INSTITUTO SUPERIOR POLITÉCNICO “José Antonio Echeverría”

FACULTAD DE INGENIERÍA CIVIL CARRERA DE INGENIERÍA GEOFÍSICA

TRABAJO DE DIPLOMA

Trabajo presentado en opción al título de Ingeniera Geofísica

INDICADORES DE PALEOSISMICIDAD DERIVADOS DE ESPELEOTEMAS FRACTURADAS EN CAVERNAS DEL CAMPO GASOPETROLÍFERO DE BOCA

DE JARUCO, MAYABEQUE, CUBA

Autora: Lisbeth Núñez Haugh

Tutor: Dr. José Antonio Díaz Duque. Co-tutor: Geol. MSc. Leslie F. Molerio León.

La Habana, junio de 2016.

AGRADECIMIENTOS:

Quisiera agradecer a todas aquellas personas que de una forma u otra han contribuido en mi formación durante estos años. Mis más sinceros agradecimientos a mis padres: Ada y Francisco, pues con muchos sacrificios y amor me brindaron todo su apoyo para que pudiera vivir esta experiencia única que es estudiar en la universidad. MIL GRACIAS a los dos por su entrega, preocupación, consejos oportunos, y constancia en mi educación, por haber sentido cada minuto de mi tránsito por la universidad como suyo. A mis hermanos y abuelas por su apoyo e incentivos a luchar por mis objetivos. A Jesús quien ha sido mi compañero de luchas, emociones, venturas y desventuras, gracias por alentarme y animarme siempre. En general a toda mi familia, gracias por su preocupación, los quiero mucho. A mis tutores: Dr. José Antonio Díaz Duque y MSc. Leslie F. Molerio León muchas gracias por permitirme el privilegio de contar con sus asesorías, por compartir sus experiencias y sabiduría, consejos y ayuda en general prestada a lo largo de la realización del trabajo de diploma. A todas las personas que conocí en la empresa Inversiones Gamma: Evelio Balado, Carlos Aldana, Carlos Díaz Guanche, Betty Castro, Sayuri Mendes y Hermes Farfán, a todos muchas gracias por el apoyo en este período de tesis. A todos los profesores del Departamento de Geociencias por su influencia en mi preparación y exigencia, porque sin su dedicación y tenacidad nuestra carrera no existiría, en especial al Dr. Rolando García Sánchez, y a los Doctores Ramón González Caraballo y Héctor Manuel Fernández Núñez muchas gracias por la valiosa ayuda prestada. Un agradecimiento especial a personas que me brindaron su ayuda, tiempo y colaboraron conmigo en este período, al Dr. José Luis Cuevas Ojeda del CENAIS, a Arniel A. Ramírez Domínguez, del IGP a Alfredo del Centro de Información y Magalys del Departamento de Geofísica, al espeleólogo Vladimir Otero, al Dr. José Gemén Luis Prol Betancourt y a la MSc. María Rifá Hernández de DigiCupet y de la Oficina Nacional de Recursos Minerales a Infante y Marisel. A todos mis compañeros de aula por compartir durante este tiempo tantas alegrías, momentos no tan felices y anécdotas inolvidables, a todos GRACIAS porque con el tiempo aprendimos a aceptarnos, a querernos y a mi juicio todos aprendimos algo de cada uno. A los amigos que perduran con el tiempo: Adria, Mily, Diana, Yailys y a los que se suman a la lista con la alegría y picardía que los caracteriza: Arniel, Pablo, Tamy, Dianelys, Yaimel, Dailin, Humberto, Julian, Melvis, Karla y el mejor enano que he conocido, Yosbel.

DEDICATORIA:

A mis seres más queridos, mis padres, hermanos, abuelas y novio por su infinito

amor, paciencia, comprensión, dedicación y apoyo incondicional.

A mis abuelos que aunque no estén entre nosotros siempre me incentivaron la

superación personal y porque sé que estén donde estén estarán muy orgullosos de

mí.

