaría poniendo en contacto dos sinclinales denominados como el sinclinal de Los Vados y sinclinal de San Antonio. A su vez, consideran la posibilidad que la falla continúa hacia el suroeste, entrando en el lecho del Río Pamplonita.

c) Falla de Chitagá, en su extremo Norte

Diederix et al. (2009) describen a la traza de falla más oriental que se extiende subparalela a la falla Central de Aguas Calientes, como la continuación norte de la falla Chitagá (Figura 4.30). Esta falla bordea el flanco este del Pico Gavilán y en dirección suroeste, se divide en dos trazas subparalelas, que atraviesan oblicuamente el anticlinal de Cúcuta en la zona comprendida entre el Cerro Magro y loma La Horqueta. Esta falla atraviesa rocas del Paleógeno de la Formación Cuervos. En dirección suroeste y tres kilómetros más adelante, ambas trazas se juntan de nuevo, y continua una sola traza que bordea el lado este del cerro Negro. Al pasar este cerro, en el sector La Cabaña, confluye con la falla Central o de fallas de Aguas Calientes. Este sitio a su vez, pareciera ser el punto de convergencia, con tres trazas activas de orientación N-S del sistema de fallas de Chitagá en dirección al sector La Don Juana; las cuales fueron identificadas solo por fotointerpretación, sin control de campo (Figura. 4.30). Sin embargo, para el ramal que pasa al oeste de La Don Juana, Diederix et al. (2009) tuvieron la oportunidad de corroborar algunas evidencias de deformación, en el sitio llamado La Ese, al norte de La Don Juana, en una cantera de explotación de calizas de la Formación Capacho, donde identificaron perturbación tectónica en contacto fallado con la Formación La Luna.

Al norte de Chinácota viene a ser la zona de convergencia entre ramales de fallas de orientación N-S del sistema Chitagá con fallas de orientación NE-SO del sistema Boconó.

4.3. MEDICIONES REALIZADAS CON EL GEORADAR

Las mediciones con el georadar, conocido como radar de penetración de suelos (Ground Penetrating Radar, GPR) se realizaron sólo del lado venezolano y con tres propósitos: el primero fue calibrar el equipo en una zona donde había seguridad que la traza de la falla pasaba; el segundo para observar la respuesta que se podía tener en función de las antenas utilizadas disponibles en FUNVISIS (40, 80 y 200 MHz) y el tercer propósito seleccionar el mejor sitio entre los sitios pre-elegidos, para realizar trincheras con fines paleosísmicos y definir la extensión de la excavación, en función de la deformación que genera la falla en el depósito cuaternario y que podría ser identificado en los perfiles obtenidos con el GPR. En la figura 4.35 se presenta la ubicación de los sitios.

El procesamiento de los datos obtenidos, se llevó a cabo en el marco de una tesis de maestría (Aray, 2015). En este subcapítulo, se detallan los resultados alcanzados para cada uno de los sitios de medición en los dos sistemas de fallas evaluados (tablas 4.2 y 4.3), se muestran los respectivos radargramas generados, sin interpretar e interpretados, donde se enseña la mejor respuesta obtenida en función de las tres antenas utilizadas (40, 80 y 200 MHz).

En la falla de Boconó se realizaron mediciones en 5 sitios, cuatro entre La Grita y El Zumbador, y uno al oeste de Capacho Viejo, mientras que en el sistema de fallas de Aguas Calientes hubo posibilidad de ejecutar las mediciones, sólo en tres sitios, todos sobre vías pavimentadas. En dos de los sitios, Duty Free en Ureña y en la alcabala El Vallado en la vía de Ureña a San Pedro del Río, no hubo posibilidad de realizar interpretación alguna en relación con la falla en subsuelo, ya que, la superficie de concreto y la presencia de tuberías en los dos primeros metros, fue lo registrado con el GPR. Sólo se obtuvo resultado del sitio ubicado en el cerro El Oso en el sector La Compuerta. A manera ilustrativa, en la tabla N° 3 se muestra uno de los sitios de medición ubicado en el Duty Free en Ureña.

Tabla N˚4.2. Sitios de medición con el GPR sobre la falla de Boconó. Se detalla en la imagen Google Earth el sitio de interés, acompañado de las imágenes para cada sitio de medición y el radargrama obtenido.

RESULTADO: Se obtuvo respuesta sólo en la traza norte (2), en la traza sur (1) había mucha agua en subsuelo. La mejor resolución se adquirió con la antena de 40 MHz, se identifica una zona de falla con buzamiento de alto ángulo. Hay resolución hasta 10 m de profundidad, en la zona de falla hay deformación que altera el depósito de sedimentos. Como se identifica en el radargrama obtenido. (a) Sin interpretar (b) interpretado.

RESULTADO: Sitio de medición N° 1. Mejor respuesta con antena de 80 MHz. Hay un contraste de reflectores horizontales contra reflectores inclinados que marca la zona de falla. La resolución alcanza hasta una profundidad de 4 m y muy tenue hasta 10 m de profundidad. Los primeros 2 m es el relleno de la vía.

RESULTADO: Sitio de medición N° 2. Respuesta con antenas de 40 y 80 MHz. El perfil se realizó sobre una vía. El radargrama de mejor resultado fue con la antena de 80 MHz. Se interpreta la respuesta de los reflectores sub-horizontales de la parte superficial como zona de relleno. A partir de los 4 m se identifica continuidad en los reflectores en pequeñas columnas que profundizan a más de 8 m. Se estiman como grietas en profundidad que son rellenas de material arcilloso. El comportamiento es similar al radargrama obtenido en El Poblar, descrito más adelante.

RESULTADO: Se realizó medición con antenas de 80 y 200 MHz, pero el terreno es muy irregular, en una zona de sembradío. Sólo se registró en los radargramas los dos primeros metros correspondientes a la primera capa de suelo removido.

RESULTADO: Primer sitio seleccionado para la excavación de trinchera paleosísmica, además sirvió como zona piloto en el marco de la tesis de maestría por Aray (2015). Es muy evidente la deformación que genera la falla en la morfología superficial. Se ejecutaron pruebas con las tres antenas 40, 80 y 200 MHz, con perfiles longitudinales y transversales a la falla y la mejor respuesta se obtuvo de la antena de 200 MHz. A manera de ejemplo se muestra el radargrama que fue generado en el perfil T2_200, enmarcado en color negro. A partir de las mediciones con el GPR, se pudo delimitar el espacio de excavación y permitió tener una idea preliminar de la zona de deformación, se interpretó un depocentro que profundiza los dos primeros metros, los reflectores permiten además identificar contraste en los tipos de material y es evidente la deformación de las capas en la zona de falla.

RESULTADO: Este fue el segundo sitio escogido para trinchera, sólo se realizaron dos perfiles perpendiculares a la falla. La mejor respuesta se obtuvo con la antena de 80 MHz. (perfil T0_80). En los dos primeros metros los reflectores son principalmente sub-horizontales, pero entre 2 y 8 m de profundidad se observa una serie de perturbaciones que cruzan los reflectores sub-verticalmente. Al igual que en El Zumbador, las mediciones con el georadar, permitieron delimitar el espacio a excavar y tener idea preliminar de la zona deformada en subsuelo.

RESULTADO: Se buscó identificar en subsuelo la extensión de la traza Norte de la falla de Aguas Calientes, con dirección al cerro El Rayo ubicado al NE de Ureña. Se realizaron mediciones utilizando los tres tipos de antena tanto en el sitio Duty Free como en la Alcabala de Ureña en el paso de frontera. Sin embargo, en los sitios seleccionados los registros alcanzaron escasamente dos metros de resolución vertical, debido a la presencia de fluidos en el subsuelo, lo que dificultó corroborar si efectivamente esta falla continúa hacia el Cerro El Rayo. Solo a manera de ejemplo, se presenta el radargrama (T1_200) obtenido con la antena de 200 MHz. Hubo registro en los dos primeros metros, donde se identificó presencia de tuberías, la capa asfáltica y la losa de concreto.

