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1. Introducción
El margen norte de Venezuela es una región a lo largo de un sistema de fallas rumbo deslizante dextral que corresponde a la zona límite de placa entre la Placa del Caribe y la Placa Suramericana (Audemard et al., 2000) extendiéndose mar adentro por más de 400 km. Este escenario ha generado una región transtensional tectónicamente activa, donde la subsidencia es un factor importante y complejo, que controla el espacio de depósito de los sedimentos y el modelado de la plataforma como tal. Evidencia clara de ello se presenta con los sistemas de fallas activas que le dan esa configuración rectilínea a las costas norte de Venezuela (e. g. falla de San Sebastián) (Audemard et al., 2000; Audemard, 2007) y una heterogeneidad a lo largo de la plataforma (-66 ° a -68 °), donde Sellier de Civrieux, (1977) ha podido distinguir geomorfológicamente de este a oeste: la plataforma de La Guaira; la cuenca del Choroní y la plataforma del Golfo Triste; donde la primera y tercera mencionadas son poco profundas y de tipo erosivo, y la segunda presenta una plataforma estrecha con un margen de pendiente pronunciada a modo de depresión de aspecto graben, con cañones submarinos (Sellier de Civrieux, 1971).
En los últimos años se han realizado estudios para reconstruir las fluctuaciones del nivel del mar Cuaternario con la ayuda de la estratigrafía sísmica, permitiendo conocer la acumulación y preservación de sedimentos a través de ciclos sucesivos del nivel del mar (nivel del mar de 4° orden y nivel del mar de 5° orden). En varios márgenes pasivos continentales, las variaciones del nivel del mar en el Cuaternario se reconstruyeron utilizando depósitos que muestran las posiciones de la costa en el Golfo de Lyon (Rabineau et al., 2005, 2006; Jouet et al., 2006), depósitos durante la transgresión del Holoceno desde la Gran Barrera de coral (Larcombe y Carter, 1998), evolución del delta en la plataforma de Barcelona (Liquete et al., 2008), en el Mediterráneo oriental (Piper y Aksu, 1992; Skene et al., 1998), en el Mar Negro (Aksu et al, 2002), en el Mediterráneo occidental (Chiocci, 2000), depósitos regresivos en la cuenca del Adriático (Trincardi y Correggiari, 2000; Ridente y Trincardi, 2002), en el Golfo de México (Anderson et al., 2004) y en el Golfo de Gõkova (Ulug et al., 2005) y en el de Golfo de Cariaco en Venezuela (Van Daele et al., 2011), donde se generaron curvas de fluctuación del nivel del mar en la costa norte de Venezuela gracias a la preservación de los indicadores eustáticos del nivel del mar en ese ambiente.
En esta investigación, a través del uso de datos sísmicos marinos de alta resolución, se plantea: 1) mejorar la comprensión de las fallas activas que atraviesan y moldean la plataforma norte de Venezuela, 2) la historia reciente del relleno sedimentario del margen, 3) la variación a lo largo de la plataforma de la relación entre las fluctuaciones recientes del nivel del mar y la tectónica activa.
2. Marco Geodinámico y geológico
El norte de Venezuela se encuentra en la zona de interacción entre la placa Suramericana (SA) y el Caribe (EC) (Figura 1). Dicho límite se encuentra sobre una zona de transcurrencia lateral dextral comprensiva activa, de unos 100 km de ancho en tierra y mar adentro en el norte de Venezuela (Audemard, 1993; Singer y Audemard, 1997; Pindell et al., 1988; Audemard et al., 2000, 2005; Ysaccis et al., 2000).
Figura 1 Geodinámica actual del margen norte de Venezuela a lo largo del límite de placas entre Caribe y Suramérica (Audemard 1999b; Audemard et al., 2000; Webber et al., 2001; Trenkamp et al., 2002) donde la primera placa muestra un movimiento relativo dextral respecto a Suramérica. En el rectángulo rojo se encierra la zona de estudio. Provincias tectónicas: AAM: Arco de Antillas Menores; BM: Bloque de Maracaibo; CB: Cuenca de Bonaire; CF: Cuenca de Falcón; CG: Cuenca de Granada. Fallas activas: FB: Falla de Boconó; FCR: Falla Central Range; FEP: Falla de El Pilar; FOA: Falla Oca-Ancón y FSS: Falla de San Sebastián. GC: Golfo de Cariaco y GP: Golfo de Paria.