RESUMEN. El yacimiento gasopetrolífero de Boca de Jaruco se inscribe en un territorio de sismicidad media a baja. Este cuenta con una intensa actividad petrolera por lo que se requiere de un adecuado sistema de prevención sísmica que garantice la estabilidad y protección tanto de la población que se sustenta en la región como de las instalaciones en tierra. El área cuenta con aproximadamente 19 cavernas donde existe un número importante de estalactitas y estalagmitas fracturadas, desplazadas y colapsadas que proporcionan un registro significativo que puede contribuir a sustentar los registros prehistóricos de movimientos sísmicos. El objetivo general del trabajo consiste en validar indicadores de paleosismicidad derivados de espeleotemas fracturadas para identificar eventos paleosísmicos. Para estos fines se utilizó información geólogo-geofísica local y regional e información derivada de las mediciones de datos estructurales locales. Se implementaron mejoras a las técnicas de adquisición de datos estructurales, contribuyendo de esta manera a perfeccionar la metodología de identificación de evidencias paleosísmicas y se utilizaron para el procesamiento de dichos datos diversos métodos de caracterización de paleosismos descritos en la literatura, además se emplearon los métodos geofísicos, lo cual constituyó uno de los aportes de la presente investigación. Se contribuyó a incrementar los conocimientos del área, al realizar una aproximación del período de recurrencia por métodos indirectos, así como a gestionar los riesgos en la región. Palabras claves: Cuba, paleosismicidad, métodos geofísicos, espeleotemas, terremotos.

ABSTRACT. The gas-oil field of Boca de Jaruco is register in a territory of medium seismicity to low. This oilfield has an oil intense activity so it requires an adequate seismic prevention system that ensures stability and protection of the population is based in the region and shore facilities. In addition, the area counts with about 19 caves where there is a large number of stalactites and stalagmites fractured, displaced and collapsed that provide significant record that can help to support the prehistoric records of earthquakes. The overall objective of the work is to validate paleoseismicity indicators derived from broken speleothems to identify paleoseismic events. Local and regional geologist-geophysics information and derived information from measurements of structural data are used for these purposes. The acquisition techniques structural data improvements were implemented, thus contributing to improve the methodology for identifying paleoseismic evidence and used for processing such data diverse characterization methods of paleoseismic, the geophysical methods were also used which was one of the contributions of this investigation. This presentation helped to increase knowledge of the area, to make an estimate of the period of recurrence by indirect methods, and manage the risks in the region. Key words: Cuba, paleoseismicity, geophysical methods, speleothems, earthquakes.

ÍNDICE:

INTRODUCCIÓN. ....................................................................................................... 1

CAPÍTULO I: CARACTERÍSTICAS GENERALES DEL ÁREA DE ESTUDIO. ......... 5

1.1 Características físico- geográficas. ............................................................ 5

1.1.1 Relieve y Geomorfología. ...................................................................... 6

1.1.2 Flora y fauna. ......................................................................................... 7

1.1.3 Hidrología. .............................................................................................. 7

1.2 Geología del área de estudio. ..................................................................... 8

1.3 Estudios geofísicos del área. .................................................................... 12

1.4 Sismicidad de la zona. ............................................................................... 13

1.5 Experiencias de la aplicación de los indicadores de paleosismicidad

derivados de espeleotemas. ............................................................................... 16

1.6 Fundamentación teórica de los indicadores de paleosismicidad

derivados de espeleotemas. ............................................................................... 20

Conclusiones parciales del capítulo I. ............................................................... 25

CAPÍTULO II: METODOLOGÍA DE ADQUISICIÓN Y PROCESAMIENTO DE LA

INFORMACIÓN DE BOCA DE JARUCO. ................................................................ 27

2. 1 Características generales de los datos gravimétricos y magnéticos. ... 27

2.1.1 Descripción de los campos potenciales. ........................................... 28

2. 2 Reconocimiento de la zona. ...................................................................... 30

2.2.1 Cavernas seleccionadas para las mediciones. ................................. 31

2.2.2 Adquisición de los datos estructurales. ............................................ 32

2. 3 Metodología de procesamiento................................................................. 33