RESULTADO: La medición se realizó sobre una vía pavimentada, con algunas irregularidades propias de la vía (reductor de velocidad, cuneta y cableado de poste eléctrico). Se ejecutó medición con las tres antenas, obteniéndose mejor resolución con las antenas de 80 y 200 MHz. En ambos registros se pudo corroborar la zona de deformación por la falla, a manera de ejemplo se presenta el radargrama obtenido con la antena de 80 MHz, con el cual se obtuvo mejor resolución en profundidad, se logró identificar en el extremo SE del registro discontinuidades laterales que afectan sub-verticalmente toda la secuencia hasta profundidad de 3 m. Se interpretan como una secuencia de trazas subparalelas que en profundidad se hace una sola.

4.4. MARCADORES SEDIMENTARIOS CUATERNARIOS DE DEFORMACIÓN EN LOS VALLES LONGITUDINALES Y TRANSVERSALES A LOS SISTEMAS DE FALLAS EVALUADOS

4.4.1. Generalidades

En general, el registro sedimentario del Cuaternario ha sido correlacionado con las fluctuaciones paleoclímaticas en función de las sucesiones de épocas glaciales e interglaciales, principalmente en el Pleistoceno Superior (Schubert 1976, 1983). Estas fluctuaciones en el clima no sólo impactaron a las áreas cubiertas por los glaciares, sino también a los mecanismos de sedimentación aluvial, así como al modelado sedimentario de los valles intramontanos. En el caso particular de los Andes de Mérida (AM) y la Cordillera Oriental de Colombia (COC), el modelo sedimentario aluvial cuaternario en estas cadenas se debe a la combinación de dos factores, la variabiliadad climática y la tectónica principalmente Plio-Pleistoceno.

En recientes investigaciones (Guzmán et al., 2013), en la región central, flanco sureste de los de los AM, estudiaron las terrazas de la cuenca del río Santo Domingo, con el fin de conocer las implicaciones tectónicas y climáticas a las que han estado expuestas, partiendo del análisis geomorfológico, la toma de muestras y utilización de la metodología de isotópos cosmogénicos 10Be. Estos autores concluyeron, que la formación de terrazas en el río Santo Domingo, ha ocurrido con alta frecuencia y estiman que el clima es el factor más importante que controla el ciclo de agradación e incisión, mientras que el levantamiento tectónico es menor a 1,1 mm/año. Ángel (2015) por su parte, con la misma metodología de isotópos cosmogénicos 10Be, realizó un análisis de la historia glacial en la zona central de los AM, y correlacionó los estadios isotópicos marinos (MIS), con avances glaciares relacionados con el MIS 3.

Sin embargo, la zona de interés de este trabajo, se encuentra por debajo de los 2600 m s.n.m, siendo el sitio de mayor elevación el páramo El Zumbador, por lo cual no fue afectada directamente por los ciclos glaciales e interglaciales. No obstante, es importarte tener presente que en el fondo de los valles intramontanos, se encuentran depósitos de sedimentos cuaternarios y con secuencias de terrazas. En la zona de trabajo, hay dos sitios donde se evidencian niveles de terrazas, el primero en La Grita y el segundo en el valle conformado por los ríos Táchira y Pamplonita, conocida en la geología convencional como la depresión del Táchira o Cúcuta.

Para aquellas regiones donde no se cuenta con dataciones absolutas en el Cuaternario, se ha solido trabajar con edades relativas, Singer et al. (1991) utilizan la nomenclatura C1 a C4 para el Pleistoceno, siendo C4 lo más antiguo y el Holoceno lo denotan con la letra H. Mientras que Schubert y Vivas (1993), sugieren utilizar el sistema de edades relativas de forma decreciente, es decir Q1 a Q4 siendo Q1= Pleistoceno Temprano. Por la Comisión Internacional de Estratigrafía (2015), el Cuaternario está subdividido en Q1 y Q2, siendo Q1 a su vez subdividido en (q1 a q4). Estas diversas nomenclaturas y sus equivalencias son presentadas en la tabla 4.4.

Las edades relativas mencionadas en este subcapítulo son tomadas de trabajos previos de Usselmann, (1979), Singer et al. (1991), Ferrer y Cabello (1982-1983), Lara (1983) y Schubert y Vivas (1993). Para que no exista confusión en la enumeración en el presente trabajo, se coloca la edad relativa propuesta por el autor y se encierra su equivalente entre paréntesis, de acuerdo a la simbología recomendada en la actualidad.

Es importante también mencionar que la morfología más común de los valles intramontanos, que se encuentran en estas cadenas montañosas, como lo mencionan Schubert y Vivas (1993), son: a) terrazas alargadas y estrechas; b) abanicos individuales o coalescentes; c) la co-existencia de terrazas y abanicos; d) una incisión fuerte de los aluviones de terrazas o abanicos por drenajes, tanto longitudinales como transversales, que dan origen a taludes abruptos; e) con materiales de granulometría muy heterogénea y predominio de material grueso (cantos y bloques), así como pobre estratificación particularmente en los abanicos.

Además de estas morfologías, es común observar también particularmente en los valles del río Táchira y Pamplonita, huellas de brazos abandonados de estos ríos, algunos de ellos ocurridos históricamente y que en época de lluvia las crecidas de estos ríos, han afectado a poblaciones como San Antonio y la parte baja de Villa del Rosario (Rosario Viejo) en el caso del río Táchira, y a las poblaciones de San José de Cúcuta y San Luis en el caso del río Pamplonita. La cartografía de estas unidades cuaternarias se presenta en el anexo 3 parte I y II y se generaliza de la siguiente forma: para los depósitos más antiguos, Pleistoceno Q1 y para los sedimentos más recientes Holoceno Q2.

Tabla N° 4.4 Simbología utilizada en el Cuaternario.

4.4.2. Sedimentos en los valles de los ríos Grita y Del Valle

El valle del río Grita es muy estrecho, con pequeños conos de deyección. La población de Seboruco se asienta sobre un remanente de un abanico aluvial, donde el material predominante es de flujo torrencial. Aguas arriba del sector La Quinta, el valle del río Grita se abre y hay una secuencia de por lo menos cuatro niveles de terrazas en coalescencia con abanicos y la llanura actual del río. La población de La Grita ocupa tres niveles de terraza, según Lara (1983), los cuales clasifica Q2-Q3 (q3-q4). Esta zona tiene fuerte influencia tectónica, dado que al este de La Grita pasa la traza principal de la falla de Boconó y al noroeste del sector La Quinta la falla de Seboruco Es una depresión tectónica, donde el río Grita ha entallado parte de las terrazas, dejando surcos a su paso (Figuras 4.36 y 4.37).

El río del Valle se une con el río Grita en el sector La Quinta. A lo largo del río Del Valle, se evidencian principalmente abanicos aluviales y coluviales donde predomina material guijarroso, estando estos abanicos o conos a su vez, alimentados de material deslizado proveniente de las numerosas cicatrices de deslizamiento, que se encuentran en ambas laderas de dicho valle, influenciado también por la zona de falla de Boconó (Figura 4.38). Donde el valle se amplía, se ubica la población de El Cobre (Figura 4.39), la cual se encuentra asentada en una secuencia de abanicos, que de acuerdo Schubert y Vivas (1993), estiman una edad relativa Q2 (q3). Aguas arriba de El Cobre se encuentra, también la depresión tectónica de Los Mirtos, conformada por abanicos cuyo material son coluviones derivados de la Formación La Quinta (Figura 4.40).

4.4.3. Sedimentos en la cabecera del Valle del río Torbes

La concentración de sedimentos cuaternarios entre El Páramo El Zumbador y Cordero, está restringida a pequeños conos de deyección expuestos principalmente en el margen izquierdo del río Torbes, o de las quebradas afluentes (Figura 4.41). A partir de San Rafael de Cordero, el valle se abre, encontrándose la ciudad San Cristóbal asentada sobre antiguos flujos torrenciales, no interceptados por la traza principal de la falla de Boconó y cartografiados por Ferrer y Cabello (1981-1982), en el que asignan una edad relativa entre Q2-Q4 (q3-Q2) (Figura 4.42).