La sismicidad a lo largo de este límite de placa es moderada, tanto en frecuencia (Figura 2) como en magnitud y los tipos dominantes de fallas, basados en soluciones de mecanismos focales, son de transcurrencia e inversos (Audemard et al., 2005; Palma et al., 2010) (Figuras 2 y 3). Gran parte del deslizamiento dextral actual a lo largo del límite sur del Caribe parece tener lugar a lo largo del sistema de fallas Boconó -San Sebastián- El Pilar-Los Bajos -Warm Spring- Central Range (Figura 1) donde los datos geológicos (Soulas, 1986; Audemard, 1997; Audemard et al., 1999; 2000) y geodésicos (Freymueller et al., 1993; Pérez et al., 2001a, 2001b; Weber et al., 2001; Jouanne et al., 2011; Reinoza et al., 2015; Pousse et al., 2016) indican tasas de deslizamiento de aproximadamente 20 mm/año (Figura 1), donde algunos autores (Hess y Maxwell, 1953; Schubert, 1979; Stephan, 1985; Pérez et al., 2001a, 2001b; Weber et al., 2001; Trenkamp et al., 2002) supeditan el límite de placas (SA-EC) a este sistema de fallas.
Figura 2 Mapa topográfico de SRTM y batimetría de ETOPO1. Sismicidad del catálogo de FUNVISIS del periodo comprendido entre 1910-2010, mapa de fallas activas de Beltrán (1993). Mecanismos focales de Palma (2010) y página web de FUNVISIS.
Figura 3 Mapa geomorfológico costa afuera (Sellier de Civrieux, 1977) y de fallas activas en el margen norte de Venezuela (Audemard et al., 2000). Línea azul punteada corresponde a cañones submarinos. Ruptura de grandes sismos está representada por la línea gruesa para los eventos de 1812 y 1900, la línea punteada corresponde a la ruptura del sismo de 1967 (Rial, 1978; Pérez et al., 1997a; Choy, 2001; Audemard, 2002).
Una gran parte de este sistema de fallas de rumbo se encuentra costa afuera, y comprende casi toda la FSS y la mayor parte de la falla de El Pilar (FEP), con la rara excepción de la porción de FEP que aflora en el puente terrestre entre los golfos de Cariaco y Paria (Figura 1), en el oriente de Venezuela, es decir, el principal sistema de fallas de deslizamiento a lo largo de esta zona límite de placa entre el Caribe y Suramericana se extiende costa afuera por más de 400 km entre la longitud 68° y 64°, al norte del centro norte de Venezuela.
Por su parte, las fallas activas en tierra están bastante bien cartografiadas, caracterizadas tectónicamente y su potencial sismogénico estimado adecuadamente (Soulas, 1986; Beltrán, 1993, 1994; Audemard et al., 2000), lo que no ocurre con aquellas ubicadas costa afuera (Audemard, 2012), a pesar de ser un país donde miles de kilómetros de líneas sísmicas de exploración petrolera han sido adquiridas e interpretadas durante décadas en la región de estudio, pero muy pocos de estos estudios se han publicado o puesto a disposición (Ball et al., 1971; Peter, 1972; Morelock et al., 1972; Case, 1974; Silver et al., 1975; Biju-Duval et al., 1978; Mascle et al., 1979; Caraballo et al., 1982; Pereira, 1985; Ysaccis, 1997; Babb y Mann, 1999; Di Croce et al., 1999; Ysaccis et al., 2000; Gorney et al., 2007; Magnani et al., 2009; Escalona y Mann, 2011; Garciacaro et al., 2011).