2.3.1 Procesamiento de datos geofísicos. .................................................. 33

2.3.2 Procesamiento de datos estructurales. ............................................. 34

2. 4 Materiales complementarios empleados. ................................................ 42

Conclusiones parciales del capítulo II. .............................................................. 46

CAPÍTULO III: RESULTADOS E INTERPRETACIÓN DE LOS DATOS

GEOFÍSICOS Y ESTRUCTURALES DE BOCA DE JARUCO. ................................ 48

3. 1 Resultados de los procesamientos a los campos potenciales. ............. 48

3. 2 Interpretación integrada de los campos potenciales y sus

transformaciones con los resultados de los análisis morfométricos. ............ 53

3. 3 Resultados del procesamiento de los datos estructurales e

interpretación. ...................................................................................................... 55

Conclusiones parciales del capítulo III. ............................................................. 57

CONCLUSIONES. .................................................................................................... 58

RECOMENDACIONES. ............................................................................................ 59

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS. ........................................................................ 60

ANEXOS. .................................................................................................................. 65

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INTRODUCCIÓN.

A nivel internacional se han promovido las investigaciones paleosísmicas resultando exitosas en diferentes áreas del mundo complementando así los registros de terremotos históricos con eventos prehistóricos. Estas investigaciones se han basado en estudios tectónicos y en una cierta variedad de archivos geológicos que contienen evidencias de actividad sísmica, como la deformación de sedimentos lacustres, lentes de arena en sedimentos acumulativos de inundaciones, inestabilidad de pendientes, travertinos, deformación de terrazas, clastificación y colapso de espeleotemas en cavernas (Becker et al., 2005). Las cavernas representan un potencial importante para identificar el registro completo de eventos prehistóricos asociados a paleosismos, de ellas las espeleotemas y en particular las estalagmitas y estalactitas fracturadas son indicadores bastante preservados de estos eventos. En Cuba se han realizado muy pocos trabajos de investigación en torno al registro de indicadores de paleosismicidad derivados de espeleotemas fracturadas en cavernas (Molerio et al., 2016a). Los estudios paleosismológicos son especialmente recomendados en zonas de sismicidad media a baja o donde las estructuras sismogénicas no están bien definidas, precisamente porque permiten extender los registros a largos períodos de retorno (Becker et al., 2005). Uno de los aportes de la presente investigación consiste en la aplicación de los métodos geofísicos a este tipo de estudios paleosismológicos pues una interpretación integrada y rigurosa de los métodos geofísicos disponibles arrojará resultados promisorios en relación a la detección de litologías cársticas, sistemas de cavernas, así como morfoalineamientos tectónicos y fallas que pudieran estar influenciando en los daños de los espeleotemas. La necesidad de prolongar los registros sísmicos en zonas donde los intervalos de recurrencia son largos y exceden el período cubierto por los registros instrumentales e históricos de estos eventos resultan fundamentales para garantizar la gestión integrada de los riesgos. La paleosismicidad es una herramienta indispensable en la determinación del riesgo sísmico. Conocer el riesgo sísmico y sus efectos inducidos es fundamental en la ordenación del territorio. Aunque la mayor actividad sísmica de Cuba se registra en la parte oriental de la isla por su proximidad al contacto entre las placas Caribe y Norteamericana, en la región centro-occidental también ocurren eventos sísmicos con cierta frecuencia asociados a la presencia de otras zonas sismogeneradoras. El sistema cárstico de Boca de Jaruco es especialmente importante a estos efectos debido a que se inscribe en un territorio de sismicidad baja a media, está sometido a un desarrollo de sus recursos gasopetrolíferos y se requiere de un adecuado sistema de prevención sísmica que garantice la estabilidad y protección de las instalaciones