4.4.4. Sedimentos cuaternarios en la zona de la traza principal de la falla de Boconó entre Palmira y San Antonio del Táchira

Los depósitos aluviales cuaternarios en este tramo, son mucho más restringidos, expuestos por pequeños abanicos, en zonas deprimidas como la cuenca de tracción de Peribeca (Figura 4.41) o en lagunas de falla, como por ejemplo el sitio escogido al suroeste de Capacho Viejo en el sector El Poblar, donde se realizó uno de los estudios paleosísmicos.

4.4.5. Sedimentos cuaternarios en los valles de los ríos Pamplonita y Táchira

La zona de mayor acumulación de sedimentos cuaternarios en el área de interés, precisamente se ubica en los valles de los ríos Pamplonita y Táchira, es donde se presenta la mayor variedad de morfología aluvial, desde paleo-llanuras aluviales que han quedado suspendidas, pasando por secuencia de niveles de terrazas, coalescencia de abanicos aluviales y coluviales, actual llanura de inundación, así como brazos abandonados de ambos ríos en la llanura aluvial. Es también la zona donde ambos ríos se juntan para continuar su curso en dirección al norte, y a la altura de Puerto Villamizar desemboca en el río Zulia. Estos depósitos cuaternarios han sido cartografiados en trabajos previos por Usselmann (1979), Carreño (1981, 1982) y Diederix et al. (2009).

En la planicie aluvial del río Táchira se asientan las poblaciones de San Antonio, Las Tienditas y Ureña en territorio venezolano y Villa del Rosario y Rosario Viejo en territorio colombiano, este río demarca el límite entre ambas naciones (Figura 4.43). Por su parte, en la planicie del río Pamplonita se encuentran las poblaciones de Los Patios, Cúcuta y San Luis. Aguas arriba del río Pamplonita se asienta también la población de Chinácota, hasta donde abarca la zona de trabajo (Figura 4.44).

a) Paleo-llanura aluvial

Los ríos Pamplonita y Táchira están subdivididos actualmente por colinas formadas de rocas del Paleógeno (Formación Guayabo). Sobre estas rocas reposan remanentes de un antiguo nivel aluvial (Figura 4.45), del Pleistoceno (Q1). Diederix et al. (2009), plantean que se debió a un nivel donde era una sola llanura de inundación para ambos ríos, con patrones de cauces trenzados migrando lateralmente y de esta manera cubriendo una superficie extensa de gravas. Estas gravas definen varios niveles escalonados en función del entallamiento del drenaje. Plantean además que la incisión responde al resultado del levantamiento tectónico a que ha estado sometida la región. Estos remanentes aluviales son potenciales marcadores geomorfológicos de la tectónica cuaternaria. Se evidencian particularmente en la parte baja de las colinas aledañas a San José de Cúcuta y San Luis.

b) Llanura actual de inundación

Se caracteriza por la acumulación de los sedimentos más recientes, tanto en las riberas del río Pamplonita como en el río Táchira. En ambas llanuras aluviales se identifican brazos abandonados que han dejado los ríos de ocurrencia histórica. En el caso particular del río Táchira, cinco antiguos cauces se ubican al oeste de San Antonio (Figura 4.46). Rosario Viejo o la actual parte baja de Villa del Rosario, ha sido afectada históricamente por las crecidas de este río, así como también ha sido afectada la parte baja de la población de San Antonio del Táchira. En la loma ubicada a 3 km al noreste de la población de Villa del Rosario donde se encuentra la actual finca La Casona, se evidencia una garganta de antecedencia, por donde pasaba anteriormente el cauce del río Táchira, siendo esta loma controlada por una falla inversa ciega, identificada como la falla sur del sistema de fallas de Aguas Calientes.

En la planicie del río Pamplonita, mediante la revisión de fotografías aéreas, también se evidencian antiguos brazos de dicho río, que se inician desde el sector El Batallón y que han cubierto terrenos de la parte este de la ciudad de San José de Cúcuta (Figura 4.47). Estos desvíos coinciden con el cruce de las trazas Norte y Central del sistema de fallas de Aguas Calientes con dicho río. También es importante resaltar que en la colina que divide el cerro Batallón con San José de Cúcuta, se evidencia otra garganta de antecedencia, de un paleo-cauce del río Pamplonita cuya edad relativa estimada es Pleistoceno (Q1). Este paleo-cauce atravesaba la colina y su curso corría en dirección de S a N por la actual población de San José de Cúcuta. Otra particularidad observada en la zona de confluencia del río Pamplonita con el río Táchira al norte del cerro San Luis, es la presencia de meandros abandonados dejados por la divagación de ambos cauces. Al parecer los cauces de ambos ríos están migrando hacia el oeste de su curso actual. Esta migración ocurre por hundimiento del bloque que está controlado al noroeste por la falla de Tasajero, no evaluada en el presente trabajo, y al sureste por la falla Norte del Sistema de fallas de Aguas Calientes, encontrándose la planicie de inundación expuesta por un lado a la dinámica fluvial de ambos ríos, pero también a las fallas activas que la atraviesan.

A manera de ejemplo se presenta en las tablas 4.5 y 4.6, un inventario de afectaciones por crecidas de los ríos Táchira y Pamplonita en períodos de lluvia, a las poblaciones que se asientan en la planicie de inundación de dichos ríos.

Tabla N° 4.5. Principales inundaciones producidas por el río Táchira que han afectado las poblaciones de Rosario Viejo y San Antonio. Información tomada de García (1970) y Ramírez (1991).

Tabla N° 4.6. Resumen de las principales inundaciones producidas por el río Pamplonita en la población de San José de Cúcuta. Información tomada de García, (1970) y Ramírez, (1991).

c) Terrazas aluviales

Al igual que en La Grita, se identifican hasta cinco niveles de terraza, particularmente al sur de la población de San Antonio (Figura 4.43), donde se encuentra el poblado de Llano de Jorge. Singer et al. (1991) estiman a estas terrazas una edad relativa C3 (q2). Villa del Rosario también se encuentra asentada sobre una antigua terraza. En Los Patios al sur de San José de Cúcuta, valle del río Pamplonita se evidencia la formación entre dos y tres niveles de terrazas y Usselmann (1979) les estima edad relativa C3 (q2). Estas terrazas se caracterizan por espesas acumulaciones de depósitos gruesos aluviales. Aguas arriba del río Pamplonita, también en las quebradas afluentes de Iscalá y La Honda, se encuentran terrazas, también cartografiadas por Usselmann, (1979); a las que asigna una edad relativa entre C2 a C4 (q3q4 a q1q2); y conocidas con el nombre de Chinácota en el valle de la quebrada Iscalá, terraza Orozco en el valle de la quebrada La Honda y terraza Corozal en el Cañón del río Pamplonita entre La Don Juana y La Garita (Figura 4.43). Por su parte, Diederix et al. (2009) describen estas terrazas con las siguientes características:

Terraza de Chinácota: Tiene una longitud aproximada de 14,5 km entre Campo Alegre al sur y corregimiento de La Don Juana al norte, con un ancho que varía entre 500 y 1000 m, y un espesor promedio de 120 m. Se compone principalmente de flujos detríticos, con clastos hasta de un metro, angulares y subangulares y en menor proporción subredondeados (Figuras 4.44 y 4.48).

Terraza Orozco: Esta terraza ocupa el valle longitudinal de la quebrada La Honda (Figuras 4.44 y 4.49). Tiene una longitud aproximada de 5 km y ancho promedio de 750 m, siendo la composición de los depósitos aluviales similar a la terraza de Chinácota.

Terraza Corozal: Presenta similar composición a las dos terrazas anteriores. Diederix et al. (2009) refieren que dicha terraza constituye relieves fuertemente entallados. En la parte más estrecha, donde la quebrada Honda desemboca en el río Pamplonita, el depósito de material descansa sobre la Formación Mirador y no alcanza 25 m de espesor, mientras que aguas abajo en cercanía a La Garita, el espesor es de 130 m. Estos autores interpretan que hubo una fase previa de incisión y levantamiento acelerado, seguido por una fase de agradación y posteriormente otra fase de incisión que ha producido el relieve actual (Figura 4.44).