Los relieves positivos importantes están presentes a lo largo de las cordilleras costeras e interior del centro norte y noreste de Venezuela. Más al oeste, el límite sur del Caribe se ensancha hasta 600 km e incluye varios pequeños bloques tectónicos o microplacas (por ejemplo, Audemard, 2002; Audemard y Audemard, 2002). La Cordillera de la Costa se eleva paralela a la costa y apenas 6-10 km tierra adentro, supera los 2000 m alcanza su altitud máxima en Pico Naiguatá (2765 m) y la litología consiste principalmente en rocas ígneas y metamórficas. La costa emergente lineal, de este a oeste, está controlada por fallas y se caracteriza por abruptos acantilados y terrazas (Dengo, 1953). De hecho, los sedimentos del flanco norte de la cordillera costera son drenados por arroyos cortos que fluyen hacia el norte durante 7 a 12 km mientras descienden precipitadamente a través de valles estrechos en forma de V profundamente disectados (Pérez et al., 2001a, 2001b) que, durante la mayor parte del año no son imponentes y exhiben una descarga sedimentaria baja. Los sedimentos marinos por su parte, son transportados hacia el oeste por las corrientes de deriva (Picard, 1974) que presentan velocidades promedio frente a la costa venezolana de hasta de unos 70 cm/s (Fratantoni, 2001). Asimismo, existen corrientes de fondo y fenómenos de surgencia o movimiento vertical de las masas de agua desde Cabo Codera hacia el NO, debido a la diferencia de temperatura y la acción de los vientos alisios presentes en la zona (Castellanos et al., 2002) condicionando el transporte y sedimentación en el lugar. La precipitación en la costa de Venezuela muestra una estacionalidad pronunciada donde, al igual que en otras regiones ecuatoriales, la variabilidad de las precipitaciones está estrechamente relacionada con la migración de la Zona de Convergencia Intertropical (ZCIT). La temporada de lluvias (mayo-noviembre) coincide con el desplazamiento hacia el norte de la ZCIT, mientras que el período seco (diciembre-abril) ocurre cuando el área está bajo la influencia de los vientos alisios del NE (Riehl, 1973; Snow, 1976). Sin embargo, las perturbaciones atmosféricas poco frecuentes pueden causar episodios de lluvia severos, como el de diciembre de 1999 con resultados catastróficos en el flanco norte de la Cordillera de la Costa.
3. Adquisición sísmica: materiales, equipos e identificación de fallas
Los datos sísmicos marinos de alta resolución utilizados en este estudio fueron recogidos durante las expediciones Vargas Seismic (VARS) y Litoral (LIT), que tuvieron lugar en septiembre y octubre de 2007, respectivamente, a bordo del R/V Guaiquerí II, el buque de investigación del Instituto Oceanográfico de la Universidad de Oriente en Cumaná. Para la adquisición de la red de perfiles de reflexión sísmica de alta resolución (Figura 4) se utilizó como fuente un Sparker multielectrodo "Centipede" de RCMG a 300 o 400J. Éste produce una señal sísmica de amplio espectro que oscila entre 400 y 1500 Hz, con una frecuencia media de ~1.3 kHz. Un streamer de un solo canal con 10 hidrófonos fue utilizado como receptor. Tanto la fuente como la streamer fueron remolcados detrás de la R/ V, cerca de la superficie del mar.
Los datos se adquirieron a una velocidad de ~4 nudos, y el posicionamiento y la navegación fueron realizados con un GPS SIMRAD Shipmate, complementando el propio sistema GPS del buque. Los datos sísmicos y de GPS se registraron digitalmente y se convirtieron al formato SEGY con el software ElicsTM delph-II. Los parámetros de adquisición se establecieron a una velocidad de disparo de 0.75 s, una ventana de registro de 0.5 s y una frecuencia de muestreo de 4 kHz. Previo al registro, la señal sísmica se filtró con un filtro de paso de banda Rockland 751A para eliminar frecuencias 200 Hz y >2000 Hz. Los datos fueron posteriormente interpretados utilizando el software The Kingdom SuiteTM. El diseño de la adquisición se realizó con el objetivo de reconstruir la geometría 3D de las secuencias sedimentarias y cartografía de las características tectónicas presentes bajo el fondo marino de la costa noreste de Venezuela.