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en tierra (ductos, pozos de explotación, sistemas de almacenamiento y tratamiento primario) así como de la población que se sustenta en la región. Además en el área existe un número importante de estalagmitas y estalactitas fracturadas, desplazadas y colapsadas que proveen un registro especialmente significativo que puede contribuir a fundamentar eficazmente los registros no instrumentales de movimientos sísmicos, es por tales motivos que el problema científico a cuya solución contribuye la presente investigación es la necesidad de validar el uso de los espeleotemas fracturados como indicadores de paleosismicidad. Siendo el objeto de estudio los indicadores de paleosismicidad y el campo de acción los indicadores de paleosismicidad en cavernas del yacimiento Boca de Jaruco. En el trabajo de diploma se persigue como objetivo general: validar indicadores de paleosismicidad derivados de espeleotemas fracturadas para identificar eventos paleosísmicos y como objetivos específicos:

Perfeccionar la metodología de identificación de evidencias paleosísmicas en cavernas.

Contribuir a mejorar los estimados del área de peligro sísmico para las normativas constructivas, la planificación urbana y la prevención de desastres.

Como solución supuesta del problema científico planteado o hipótesis de trabajo se tiene: que mediante el uso de los espeleotemas fracturados y la información geólogo-geofísica se podrán identificar eventos paleosísmicos en el yacimiento Boca de Jaruco. Para el desarrollo de la investigación científica los métodos utilizados fueron los siguientes: Métodos empíricos: Observación: Este método se empleó para determinar a través de la selección de materiales primarios y la revisión bibliográfica, reportes de investigaciones previas desarrolladas nacional e internacionalmente las peculiaridades del área de estudio y también valorar la aplicabilidad de la paleosismicidad en dicha zona. Además se utilizó para hacer un análisis visual del comportamiento de los campos potenciales en la zona. Medición: Se realizaron mediciones de los parámetros geométricos de espeleotemas colapsadas, desplazadas y agrietadas, así como de espeleotemas sanas, ubicadas según su tipo genético, morfológico y generacional en los depósitos de cavernas, correlacionándolas con fenómenos y procesos de clastificación y solifluxión en las cavernas. Desplazamientos evidentes en el piso, techo y paredes fueron cartografiados y medidos. Algunas de estas formaciones fueron colectadas para determinar ciertas propiedades físico-mecánicas, como módulo de Young y comparadas con los resultados de determinaciones de estos parámetros en muestras colectadas en perforaciones geotécnicas y cartografía geológica del área.

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Por tipo genético (sean formaciones climáticas o de caudal) y por asociaciones generacionales se aplicó el nomograma de Lacave et al. (2000), para determinar la frecuencia natural de las espeleotemas seleccionadas. Métodos teóricos. Analítico-sintético: Mediante la recopilación y revisión crítica de la documentación bibliográfica y la síntesis de las principales teorías y conceptos se pudo obtener un conocimiento más general de la aplicación de la paleosismicidad para prolongar los registros sísmicos y así gestionar los riesgos en la región. Hipotético-deductivo: Se utilizó para el planteamiento de la hipótesis de trabajo y la consecuente elaboración de la metodología y técnicas a aplicar durante la investigación para la comprobación de la misma. Métodos particulares. Los métodos particulares empleados son los métodos geofísicos gravimétricos y magnéticos. A los datos correspondientes en ambos casos se les realizó un análisis del comportamiento de los campos sin transformaciones, y posteriormente se les aplicaron algunas técnicas de procesamiento para así identificar sistemas de fallas, lineamientos, litologías cársticas y sistemas de cavernas. Las tareas ejecutadas para dar respuesta a los objetivos fueron:

1. Investigación bibliográfica. 2. Selección de las cavernas a investigar. 3. Preparación de la guía de documentación de campo. 4. Ejecución del trabajo de campo. 5. Procesamiento de la información de campo y generalización de la data

histórica e instrumental disponible. 6. Localizar evidencias geológicas de terremotos pasados conservadas en

cavernas. 7. Reprocesamiento de la información geofísica. 8. Determinar los períodos de recurrencia de estos movimientos. 9. Sistematización y generalización de la información. 10. Interpretación integrada. 11. Elaboración del Informe final de la investigación. 12. Defensa de los resultados del trabajo de diploma.