4.4.6. Sedimentos cuaternarios en el valle del río Lobaterita

En el sitio de confluencia de la quebrada La Sanjuana con el río Lobaterita (Figura 4.50), se encuentra un depósito de sedimentos que conforman la terraza donde se asienta la población de San Juan de Colón. Esta terraza está compuesta por depósitos de flujos torrenciales alternados con niveles de gravas fluviales. Se hace referencia a esta terraza, ya que la misma se ubica en la extremidad NE del sistema de fallas de Aguas Calientes, donde dicho sistema se amortigua a fallas en sentido NO-SE, que se interponen entre el sistema de Aguas Calientes con el de Seboruco (Anexo 3, parte I). A lo largo del sistema de fallas de Aguas Calientes, la presencia de depósitos cuaternarios es muy pobre, a excepción cuando estas fallas atraviesan los valles de los ríos Pamplonita y Táchira, ampliamente explicados en la sección anterior.

4.5. ESTUDIOS PALEOSÍSMICOS MEDIANTE LA EXCAVACIÓN DE TRINCHERAS

4.5.1. Generalidades

En el reconocimiento de paleosismos en el registro sedimentario del Cuaternario, se debe tener en cuenta la variabilidad climática y la actividad sismotectónica. Los estudios paleosísmicos realizados por FUNVISIS desde la década de los 80 hasta ahora, son investigaciones que se han desarrollado en distintos pisos climáticos, que van desde calicatas abiertas en las costas al oriente del país, pasando por altitudes a 200 m s.n.m (piedemonte andino) hasta más de 3500 m (Sierra Nevada de Mérida, zona de Mucubají). Saber reconocer la huellas o evidencias que ha dejado un evento sísmico en los sedimentos (grietas abiertas, líneas de cantos, licuación de sedimentos, cuñas coluviales, secuencias turbidíticas, entre otras), es indispensable en un estudio paleosísmico. Si bien, se debe tener presente el impacto de la variabilidad climática a la hora de reconocer paleosismos, de igual forma debe ocurrir cuando se realizan investigaciones paleoclimáticas en regiones sometidas a la actividad tectónica reciente, ya que el registro sedimentario en zonas de fallas activas, está sometido a la intervención y modificación de su registro natural.

4.5.2. Estudios paleosísmicos de subsuelo en la falla de Boconó, en cercanía a la frontera con Colombia.

Las primeras investigaciones paleosísmicas de subsuelo sobre la falla de Boconó realizadas en el estado Táchira, se hicieron para la empresa petrolera venezolana en la década de los años 80 (Figura 4.51): el primero al noreste de la población de La Grita, (trinchera La Grita) (Figura 4.52) y el segundo al noreste de la población de Cordero, (trinchera Mis Delirios) (Figura 4.53). Ambas investigaciones arrojaron buenos resultados, con las siguientes evidencias más resaltantes: el registro de dos de los terremotos históricos más importantes para la región andina (1610 y 1894) en la trinchera La Grita, mientras que en la trinchera Mis Delirios no se identificaron eventos sísmicos históricos, sino prehistóricos (Soulas et al., 1987; Audemard, 1997, 1998). No hubo posibilidad de realizar análisis comparativo entre las trincheras mencionadas y esto conllevó a ubicar nuevos sitios en dirección a la frontera colombiana. Por ello, a mediados del año 2012 se seleccionaron dos sitios de trincheras paleosísmicas: el primero en el sector Páramo el Zumbador, en posición intermedia entre las trincheras de La Grita y trinchera de Mis Delirios, y la segunda al oeste de Capacho Viejo, población destruida por el terremoto ocurrido del 18 de mayo de 1875 (Rodríguez y Audemard, 2012; Rodríguez et al., 2015; Figura 4.51). Por medio de estas trincheras se buscó responder a las siguientes interrogantes: a) ¿hasta dónde podía haber alcanzado la ruptura de los sismos históricos identificados en la trinchera La Grita (1610 y 1894)?; b) ¿fue la falla de Boconó la responsable del terremoto ocurrido el 18 de mayo de 1875 llamado terremoto de Cúcuta?, y c) ¿variación de la velocidad de dicha falla en dirección a la frontera colombo-venezolana?

4.5.2.1. Trinchera El Zumbador

Características del sitio

El sitio seleccionado se ubicó en el caserío El Zumbador en la finca El Palmar, propiedad de la señora Rita Roa, a escasos 7 km al suroeste de la población de El Cobre, a una altura de 2500 m. s.n.m (Figura 4.54). La trinchera se excavó sobre un escarpe de falla, donde la falla de Boconó presenta comportamiento transcurrente dextral con componente normal. La apertura de la trinchera se realizó con retroexcavoadora, con las siguientes dimensiones: profundidad promedio de 3 m, longitud de 15 m y ancho de 3 m.

El registro sedimentario expuesto en la trinchera, está conformado de base a tope, por un nivel arenoso, que lo suprayace sedimentos arcillosos de tipo lagunar. En esta secuencia arcillosa se identificaron troncos en posición de vida; estos depósitos lagunares se encuentran truncados por una secuencia de cuñas coluviales, delimitadas por una línea de cantos, que lo suprayace una secuencia arcillosa de tipo lagunar, sellada por la formación del actual suelo orgánico. La falla deforma ductilmente las capas de sedimentos, en forma de pliegue de propagación de falla, más no rompe la superficie y la deformación preliminar que fue identificada mediante los perfiles realizados con el georadar, pudo ser corroborada con la deformación observada en las paredes de la trinchera (Figura 4.55).

La deformación de las capas de sedimentos por la falla observada en la trinchera El Zumbador, presenta similitud a la deformación que fue observada en la trinchera de La Grita, y que fue excavada a finales de los años 80 (Figura 4.52), con la diferencia que en la trinchera de La Grita la falla pudo observarse en la base de la pared de la excavación a mas de 2 m de profundidad.

Interpretación de los eventos paleosísmicos

a) El evento sísmico más antiguo preliminarmente, se había estimado cuando se instala la primera laguna identificada en la base de la secuencia sedimentaria muestra Zu-12-06 (Figura 4.56 tabla N˚4.7). El resultado de la datación radiocarbónica, arrojó una edad entre 14550-13950 años antes de Cristo (AC), no se puede asegurar sí su origen fue climático o sísmico, es una época de transición climática.

b) El siguiente evento paleosísmico se interpretó cuando la laguna se seca y se evidencia una acumulación de turba, muestra Zu-12-02, el resultado fue entre 12930- 12180 años AC. Al igual que el evento anterior es un episodio ocurrido en una época de transición paleoclimática.

c) Sobre los sedimentos lagunares hay una secuencia de cuñas coluviales, muy difícil de distinguir entre una cuña coluvial y otra. La granulometría de la matriz que soporta los bloques, es muy similar y todo el paquete se encuentra deformado por la falla. Su depositación está limitada entre los 12000 años AC y los primeros 740 años DC, muestras (Zu-12-05 y Zu-12-08). Suprayaciendo estas cuñas coluviales se encuentra una capa de sedimentos de origen lagunar, el establecimiento de esta paleolaguna, se interpretó como otro evento sísmico, la edad radiocarbónica obtenida de la muestra tomada en la base de la misma, se encuentra alrededor de 740 años DC (Zu-12-08). Hay dos eventos sísmicos más, el primero que induce a que la laguna se desagüe y el evento más reciente que deforma los sedimentos de la paleolaguna, pero no se cuenta con edad radiocarbónica que permita corroborarlo. Pudieran estar relacionados con los eventos ocurridos históricamente en las siguientes fechas 1610 y 1894, ambos identificados en la trinchera La Grita.

A pesar de la deformación que presentan las capas a lo largo del registro sedimentario, la falla no logra romper en superficie, sólo deforma las capas sedimentarias de forma dúctil, muy similarmente a lo ocurrido en la trinchera La Grita. La diferencia con esta otra trinchera radica en que los culuviones más competentes infrayacentes a la secuencia lagunar sí son frágilmente deformados.