En ese sentido, las líneas fueron tomadas perpendiculares y paralelas a la tendencia este-oeste de la costa. Los perfiles con dirección N-S estaban separados unos 6' o 3' de longitud (11 o 5.5 km de distancia, respectivamente) y sobre estos perfiles se trazó un perfil de más de 220 km en dirección E-O (Lit 01 a 10, Figura 4). Adicional a estos datos, fueron utilizados datos de batimetría publicados (Sellier de Civrieux 1971, 1977) para corroborar e identificar rasgos estructurales y la geomorfología del fondo marino. Fueron consideradas fallas activas aquellas que cortaban el relleno sedimentario extendiéndose hasta la superficie del fondo marino. Para evaluar el buzamiento y posibles tasas de deslizamiento vertical, se efectuó la conversión a profundidad tomando en cuenta que estos sedimentos tienen velocidades de ~1.5 -1.7 kms-1 (Kearey et al., 2002; Van Daele et al., 2011), las menores para los sedimentos más superficiales y las mayores para los más profundos, asimismo esta conversión ha sido utilizada para evaluar la profundidad de los reflectores claves o superficies discordantes.
4. Resultados
4.1. MORFOLOGÍA DEL FONDO MARINO
La plataforma continental que se extiende entre Cabo Codera y Golfo Triste (Figura 3), muestra una ruptura de plataforma de unos 360 m de profundidad aproximadamente, donde la profundidad promedio de ruptura es de unos 130 m en los océanos actuales (Boggs, 2011).
Esto sugiere que una gran parte de la misma está controlada estructural o tectónicamente, lo que implica que un hundimiento importante en ciertas zonas contrasta con la estabilidad de las áreas contiguas (Sellier de Civrieux, 1977).
Como se ha mencionado, las plataformas de La Guaira y la del Golfo Triste son erosivas separadas por la cuenca de Choroní, donde, la primera de éstas se extiende con una amplia llanura submarina de pendiente suave y continua hasta 360 m, que se empina entre 0 y 200 m. Tres mesetas aisladas se elevan abruptamente desde el fondo de la llanura sumergida llamados placeres de La Guaira, Los Caracas y Caruao (Sellier de Civrieux, 1977; Paolini, 2012; Figura 2). El límite de la plataforma con la cuenca de Bonaire corresponde a fallas normales del basamento, responsables de un cambio abrupto de profundidad de sur a norte desde la plataforma continental h acia a la cuenca (Paolini, 2012; Figura 2). Hacia el oeste, la zona de mayor hundimiento parece ser la cuenca de Choroní con una plataforma continental casi inexistente (Figura 3). Los dos cañones mejor caracterizados de esta cuenca están en estrecha relación con los ríos de la Cordillera de la Costa hacia el sur, donde al este de Choroní, se encuentra la desembocadura del río Mamo vinculada con el Cañón de Mamo, que está tectónicamente controlado por la extensión noroeste (hacia el mar) de las fallas Tacagua-El Ávila (Sellier de Civrieux, 1971; Rial, 1973) y hacia el oeste de Choroní se ubica el Cañón de Ocumare, en el cual descarga el río Ocumare (posiblemente el río Cata de igual forma). Estos dos cañones submarinos se fusionan en el centro de la cuenca en un nuevo cañón, el cañón "A" (Figura 3), que fluye hacia el norte (hacia el mar), conectando las cuencas de Choroní y Bonaire (Sellier de Civrieux, 1971). Al parecer, estos cañones se formaron por corrientes de turbidez asociadas a la descarga de los ríos antes mencionados durante los períodos pluviales del Pleistoceno (Sellier de Civrieux, 1971). Al oeste de la cuenca de Choroní, se presenta la plataforma continental en la plataforma Golfo Triste, tiene 30 km de ancho y muestra un quiebre a 170 m de profundidad. Sellier de Civrieux (1977) observó tres niveles de terrazas submarinas preservadas en la plataforma exterior que representan las paleocostas.