Los principales resultados alcanzados fueron:

Metodología de identificación de evidencias paleosísmicas en cavernas. Mejoras en los estimados del área de los peligros sísmicos para las

normativas constructivas, la planificación urbana y la prevención de desastres. Al profundizar en la utilidad de los indicadores de paleosismicidad derivados de espeleotemas fracturadas como vía para identificar eventos paleosísmicos se pudo:

1. Incrementar los conocimientos del área. 2. Prolongar la serie de registros sísmicos.

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3. Fechar períodos de recurrencia. 4. Gestionar los riesgos en la región.

El presente trabajo de diploma consta de introducción, tres capítulos, conclusiones, recomendaciones, referencias bibliográficas y anexos. En el capítulo I: “Características generales del área de estudio” se describen las características generales del área de estudio, enfatizando en su relieve, geomorfología, sismicidad y geología, también se esclarece la fundamentación teórica de los indicadores de paleosismicidad derivados de espeleotemas que sustenta la investigación. En el capítulo II: “Metodología de adquisición y procesamiento de la información de Boca de Jaruco” se abordan todos los aspectos referentes a la metodología de adquisición y procesamiento de los datos geofísicos y la información derivada de los datos estructurales del área. En el capítulo III: “Resultados e interpretación de los datos geofísicos y estructurales de Boca de Jaruco” se puntualizan los principales resultados sobre la base de la interpretación realizada. El trabajo consta de tres conclusiones y seis recomendaciones. Existen 48 referencias bibliográficas y se presentan 2 anexos.

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CAPÍTULO I: CARACTERÍSTICAS GENERALES DEL ÁREA DE ESTUDIO. En el presente capítulo se exponen la ubicación geográfica del área de estudio y las características fundamentales del relieve, geomorfología, hidrogeología, flora y fauna. Se describen las formaciones geológicas que afloran en el área y las propiedades físicas que presentan las rocas de dichas formaciones. Se brinda un resumen de las principales investigaciones desarrolladas a nivel internacional relacionadas con la paleosismicidad y se precisan los aspectos teóricos que fundamentan la investigación. 1.1 Características físico- geográficas. El área de estudio se encuentra en el municipio Santa Cruz del Norte, en la provincia Mayabeque (Figura 1); la misma limita al norte con el océano Atlántico, al oeste con la desembocadura del río Jaruco, al este con Punta Jijira y al sur con el parte agua principal del río Jaruco.

Figura 1. Ubicación del área de estudio.

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Las coordenadas extendidas del área de estudio se aprecian en la tabla 1.

Tabla 1. Coordenadas del área de estudio en Proyecciones NAD 27 Cuba-Norte y coordenadas geográficas.

Proyección NAD 27 Cuba-Norte Coordenadas geográficas

Vértice Coordenada X Coordenada Y Coordenada X Coordenada Y

1 400000 373000 -81,976656 23,184269

2 395000 373000 -82,025222 23,184269

3 395000 369000 -82,025222 23,1478151

4 400000 369000 -81,976656 23,1478151

El Consejo Popular de Boca de Jaruco cuenta con una población de 1155 habitantes. La actividad económica fundamental está relacionada con la exploración y producción de petróleo. 1.1.1 Relieve y Geomorfología. El relieve del territorio fue conformado por una combinación temporal de procesos abrasivos, con cierta influencia de eventos neotectónicos. Ello originó superficies planas jóvenes, escalonadas y superpuestas, que constituyen su rasgo geomorfológico distintivo. La variación en la posición del nivel del mar ha ejercido un fuerte control sobre el desarrollo del relieve en la región. Desde el punto de vista morfoestructural es importante destacar la existencia de morfoalineamientos bien expresados en el relieve pero con predominio de ascensos neotectónicos débiles en el terreno que se hacen notables. En general, la zona parece ser un bloque deprimido pero sometido a un ligero levantamiento reciente (Gamma, 2012). Por el conjunto de rasgos geomorfológicos el área está ubicada en la Macrorregión Occidental, Mesorregión La Habana-Matanzas, Grupo de regiones Alturas de La Habana-Matanzas, Subgrupo Alturas del Norte de La Habana-Matanzas, Región Morro-Matanzas. La litología carbonatada determina la presencia de espeleogénesis epigenética que originan formas cársticas como dolinas, ponores y cavernas, parcialmente enmascaradas por la antropización del territorio. En las rocas más jóvenes se ha dado, también un proceso de desarrollo de carsificación singenética, favorecida por la elevada porosidad primaria de las rocas (Gamma, 2012). El área de estudio cuenta con aproximadamente 19 cavernas relativamente accesibles, la ubicación de las mismas se puede apreciar en la figura 2.