Se comprueba que la traza principal de la falla de Boconó en este sector es activa en el Holoceno, sin embargo, con las edades radiocarbónicas obtenidas no se puede sugerir periodos de retorno y pasa de una traza única a varias trazas.

Tabla N° 4.7. Edades obtenidas de las muestras tomadas en la trinchera de El Zumbador.

4.5.2.2. Trinchera El “Paraízo”

Características del sitio

La trinchera El “Paraízo” se ubicó al oeste de Capacho Viejo, sector El Poblar, en la finca Santa Eduviges, propiedad del señor Carlos Gutiérrez, que colinda con la finca El “Paraízo” de allí su nombre (Trinchera El Paraízo) (Figuras 4.51 y 4.57). Con la interpretación preliminar obtenida de los perfiles GPR se delimitó el espacio de la trinchera (Anexo 4), la excavación se realizó en una laguna de falla y lomo de obturación, donde la falla presenta un comportamiento transcurrente dextral.

El registro sedimentario cuaternario cubre 2,5 m de profundidad, conformado por una capa de sedimentos de origen lagunar en la base y hacia el tope el suelo en formación (Figura 4.58). Estos sedimentos se encuentran depositados sobre una capa de lutita hidromorfizada muy fracturada. Hacia el extremo suroeste de la trinchera aflora una roca caliza (Formación Capacho), mientras que hacia el extremo noreste aflora una arenisca que probablemente es de la Formación Carbonera. Hacia el centro de las paredes de la excavación, se identificó la traza activa de la falla de Boconó, que deforma los sedimentos de la paleolaguna, así como la base de la capa de suelo en formación. En ambos lados de la falla, se identificaron grietas subverticales rellenas de material arcilloso (Figura 4.58).

Interpretación de los eventos paleosísmicos

a) Preliminarmente el evento más antiguo se estimó que ocurrió cuando se instala la laguna. La muestra tomada en la base de los sedimentos arrojó una edad entre 13140-12910 años AC (muestra Pa-12-03) (Figura 4.59, Tabla N˚ 4.8). Es un episodio que sucedió en época de transición paleoclimática, por lo tanto, es difícil inferir sí la instalación de la laguna fue por un evento sísmico o en su defecto por un episodio paleoclimático. Esta paleolaguna se mantuvo activa hasta el inicio de la era cristiana.

b) Un segundo evento sísmico se estimó que ocurrió cuando se desagua parcialmente la laguna, según evidencia un primer canal aliviadero (Figura 4.59). Hay bloques caídos dentro de los sedimentos de la paleolaguna en el extremo suroeste de la trinchera, cuya edad promedio es de 3350 AC (muestra Pa-12-06).

c) Un tercer evento sísmico ocurrió al inicio de la era cristiana, entre 0 y 140 años después de Cristo DC (muestra Pa-12-04), cuando se seca la laguna en su totalidad. Se evidencia una caída de bloques de caliza nuevamente en el extremo suroeste (muestra Pa-12-08) y hacia el extremo noreste se ubica el segundo canal aliviadero (Figura 4.59).

d) Un cuarto evento sísmico ocurrió en un rango entre 780 y 970 años DC, hay una grieta rellena (open crack) en el tope de los sedimentos de la paleolaguna y la misma contiene material del suelo en formación (muestra Pa-12-05).

Con relación al evento previamente interpretado como el más antiguo, no se puede hacer correlación. Entre el segundo y tercer evento el periodo de retorno está en el orden de 3000 años. Pero entre el tercero y cuarto evento, el período de retorno disminuye a 1000 años aproximadamente. Sí se toma en cuenta las complicaciones estructurales que esta falla presenta, es probable que el tercer evento ocurrido hace 1000 años aproximadamente DC, responda a la ruptura de un segmento más corto alrededor de 30 km, lo que reduce al periodo de retorno. Al comparar estos resultados con la historia paleosísmica registrada en la trinchera Mis Delirios, coincide con el periodo de retorno previamente calculado por Audemard, (1997), entre un rango de 3000 a 3500 años para segmentos de 70 km aproximadamente y con eventos de magnitud 7 a 7,2. Este autor refiere que el evento más antiguo identificado en la trinchera Mis Delirios ocurrió hace 9700±250 AP (7750 AC), el penúltimo ocurrió alrededor de 7190±250 AP (5240 AC) el más reciente alrededor de 3800 AP (1850 AC) (Figura 4.60). Sin embargo, en esta misma trinchera, se puede interpretar en la unidad de canal más superficial y cuña coluvial más superficial, dos probables paleo-sismos más recientes, el primero entre 1430±100 AP (520 DC) y 1390 ± 70 AP (560 DC) y el último 880±60 AP (1070 DC), y podría estar significando un periodo de retorno más corto entre 500 y 1000 años, probablemente relacionado con segmentos cuya longitud de ruptura no supera los 30 km.

Es importante mencionar además que en la trinchera El “Paraízo” no se encontró evidencia que esta traza haya sido la responsable del terremoto del 18 de mayo de 1875, pero si corrobora la actividad holocena de la falla en este tramo.

4.5.2.3. Conclusión

En ambas trincheras paleosísmicas realizadas en este estudio se corroboró l1a actividad holocena de la falla de Boconó. Sin embargo, en la trinchera El Zumbador la falla deforma los sedimentos cuaternarios dúctilmente en forma de pliegue en propagación de falla, pero no logra romper hasta superficie. Esta trinchera marca una zona de falla de mayor actividad al noreste de los Andes de Mérida con otra de menor actividad al suroeste en dirección a la frontera colombiana.

De los eventos paleosísmicos identificados en la trinchera El Paraíso, no se obtuvo edad de ningún evento reciente que se pueda relacionar con el terremoto de 1875.

De los resultados obtenidos en las trincheras El Zumbador y El “Paraízo” y en correlación con los dos estudios anteriores La Grita y Mis Delirios, se interpreta que la falla de Boconó en esta zona, puede presentar periodos de retorno en el orden de los 3000 años, para longitudes de ruptura de 70 km, sin embargo, por su complejidad estructural, puede romper segmentos más pequeños de 20 a 30 km, disminuyendo el periodo de retorno entre 600 a 1000 años promedio. La edad del último evento identificado está entre 780 y 970 años DC, esto significa que de acuerdo al periodo de retorno entre 600 y 1000 años ya este segmento se encuentra en la ventana de generar un evento sísmico mayor a 6 Mw.

4.5.3. Estudios paleosísmicos de subsuelo en el sistema de fallas de Aguas Calientes, Cúcuta Colombia

Los dos estudios que se reevalúan en el presente trabajo, fueron realizados por el Servicio Geológico Colombiano SGC en el año 2009, bajo la coordinación del Dr. Hans Diederix y en el levantamiento geológico de las referidas excavaciones estuve colaborando. Cuando hay posibilidad de tomar suficiente muestra que pueda ser datada por el método 14C, la misma se toma doble para tener un respaldo. El primer grupo de muestras que se envió en el año 2009 al laboratorio de Radiocronología del Centro de Estudios Nórdicos de Quebec en Canadá, sólo de una muestra se obtuvo edad y los resultados preliminares fueron presentados por Diederix et al. (2009), Torres et al. (2011). En el año 2013, con financiamiento del proyecto Geociencia Integral de los Andes de Mérida, (GIAME), hubo oportunidad de enviar las muestras respaldo a otro laboratorio, Beta Analytic INC, en los Estados Unidos; obteniendo edades 14C en todas. A partir de estas edades se realizó la presente reevaluación.

En la finca La Casona a dos kilómetros al noreste de la población de Villa del Rosario, en la falla Sur del sistema de fallas de Aguas Calientes, se encuentra el sitio de trinchera La Casona. El segundo sitio se encuentra en la falla Central en el terreno del Colegio El Bosque, antigua finca El Resumen al suroeste de San José de Cúcuta (Figura. 4.61).