La terraza más profunda tiene -146 m de profundidad, y las otras 2 están a -133 m y -90 m. La segunda terraza submarina, se considera correspondiente a la última glaciación, es decir, la glaciación Wisconsin (Sellier de Civrieux, 1977).
4.2. SISMOESTRATIGRAFÍA DEL MARGEN NORTE DE VENEZUELA
En el margen norte de Venezuela, a través de la estratigrafía sísmica de la plataforma y el análisis del relleno sedimentario de la plataforma La Guaira, han sido identificadas 5 discordancias erosivas denominadas horizontes (H1 al H5, del más profundo al más somero) todas ellas han sido utilizadas para definir 6 unidades sismo-estratigráficas principales (Figuras 4 y 5). Estas discordancias erosivas ocurren principalmente en la parte superior de las unidades, que son más pronunciadas y evidentes en el margen sur de la plataforma, cerca de la costa de la Cordillera de la Costa, y se gradúan en conformidades correlativas hacia el norte de la plataforma donde se profundiza el fondo marino. Además, es importante indicar que adicionalmente las discordancias están controladas tectónicamente por la FSS, debido a que ésta pasa muy cercana a la línea de costa proporcionándole la linealidad de la Cordillera de la Costa.
Figura 5 Perfil sísmico Var07 interpretado mostrando las respectivas unidades sismoestratigráficas comparándolas con las obtenidas en el Golfo de Cariaco por Van Daele, et al., 2001. Línea naranja: múltiple, línea fucsia: H1, línea azul claro: H2, línea morada: H3, línea verde: H4, línea amarilla: H5, línea azul oscuro: fondo marino actual.
Las unidades 6, 4 y 2 (Figuras 4, 5 y 6) presentan características de reflexión paralela de amplitud alta a media. La mayor amplitud se observa en el sur de la plataforma yendo a amplitud media hacia el norte. Estos depósitos son interpretados por procesos agradacionales. La unidad más somera (U6) corresponde a depósitos transgresivos. Comparando con los datos sísmicos de alta resolución de la plataforma Unare (Espinosa y Daza, 1985), ubicados más al este de la plataforma de Guaira, los depósitos del Holoceno presentan similitudes en su expresión sísmica.
Figura 6 Perfil sísmico Var07 interpretado mostrando las respectivas unidades sismoestratigráficas. Al sur del perfil se presenta la falla de San Sebastián (FSS).
Las unidades 1, 3 y 5, consisten en facies estratificadas paralela-subparalela con reflexiones de baja amplitud en la base, interpretadas como hemipelágicas mientras que la parte superior exhibe una reflexión de alta amplitud asociada con sedimentos detríticos más gruesos (Figuras 4, 5 y 6). La base de la U1 no es perceptible porque está enmascarada por el múltiplo del fondo del mar. El tope de esta unidad está caracterizado por el truncamiento de la reflexión causada por una posible baja y posterior exposición de la plataforma, para el caso de la U5, describimos el tope como la superficie correspondiente nivel bajo del mar (Figura 5) y los paquetes de la unidad se exhiben clinoformos progradantes (Figura 5).
Asimismo, pueden ser identificadas facies transparentes en los perfiles Var14 - Var26 (Figuras 4, 6 y 7), en el borde exterior de la plataforma y en la rotura de la pendiente, interpretándose como facies de banco de arrecife al igual que al norte del perfil Var14, documentada por Sellier de Civrieux (1977) para "Los Placeres" (La Guaira, Los Caracas y Caruao), como capas de arena con fondo calcáreo y tipo de asociación reliquia Amphistegina.
Figura 7 Perfil sísmico Var14 interpretado mostrando las respectivas unidades sismoestratigráficas. Al sur del perfil se presenta la falla de San Sebastián (FSS) cortando las facies interpretadas como arrecifes. Al norte se presenta la expresión del Placer de Los Caracas.