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Figura 2. Ubicación de las cavernas presentes en el área de estudio (Otero, 2016).

1.1.2 Flora y fauna. La flora de este territorio presenta como características principales la microfilia y la micrantia (hojas y flores pequeñas) de la mayor parte de sus especies. Este carácter xeromórfico, rasgo esencial de la flora costera e insular, constituye una manifestación de las estrategias evolutivas que han adoptado estas especies ante las difíciles condiciones ecológicas que imponen el escaso régimen de precipitación y la elevada salinidad por la fuerte influencia marina; unido al efecto secante de los vientos, a la sequedad edáfica derivada de los suelos pobres en nutrientes y a las rocas carbonatadas sobre las que se desarrollan. La fauna nativa se encuentra en los hábitats conformados por los bosques y matorrales secos costeros y los manglares. En el territorio predominan las especies nativas o introducidas con tendencia generalista e indicadoras de alteraciones antrópicas, las más comunes y autóctonas son las aves y los reptiles y vacas, caballos y perros dentro de las especies introducidas (Gamma, 2012). 1.1.3 Hidrología. El río Jaruco (Figura 3) es la única y más importante corriente fluvial del territorio, cuyo tercio inferior constituye el límite occidental del área. Es un río consecuente que ha cortado absolutamente todos los niveles de terrazas marinas y superficies de erosión ortogonalmente. Localmente debe haber funcionado como nivel de base de erosión.

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Figura 3. Río Jaruco a la altura del muelle de la Base de Campismo Boca de Jaruco en dirección

aguas arriba (Gamma, 2012).

El río (y paleo río) Jaruco constituyen el nivel de base de erosión cárstica, los sistemas de flujo cárstico están asociados a un carso mixto de tipo epigenético-hipogenético, donde la mezcla de aguas carbonatadas y sulfatadas ha provocado el desarrollo de formas cársticas subterráneas singulares a diferentes niveles y no comunicadas directamente, como son los casos de Cinco Cuevas y Don Martín (Gamma, 2012). En el área no hay escurrimiento superficial alguno y las aguas subterráneas se encuentran fuertemente salinizadas por la intrusión marina y resultan muy limitadas para el abasto doméstico y el uso agropecuario, aunque conservan buena capacidad para el abastecimiento industrial si se adoptan las previsiones adecuadas para minimizar los eventuales efectos nocivos de la salinización de las aguas. La comunidad de Boca de Jaruco se abastece de un pozo de agua dulce (Gamma, 2012).

1.2 Geología del área de estudio. La cobertura neoautóctona o postorogénica del Eoceno Medio-Superior-Cuaternario, depositada en condiciones tectónicamente tranquilas, caracteriza toda el área de estudio. La litología presente corresponde con el complejo carbonatado de las formaciones Vedado y Güines, formadas esencialmente por calizas organógenas, organógeno detríticas, biohérmicas, cavernosas interestratificadas con margas y calizas arcillosas del mismo complejo carbonatado-terrígeno formado básicamente por las margas y calizas arcillosas de la Formación Cojímar. Formación Cojímar (cj): Las rocas neogénicas más antiguas del área se corresponden con la Formación (Fm.) Cojímar, de edad Mioceno inferior a medio. Se compone de margas calcáreas, arcillosas, arenáceas, a veces nodulares, calizas biodetríticas arcillosas de grano fino