4.5.3.1. Trincheras La Casona, en la falla Sur

Características del sitio

El sitio de interés corresponde a un lomo monoclinal de dirección SO-NE. Este lomo está controlado por una falla inversa ciega, asociada con una estructura del tipo “pliegue de propagación de falla” (Diederix et al., 2009). Se realizaron dos excavaciones paleosísmicas definidas como La Casona 1 y 2 (Figura 4.61, imágenes a y b). En la trinchera La Casona 1, la parte superficial del terreno había sido removida parcialmente. Esto condujo a que se realizara una segunda excavación (La Casona 2), a una distancia de 14 m al este de la primera, con la finalidad de contar con un registro sedimentario más completo.

En las paredes de ambas excavaciones se expuso una secuencia de cuñas detríticas, compuestas por cantos gruesos de gravas fluviales (Figura 4.62, imágenes a y c). Diederix et al. (2009) las clasificaron e interpretaron de acuerdo al contenido de sedimentos en dos tipos: a) en cuñas de gravas clasto soportadas de origen cosísmico y b) en cuñas de gravas matriz soportadas de origen intersísmico (Figura 4.62, imágenes b, d). Las mismas se interdigitan con los sedimentos de la planicie de inundación que consisten, en arenas grises y pardas con la presencia de estratificación cruzada, alternando desde la base hacia el tope con horizontes y lentes de gravas. No se observó la falla en las paredes de las dos excavaciones, corroborando la interpretación preliminar de una falla inversa ciega.

En ambas excavaciones resaltó la presencia de una coloración blanca por carbonatos, de un depósito de caliche que invade los sedimentos de las cuñas detríticas, en forma de manchas irregulares (Figura 4.62 imágenes a, c). Particularmente, en la trinchera La Casona 2, la cuña coluvial más profunda es de color blanco en su totalidad, así como la capa basal de los sedimentos formados en la planicie de inundación. Sobre esta capa en contacto abrupto, está presente un nivel de suelo de color rojo (se estimó la posibilidad de tratarse de un depósito eólico) y sobre éste se encuentra una última capa de suelo arcilloso de color marrón oscuro, como se observa en la figura 4.62, imagen a. Estas dos últimas capas no se exponen en la trinchera la Casona 1.

Interpretación de los eventos paleosísmicos

En la interpretación se utilizó el modelo esquemático de evolución de un escarpe generado por falla inversa, propuesto por McCalpin y Carver (2009), el cual se basa en la presencia de cuñas coluviales de origen cosísmico e intersísmico (Figura 4.63). En la trinchera La Casona 1, se contabilizaron 8 cuñas coluviales, 6 cosísmicas y 2 intersísmicas y en la trinchera La Casona 2 se contabilizaron cinco cuñas coluviales, tres cosísmicas y dos intersísmicas.

De la interpretación preliminar se estimó que las edades más antiguas de los paleosismos se obtendrían de la trinchera La Casona 1, y las edades más recientes de la trinchera La Casona 2. Lastimosamente, no todas las cuñas coluviales identificadas en ambas trincheras, cuentan con edades 14C (Tabla N˚4.9), por lo que no fue posible hacer una correlación secuencial de los eventos paleosísmicos entre ambas excavaciones. La presente evaluación, se realizó principalmente con los resultados obtenidos 14C en la trinchera La Casona 2.

a). La edad del evento más antiguo datado en la trinchera La Casona 2, ocurrió alrededor de 5070±30 años AP (3960-3790 AC) (referencia 6 en tabla N˚4.9, Figura 4.64a),

b). El penúltimo evento ocurrió entre 2930±30 años AP (1260-1020 AC) (referencia 7) y 3570 ±30 años AP (2010-1830 AC) (referencia 5, Figura 4.64b). Esta última edad corresponde a la trinchera La Casona 1

c). El último evento datado ocurrió alrededor de 1520 ±30 años AP (440-600 DC) (referencia 8, Figura 4.64a). Es decir, este último evento sísmico, en relación con la era cristiana ocurrió alrededor del año 500 después de Cristo (DC). No hay edad más reciente que se puedan correlacionar con el terremoto del 18 de mayo de 1875.

El periodo de retorno en función de estos tres eventos paleosísmicos, está entre 1500 a 2000 años. La edad más antigua obtenida en las cuñas coluviales de origen co-sísmico en la trinchera La Casona 2, es de 5070± 30 años AP, y la edad más reciente del último evento paleosísmico es de 1520 ±30 años AP. Entre ambas edades hay 1,5 m de desnivel promedio y al correlacionar el tiempo transcurrido con este desnivel, se estima que la velocidad de levantamiento del escarpe en este lomo monoclinal, está en el orden de 0,4 mm/año en la componente vertical.

Tabla 4.9. Edades obtenidas de 14C de los estudios paleosísmicos de subsuelo realizados en el sistema de fallas de Aguas Calientes.

4.5.3.2. Trinchera El Resumen, en la falla Central

Características del sitio

El sitio de interés corresponde a un escarpe de falla de 6 m de dirección NE-SO, ubicado en una terraza en el margen oeste del río Pamplonita, al suroeste de San José de Cúcuta (Figuras 4.61 y 4.65, imágenes a y c). En el sitio seleccionado, la parte superficial del terreno había sido removido parcialmente, sin embargo, la no disponibilidad de otra zona y la importancia que tiene esta falla, como posible fuente sismogénica del terremoto ocurrido el 18 de mayo de 1875, se optó por este sitio (Rodríguez et al., 2017- 2018).

Dos fallas fueron identificadas en las paredes de la excavación, ambas de tipo transcurrente dextral-inverso, y ponen en contacto las rocas del Paleógeno pertenecientes a la Formación León con gravas fluviales de edad holocena del río Pamplonita (Figura. 4.65, imágenes b y c), acumuladas en la planicie de inundación y aisladas en pequeñas terrazas.

Ambos planos de falla fueron difíciles de identificar, debido a la consistencia que presentaban las arcillas de la Formación León en contacto con las gravas en la zona de falla. Esta zona de falla, forma una curva, cambiando de un buzamiento de 70˚N en el fondo de la trinchera a un buzamiento de dirección opuesta de 45̊ SE en la parte superior (Figura 4.66).

Interpretación de los eventos paleosísmicos

Diederix et al. (2009) propusieron un modelo por fases como se muestra en la figura 4.67 para explicar la actividad de la falla, cuyo escarpe promedio es de 5,5 m. Plantearon que en la primera y segunda fase actúa la falla 1, con tres eventos paleosísmicos y en la fase tres, rompe la falla 2, ésta pasa a ser la traza más activa con tres eventos paleosísmicos más.

Esta falla ha desplazado una lengua de arcillas de la Formación León que ha sido generada por el penúltimo o último evento sísmico. Sólo se obtuvo para esta trinchera una edad 14C que representa el evento paleosísmico más antiguo, ocurrido alrededor del año 3520±30 años AP (Tabla 4.9, Figura. 4.66). Al correlacionar esta edad con la interpretación inicial de 6 eventos, esta falla estaría presentando un periodo de retorno aproximado en el orden de 600 años.

Es una falla que rompe hasta superficie en el Holoceno, como se evidencia en la trinchera, por lo tanto, es capaz de producir terremotos de magnitud mayor a 6,5 Mw. Representa un importante potencial sismogénico para la zona fronteriza entre Venezuela y Colombia y aunque no se pudo obtener la edad 14C del último evento sísmico generado, se considera que existe un alto grado de probabilidad de poder relacionar esta falla con el terremoto de 1875. (Rodríguez et al., 2018).

4.5.3.3. Conclusión

Los dos estudios paleosísmicos realizados en el sistema de fallas Aguas Calientes, permitieron confirmar su actividad holocena. La falla Sur no rompe hasta la superficie como se evidenció en la falla Central y este sistema de fallas representa una alta amenaza sísmica para la zona limítrofe entre Colombia y Venezuela.

4.6. POTENCIAL SISMOGÉNICO DE LOS SISTEMAS DE FALLAS EVALUADOS

Se presentan las características sismogénicas de los sistemas de fallas transfronterizos Boconó y Aguas Calientes-Seboruco, su longitud total, longitud de ruptura, ancho del plano de ruptura, magnitud, desplazamiento, velocidad promedio, período de retorno, tipo de falla y relación de movimiento horizontal/vertical. Los parámetros se calcularon a partir de las ecuaciones propuestas por Wells y Coppersmith (1994) (tabla 4.10). La velocidad medida en mm/año, se partió de los valores previos asignados por Singer et al., (1991), que se ajustaron en función de los resultados obtenidos en los estudios paleosísmicos. La magnitud fue obtenida a partir de la longitud del área de ruptura, y se presenta en Mw. La tabla 4.11 resume los parámetros sismogénicos que se calcularon.