Finalmente, se presentan facies caóticas de alta amplitud, apreciadas principalmente en la cuenca Choroní, en zonas principalmente asociadas a fallamiento y zonas de deformación, sin embargo, en esta zona, los datos no muestran horizontes extendidos más profundos y unidades sísmicas fácilmente identificables, como fueron descritas en la plataforma de La Guaira. A pesar de ello, en la transición entre la plataforma de La Guaira y la cuenca de Choroní, la desembocadura del río Mamo marcada por el cañón del Mamo, pudieron identificarse en el perfil Lit40 las seis unidades correlacionadas con la plataforma de La Guaira, viéndose truncadas por numerosas fallas normales subverticales (Figura 8).
4.3.1. FALLA DE SAN SEBASTIÁN
La FSS corre cerca de 500 km de largo mar adentro a lo largo de la costa centro-norte de Venezuela, con una tasa de desplazamiento de unos 17mm/a (Pérez et al., 2018), como se ha mencionado, muy cerca de la costa de la Cordillera de la Costa (Figuras 4, 6 y 8), por esta razón muy pocas líneas sísmicas han podido identificar su expresión en el fondo marino.
Las prospecciones anteriores han capturado principalmente la misma traza identificada por Magnani et al. (2009), sin lograr obtener imágenes de la falla principal en la costa. Estas líneas sísmicas de alta resolución poco profundas de nuestros datos, han cortado la traza principal de la FSS permitiendo observar inclusive el plano de falla en algunas líneas. A partir de la zona oeste (Cuenca de Choroní), el plano de falla en las líneas Lit26 - 38 (Figura 10) se encuentra en el extremo izquierdo (extremo sur) de la línea, lo que indica que la falla se ubica casi por debajo de la línea de costa, en un fondo marino muy abrupto, pareciendo ser la extensión submarina del flanco norte escarpado de hasta 20° de la Cordillera de la Costa, donde apreciamos que la falla es casi perfectamente vertical. En estas líneas, podemos observar lo que pareciera ser escape de gas (Lit26, Figura 10), asociado directamente a la ubicación del plano de falla en el fondo marino, y en la línea Lit38 la falla es menos prominente (Figura 10), aunque parece estar en la primera ruptura de la pendiente de la plataforma.
Figura 9 Acercamiento del perfil Var12 donde se presenta la falla de San Sebastián con sus respectivos movimientos verticales y horizontales.
Figura 10 Perfiles sísmicos Lit26 (arriba) y Lit38 (abajo) donde se presenta la falla de San Sebastián (FSS) cortando el fondo marino, así como fallas secundarias denominadas F6, F5, F4 de sur a norte.
La traza principal, que presenta un plano de falla subvertical, está en el extremo izquierdo de ambos perfiles, muy cerca de la punta del perfil sur. Este hecho cambia ligeramente en la plataforma de la Guaira, donde la falla al este de Maiquetía parece mucho más simple y toda deformación parece acomodada por un plano de falla única muy agudo y conspicuo (Figuras 7). Entre Maiquetía y La Sabana (perfiles Var14 a 20), la FSS discurre por el borde norte o ruptura de una plataforma submarina colgante bastante estrecha, que se asemeja a un enorme banco de fallas (Figuras 8 y 10).
Aquí se confirma que la falla cerca del fondo del mar es perfectamente vertical a subvertical. En esta zona, la línea de costa también es más recta, con menos ensenadas y salientes que al oeste de Maiquetía, si se descartan los pocos salientes costeros asociados con la sedimentación moderna de abanicos aluviales. Solo la configuración particular de la costa, con una gran ensenada en La Sabana, cerca de Cabo Codera (Figura 3), hizo posible la mejor imagen de la FSS al este de Maiquetía a lo largo de la Cordillera de la Costa en el Noreste de Venezuela (Figura 9), en la que la Guaiquerí II podría navegar a través de la traza de la falla submarina, como lo demuestra la línea sísmica Var12, donde puede identificarse un escarpe de falla muy bien conservado con unos 1.5 m de altura (Figura 9).
4.3.2. FALLA DE LA TORTUGA
Esta falla rumbo deslizante dextral (Figura 11), está ubicada paralela y hacia el norte de FSS. Esta falla aparece en los perfiles Var01bis y Var03, hacia el oeste de éstos, los datos sísmicos (perfiles Var05, 07, 09 y 12) no alcanzaron la extensión lateral oeste de la falla, por lo que se infiere la LFT hasta el perfil Var14 donde la traza LFT no aparece reflejada en nuestros datos sísmicos. Por lo tanto, la falla corre a lo largo del borde sur de la plataforma La Tortuga (Figura 11) donde su extensión lateral está limitada a varias decenas de kilómetros como máximo, estando restringida a una posición aproximadamente al este de Cabo Codera, donde el LFT exhibe un desplazamiento vertical muy importante. (Figuras 11 y 12). Ciertamente, no se prolonga en la falla Oca-Ancón (Figuras 1 y 3), como una vez propusieron Schubert y Krause (1984); y tanto hacia el oeste como lo sostiene Beltrán (1993, 1994) en su mapa recopilatorio de Fallas Cuaternarias de Venezuela. Como nuestros datos indican y de acuerdo con Paolini (2012), al este del alto de la Tortuga, tampoco parece estar muy lejos.
Figura 11 Perfil sísmico Var03 interpretado mostrando las respectivas unidades sismoestratigráficas. Al norte del perfil se presenta la falla de La Tortuga cortando la plataforma de la isla La Tortuga.
4.3.3. FALLAS SECUNDARIAS
Adicional a la traza principal de la FSS fueron identificadas lo que llamamos fallas secundarias, de mucha menor extensión, pertenecientes, sin embargo, a todo este gran sistema de deformación.
En la transición entre la plataforma de La Guaira y la cuenca de Choroní, se presenta el cañón de Mamo, donde la vertiente superior del cañón muestra un segmento lineal de dirección N-S (Lit40, Figuras 3 y 4) con un cambio notable y abrupto al NO (Figuras 8 y 12) donde se identificaron las fallas F1, F2, F3 como responsables de esta estructura. Más al oeste de dicho cañón, un conjunto de fallas subverticales, en un número de hasta 3 planos principales (F4, F5 y F6, están contenidos en un corredor o franja tectónica de 10 a 12 km de ancho (Figuras 10 y 12), cortando el fondo marino y generando una importante zona de deformación (Lit26 y Lit38). Esto parece coincidir con el mapeo de Schubert y Krause (1984) para la región al oeste de Maiquetía.
5. Discusión y Conclusión
5.1. CRONOLOGÍA DE LA SISMOESTRATIGRAFÍA AL NORTE DE VENEZUELA Y ESTIMACIONES DE SUBSIDENCIA
Las principales discordancias definidas aquí (truncamientos de unidades progradantes o superficies de erosión, superficies escarpadas localmente, Figura 5) podrían correlacionarse a través de toda el área estudiada, a pesar de las diferentes morfologías a lo largo del margen.
Para convertir este marco sismoestratigráfico en cronológico, primero se planteó una comparación con los depósitos del Golfo de Cariaco con base en una estratigrafía sísmica detallada (Van Daele et al., 2011), el cual forma parte del mismo margen ubicado al este y construido sobre la prolongación de la Falla de San Sebastián: la Falla de El Pilar. Sin embargo, el escenario del Golfo difiere en su contexto sedimentológico, donde debido a una entrada poco profunda con el mar abierto, genera desconexión del mismo, generándose niveles evaporíticos que caracterizan los niveles eustáticos más bajos, facies que no observamos en nuestros datos. En lugar de ello se presentan truncamientos con erosión en los topes de las unidades por una posible exposición aérea de la plataforma. Así, se ha decidido discutir las fluctuaciones del nivel del mar en la plataforma de La Guaira considerando curvas globales (Waelbroek et al., 2002); y locales como la de Van Daele et al., (2011), permitiendo identificar, definir y proponer en función de los depósitos sedimentarios y las diferentes discordancias las respectivas edades correspondientes.