Tabla 4.10. Relaciones usadas para el cálculo de la magnitud, desplazamiento y período de retorno.

4.6.1. Falla de Boconó entre La Grita y Chinácota

Para la evaluación del sismo máximo probable con fines de la amenaza sísmica, en la sección sur de la falla de Boconó en dirección a la frontera con Colombia, se ha subdividido por segmentos y se plantea dos propuestas. Una primera segmentación general y una segunda segmentación más detallada, considerando los resultados de los estudios paleosísmicos y las complicaciones estructurales.

Audemard (2014) subdivide a la falla de Boconó entre Morón y proximidad a la frontera con Colombia en cinco segmentos. Boconó a (Boc-a, La Grita) entre proximidad a la frontera con Colombia y Las González; Boconó b (Boc-b, Mucuchies) entre Las González y Mucuchies; Boconó c (Boc-c, Santo Domingo) entre Mucuchies y Anzoátegui; (Boconó d (Boc-d, Guarico) entre Anzoátegui y Barquisimeto y (Boconó e (Boc-e, San Felipe) entre Barquisimeto y Morón, hace una correlación con la distribución temporal a partir de los sismos históricos y los resultados de estudios paleosísmicos (Figura 4.68).

Como propuesta general, se plantea que se crea un nuevo segmento definido como (Boc-0, COLVEN), y se mantiene la nomenclatura definida, previamente por Audemard et al. (2000) y Audemard (2014). Este primer segmento se extendería entre Chinácota y El Zumbador que pasaría a ser el segmento (Boc-0). Entonces pasaría a tener la falla de Boconó 6 segmentos, desde Boc-0 a Boc-e, siendo la cuenca de tracción de Los Mirtos en cercanía a la trinchera El Zumbador, que marcan la diferencia entre un tramo de falla muy activo al noreste y otro tramo de falla menos activo al suroeste (Figura 4.69).

Sin embargo, tomando en cuenta las complicaciones estructurales que se presentan entre La Grita y Chinácota, se realiza una segunda propuesta más detallada, donde se subdivide el segmento (Boc-0, COLVEN) en segmentos más pequeños, considerando las siguientes características: a) la interconexión con otra falla; b) cruce de falla y c) curvaturas en transpresión o transtensión. Debemos indicar que se simplificó la falla para fines del cálculo de amenaza, dado que muchas veces no mantiene una continuidad o puede ser estructuralmente compleja, haciendo necesario dicha simplificación (Figura 4.70, Anexo 4). Entre La Grita y Chinácota, la traza principal de la falla de Boconó presenta varias inflexiones. Por otra parte, desde La Grita hasta Peribeca, su comportamiento principalmente es transtensivo, mientras que desde Capacho hasta Chinácota su comportamiento es transpresivo. Dado que la primera cuenca de tracción es Los Mirtos-El Zumbador, la separa del segmento Boc-a, la segunda cuenca de tracción de Peribeca, también puede seccionarla. A partir de Los dos Capachos, la falla dobla al suroeste, pasando al sur del cerro Guacara (lomo de presión), para atravesar el río Táchira y continuar en territorio colombiano por el cañón de la quebrada La Cañada y luego en dirección a La quebrada La Abejuca, pasando al sur del cerro El Compás (lomo de presión) hasta su conexión con la falla de Chitagá en Chinácota, que viene a ser la continuación de la falla de Boconó en Colombia.

Aunque se puede seguir la continuidad de la traza principal, la unión entre la falla de Boconó con la falla de Chitagá no es simple, resulta ser una cola de caballo compleja, como se explicó en el subcapítulo 4.2. En función de esta complejidad estructural se propone subdividir el segmento (Boconó 0, COLVEN) en cuatro subsegmentos (Figura 4.70), Boconó-COLVEN1 (Boc-colven1) entre El Zumbador y Peribeca; Boconó-COLVEN2 (Boc-colven2) entre Peribeca y Qda. La Abejuca; Boconó-COLVEN3 (Boc-colven3) entre Juan Frío-La Abejuca-Bochalema; Boconó-COLVEN4 (Boc-colven4) entre Qda. La Abejuca Chinácota. En la Tabla 4.11 se presentan los valores obtenidos.

En caso de romper el segmento en su totalidad (Boc-0, COLVEN), tiene la capacidad de generar un evento sísmico de magnitud promedio de 7,2, con periodo de retorno entre 2500 y 3000 años, pero si rompe en segmentos más pequeños, como se plantea en la segunda propuesta, puede generar sismos de magnitud entre 6,6 a 6,9 Mw, pero el periodo de retorno disminuye entre 600 y 1000 años, dependiendo del segmento a romper, como se presenta en la tabla 4.11.

4.6.2. Sistema de fallas de Aguas Calientes

La segmentación con fines de amenaza sísmica para este sistema de fallas, se realizó de forma similar que para la falla de Boconó, designando el segmento de forma simplificada de las trazas Norte, Central y Sur (Figura 4.71). En el caso de las trazas Central y Sur se contó con datos de trinchera (Tabla 4.11 y Anexo 4).

Tabla 4.11. Parámetros sismogénicos de los sistemas de fallas evaluados, con los valores obtenidos para los segmentos en general (Boc-0 y Boc-a) y en forma detallada para los subsegmentos, desde Boc-colven1 al Boc-colven4 y Boc a1. De igual manera para el sistema Aguas Calientes-Seboruco.

4.7. REFERENCIAS CONSULTADAS

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5. Conclusiones y Recomendaciones

5.1. CONCLUSIONES

Entre las conclusiones más relevantes en el presente trabajo se destacan los siguientes aspectos:

1) A partir de la sismicidad histórica y contemporánea

a) Se identificaron 24 eventos sísmicos con reporte de daños en la zona de trabajo, siendo su magnitud entre 4,5 a 7,6 Mw. Aunque algunos eventos han sido sobreevaluados, caso ejemplo de ello el terremoto del 18 de mayo de 1875. Para estos 24 eventos se realizó una revisión de los informes técnicos y publicaciones y a su vez se recopilaron los mapas de curvas de isointensidad, que en su mayoría fueron elaborados utilizando la escala de Mercalli Modificada (I0 MM). Esta compilación servirá como punto de partida para futuras investigaciones en evaluaciones macrosísmicas binacionales.

b) La zona de trabajo se caracteriza por presentar formaciones geológicas de condiciones geotécnicas conflictivas, que propician escenarios de gran inestabilidad, con el desarrollo generalizado de deslizamientos. Con sismos de magnitud > a 4,5 Mw, ya se debe tener previsión, debido a que puede presentarse daños en edificaciones, así como efectos geológicos cosísmicos, más aún si el evento ocurre en período lluvioso.

c) De la base de datos instrumental se pudo identificar con claridad en función de la profundidad focal de los eventos sísmicos, la diferencia de comportamiento de las dos estructuras Macizo de Santander MS, y los Andes de Mérida, AM. En el MS la sismicidad es intermedia a profunda (Nido de Bucaramanga), relacionada con la subducción de la placa Caribe, mientras que en los AM la sismicidad es superficial (cortical), estando relaciona con el enfrentamiento oblicuo de bloques continentales (triangular de Maracaibo y Suramérica). Entre ambas estructuras hay en una franja N-S, de un ancho aproximado de 50 km, con menor sismicidad y sobre esta franja están ubicados los epicentros macrosísmicos de importantes terremotos históricos (1644, 1796, 1875 y 1950). Este silencio sísmico puede estar relacionado con estos importantes eventos. Sin embargo, dicha región presenta una alta complejidad tectónica, con diversidad de fallas activas, que en su mayoría no han sido estudiadas a detalle y que ameritaría su evaluación, como se realizó en este trabajo para los sistemas de Boconó y Aguas Calientes.

d) Para el terremoto del 18 de mayo de 1875, se obtuvo un inventario detallado de daños en edificaciones y por efectos geológicos co y/o post-sísmicos, que permitió la reevaluación de las intensidades, a partir de las siguientes escalas I0MM, EMS-98, y la escala Medio Ambiental ESI-2007 INQUA.

e) Hay cinco factores en relación al terremoto de 1875 que ayudan a entender la dimensión de los daños reportados en la zona epicentral:

- 1) Es un terremoto muy bien documentado, con la disponibilidad de documentos primarios en ambos países y los mismos pudieron ser evaluados binacionalmente.