Las unidades 1, 3 y 5 de depósitos progradantes hacia el norte, son drenados de la Cordillera de la Costa por pequeños arroyos o ríos que descargan los sedimentos en la cuenca en dirección S-N. La cantidad de sedimento es escasa; pero se sabe que en épocas glaciales se produce una fuerte acumulación de ellos que se descarga durante épocas interglaciales (Audemard, 2003). Estas facies progradantes no se observan en todos los perfiles sísmicos, y la tectónica de la falla de San Sebastián juega un papel importante en el proceso sin sedimentario de estos depósitos, impidiendo el desarrollo de estas estructuras. Asimismo, las corrientes oceánicas a la deriva a lo largo de la costa pueden transportar parcialmente estos sedimentos a la cuenca de Choroní al oeste. Las características de estas unidades permitieron definir así para el tope de la unidad 1, el horizonte H1 de edad relativa MIS6 (~130ky) y para la discontinuidad más reciente observada en nuestros perfiles (H5), ha sido asociada al último máximo glacial, correspondiente al MIS2.
En cuanto a la subsidencia, una vez revisada la batimetría y los datos sísmicos, se estima que la Plataforma de La Guaira representa un bloque homogéneo bastante simple. Por lo tanto, elegimos la parte central de la Plataforma La Guaira para calcular una estimación del desplazamiento vertical de subsidencia que puede considerarse como un componente de la falla de San Sebastián de rumbo deslizante.
En la mayoría de los perfiles sísmicos, se considera que la discontinuidad más fuerte y ampliamente desarrollada corresponde al nivel bajo del nivel del mar MIS6 (Figura 5). Basado en correlación con curvas globales (Waelbroeck et al., 2002; Siddall et al., 2003) y con resultados referentes al Golfo de Cariaco (Van Daele et al., 2011). A este evento se le asigna una edad de 130 ky AP, considerándose el nivel del mar 130 m más profundo que en la actualidad. Para el evento MIS2 correspondiente a la edad 20 ky AP, se considera el nivel del mar 120 m más profundo que en el presente. Para nuestra estimación, usamos una velocidad de 1.5 km.s-1 para el agua de mar, una media de 1.6 km.s-1 para los sedimentos post-MIS2 y una media de 1.8 km.s-1 para los sedimentos acumulados entre el MIS2 y discontinuidades de MIS6, obteniendo un valor de subsidencia estimado de alrededor de 1.2 mm.año-1.
5.2. AMENAZA SÍSMICA
La identificación y trazado de la falla de San Sebastián, de la Falla de La Tortuga y fallas secundarias menores, permite establecer mejores estimaciones de la amenaza sísmica. Por su condición de ubicación costa afuera, ha sido objeto de discusiones la ubicación de los epicentros de los sismos históricos, como es el caso del sismo de 1900 (Figura 3) quienes ubican el epicentro sobre la falla de La Tortuga (Hernández y Schmitz, 2010) así como quienes estimamos que la falla responsable es la falla de San Sebastián (Colón et al., 2015). Usando la relación empírica de Wells y Coopersmith (1994) sugerimos que para el sismo de 1900 (Figura 3), donde estimamos una longitud de ruptura de aproximadamente 100 km, valores de magnitud del orden de ~7.4, similares a los obtenidos por Fiedler (1988) y Vásquez et al., (2020) que podrían estimarse como los máximos valores para dicha falla. En el caso de la falla de la Tortuga, asumiendo una longitud de ruptura de alrededor de 25 km, se estima un sismo de magnitud Mw~6.7. En la región central las mediciones geodésicas (Pérez et al., 2018) arrojan una tasa de deslizamiento de FSS de 17 mm.a, calificándola así, respecto a la falla de La Victoria (ubicada al sur de FSS), como la principal falla que acomoda el movimiento en la región entre las placas SA-EC. Estos valores indican, que si se desliza a ~17 mm, el segmento occidental de ~100 km de largo de esta falla ha acumulado aproximadamente 3.4 m de deslizamiento potencial desde que se rompió por última vez en 1812 (Audemard, 2002; Choy et al., 2010), esta energía acumulada podría ser liberada durante un gran terremoto de Mw ~7, de acuerdo con lo sugerido por Pérez et al., (2018).