- 2) Las características geológicas en la zona epicentral; no son favorables ante un evento sísmico, es una cuenca rellena de sedimentos cuaternarios, por donde escurren los ríos Táchira y Pamplonita. En este tipo de depósitos, las ondas sísmicas se amplifican y pueden entrar en resonancia con las edificaciones. Además de ser terrenos susceptibles al fenómeno de licuación de suelos, tal como ocurrió en este terremoto.

- 3) La tipología constructiva de la época, no contaba con normas sismorresistentes, y las edificaciones se caracterizaban por tener paredes de tapia o bahareque con techos de teja o paja, vulnerables ante un evento sísmico.

- 4) La cuenca es atravesada por fallas activas como es por ejemplo, el sistema de fallas de Aguas Calientes.

- 5) Los efectos geológicos co-sísmicos directos que fueron reportados en el terremoto, están orientados con la falla Central de Aguas Calientes, entre los más relevantes se mencionan los siguientes: ruptura de superficie observada en el valle del río Pamplonita con dirección al Cerro Magro, ubicado al sur de San José de Cúcuta; inversión momentánea del flujo de los ríos Pamplonita y Táchira en los sitios de cruce de la falla y anomalías de las fuentes termales, minutos antes de que ocurriera el terremoto y dichas fuentes se encuentran sobre la falla Central del sistema de fallas de Aguas Calientes.

2) A partir de la neotectónica y la paleosismología por trincheras

a) Se pudo comprobar la actividad en el Holoceno de los sistemas de fallas evaluados

b) Se obtuvo la primera integración binacional de la cartografía de fallas activas para los sistemas de fallas de Boconó y Aguas Calientes.

c) La trinchera El Zumbador en la falla de Boconó, permitió separar una zona de falla de movimiento más rápido de otra zona de falla de movimiento más lento. Al parecer la sección sur de la traza principal de la falla de Boconó, puede romper en segmentos más pequeños entre 20 y 30 km, con sismos en el orden de 6,6 a 6,9 Mw y períodos de retorno entre 600 y 1000 años, como también puede generar sismos de magnitud 7 a 7,2 Mw en un segmento aproximado a los 76 km, pero con período de retorno en el orden de 3000 años.

d) En los últimos 1000 años en la sección sur de la falla de Boconó hacia la frontera, segmento definido como COLVEN, no se logró identificar evento sísmico cuya magnitud fuera mayor a 6 Mw, ni por trinchera ni por la sismicidad histórica, de acuerdo a la segmentación propuesta de segmentos cortos entre 20 a 30 km y con período de retorno calculado entre 600 y 1000 años, se estima que la sección sur de la falla de Boconó hacia la frontera, se encuentra en la ventana de tiempo para generar un terremoto de magnitud mayor a 6 Mw.

e) De los datos obtenidos de la neotectónica, la paleosismología y de la sismicidad se pudo establecer a la falla Central del sistema de fallas de Aguas Calientes como la fuente responsable del terremoto de 1875. Su magnitud pudo ser calculada por varias vías, a partir de las ecuaciones propuestas por Wells y Coppersmith (1994) se obtuvo magnitud de 6,8 - 6,9 Mw y por el método Bakun y Wentworth (1997) se obtuvo una magnitud de 6,75 ±0,15.

3) De la cartografía realizada se generaron los siguientes mapas:

a) Mapa síntesis transfronterizo de la cartografía geológica en escala 1:250.000 (Anexo 1)

b) Mapa síntesis transfronterizo de fallas activas, en escala 1:250.000 (Anexo 2)

c) Mapa de fallas activas con evidencias de actividad cuaternaria y unidades cuaternarias, en escala 1:100.000 (Parte I y II) (Anexo 3.

d) Mapa de segmentación de fallas, para fines de amenaza sísmica, a escala 1:250.000 (Anexo 4).

5.2. RECOMENDACIONES

Entre las recomendaciones sugeridas se plantea:

• Realizar estudios de geología de fallas activas a detalle en relación con las fallas de Tasajero, Callejón de Ureña y la conexión con la falla del piedemonte norte; estas fallas al igual que el sistema de fallas de Aguas Calientes, atraviesan por importantes asentamientos poblaciones y funcionan como fallas de sitio.

• Extender la cartografía neotectónica, con selección de sitios de trinchera y posterior excavación paleosísmica en el sistema de fallas de Chitága-Pamplona, por su importancia, como a la extensión de la falla de Boconó en Colombia.

• Realizar mediciones mediante la técnica del GPR en las terrazas de Chinácota y Orozco, es una zona de cruce de trazas de falla y con el GPR se podría evaluar cual es la más activa y su ubicación exacta.

• Datar los niveles de terrazas desarrollados en el valle del río Grita, particularmente donde se ubica la población de La Grita. De igual forma, datar los niveles de terrazas desarrollados en la planicie del río Táchira, al sur de San Antonio y las terrazas Chinácota, Orozco y Corozal, utilizando metodologías usadas en depósitos cuaternarios, por ejemplo isotopos cosmogénicos (10Be).

• Realizar la reevaluación, como sismos transfronterizos, de los eventos ocurridos en las siguientes fechas 16/01/1644, 26/02/1849, 10/071919, 14/031932, 21/04/1957, 30/08/1973, 26/11/1980, 18/10/1981 y 31/05/1994. Particularmente los tres últimos sismos, a pesar de ser relativamente recientes y con ubicación epicentral instrumental, hay reporte de daños en ambas naciones. La evaluación macrosísmica binacional de estos sismos sería un gran aporte para los estudios de amenaza sísmica, tanto para Colombia como para Venezuela, lo cual a su vez vendría a ser un insumo en los estudios de microzonificación sísmica para las poblaciones de la región transfronteriza.

• Reforzar los programas de prevención sísmica en la región, ya que la misma es una zona de alta amenaza sísmica, donde los simulacros de desalojo en las instituciones públicas y privadas se realicen continuamente.

5.3. AGRADECIMIENTOS

Numerosas personas a nivel local, regional, nacional e internacional me apoyaron en la búsqueda de datos, nombrarlos es una lista larga, pero cada granito de arena aportado me permitió evaluar e integrar información de utilidad en relación al riesgo sísmico a que se encuentran las poblaciones en la frontera colombo–venezolana entre el departamento del Norte de Santander y del estadoTáchira. Los objetivos planteados se desarrollaron desde los Proyectos: Geociencia Integral de los Andes de Mérida (GIAME), FUNVISIS, Venezuela, y proyecto Implementación Red Nacional de estaciones geodésicas satelitales GPS/GNSS para estudios e investigaciones geodinámicas en el territorio colombiano (GEORED), S.G.C. Colombia. Agradezco a mis compañeros de trabajo y maestros en la Geolgía de Terremotos tanto de FUNVISIS como del S:G.C. Las discusiones en campo y oficina desde ambas instituciones fué muy enriquecedora. La búsqueda de datos en los archivos públicos, en los archivos diocesanos y arquideocesanos, las entrevistas a los cronistas en estas poblaciones fronterizas, me ayudó a entender lo complejo de la región, pero con resultados binacionales, a todos muchas gracias. Extiendo a su vez, mis agradecimientos a instituciones como Protección Civil Táchira, Academias de la Historia en el Táchira y en Cúcuta, las bibliotecas, alcaldías de Libertad y Michelena a la institución en la que laboro FUNVISIS y al S.G.C. A los revisores del manuscrito, a mis jurados y a mi tutor.