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a medio, calcarenitas de matriz margosa y arcillas. Sus colores predominantes son el crema, amarillento, blancuzco y grisáceo (IGP, 2014). Yace concordantemente sobre las formaciones Jaruco, Colón (parte indiferenciada) y su Miembro Coliseo; yace discordantemente sobre las formaciones Consuelo, Guanajay, Jabaco, Nazareno, Peñalver, Punta Brava, Vía Blanca, Tinguaro, el Grupo Mariel (formaciones Madruga y Capdevila), la Fm. Universidad, y sobre las ultramafitas. Se cubre concordantemente por la Fm. Güines y discordantemente por las formaciones Vedado y Villarroja. Lateralmente transiciona a las formaciones Caobas, Güines y Paso Real (Figura 4).

Figura 4. Margas blanco-amarillentas de la Fm. Cojímar descubiertas en los cortes de la Cantera de

Naroca. La parte superior del corte muestra el contacto erosivo con las rocas carbonatadas de la Fm. Güines (Gamma, 2012).

Formación Güines (gn): La edad de la formación es Mioceno Inferior parte alta - Mioceno Superior parte baja, aunque su mayor volumen se ubica entre el Mioceno Medio parte alta y el Mioceno Superior. Las rocas de Fm. Güines afloran al sur del área y han sido descubiertas por las excavaciones para las cimentaciones de las calderas de la planta de gas (Figura 5). Está constituida, en su conjunto, por calizas generalmente masivas y organógenas, que se caracterizan por presentar un carso con un buen desarrollo diferenciado. Se reconocen diferentes tipos de calizas en la secuencia: coralinas, organógeno-detríticas, organógeno-relícticas, recristalizadas, dolomitizadas, arcillosas. En menor proporción se encuentran dolomitas, dolomitas calcíticas, calcarenitas y margas calcáreas. La Fm. Güines yace concordantemente sobre la Fm. Cojímar y subyace discordantemente bajo las rocas carbonatadas del Plioceno Superior-Pleistoceno Inferior que, en la región, están representadas por la Fm. Vedado (Gamma, 2012).

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Figura 5. Calizas masivas, duras y recristalizadas de la Fm. Güines descubiertas en las excavaciones

para las cimentaciones de las calderas y los generadores de la Planta de Gas de Boca de Jaruco (Gamma, 2012).

Formación Vedado (vd): La Fm. Vedado está constituida por calizas organógeno-detríticas y organógenas, principalmente coralinas (Figura 6), menos frecuentemente conchíferas y algales, de color blanco, crema clara o gris claro y calcarenitas de los mismos colores, densas, con frecuencia aporcelanadas. De edad Plioceno Superior - Pleistoceno Inferior sus depósitos se localizan relativamente próximos a la línea costera actual, formando los niveles de terrazas marinas II, III de la región Habana-Matanzas (Gamma, 2012).

Figura 6. Caliza coralina de la Fm. Vedado. En primer plano un coral recristalizado, en posición de

crecimiento (Gamma, 2012).

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Formación Jaimanitas (js): Sobre las rocas de la Fm. Vedado yacen las calizas organógeno-detríticas y organógenas, principalmente coralinas y conchíferas, así como calcarenitas, de color gris pardo y gris claro, débilmente consolidadas, a veces cretosas, y localmente duras de la Fm. Jaimanitas, de edad Pleistoceno Superior parte baja. Estas rocas afloran por todo el litoral de la zona de interés y llegan hasta la Vía Blanca. Estas rocas sobreyacen discordantemente a la Fm. Vedado cuyo límite superior es erosivo (Gamma, 2012). Aunque las mediciones que se llevan a cabo en la presente investigación se realizan en cavernas, no resulta imprescindible el análisis de la geología que se encuentra en profundidad, sino solamente de la que está aflorando en la región (Figura 7).

Figura 7. Fragmento del mapa geológico de Cuba (Escala original 1:100 000), con la geología

superficial del área de estudio.

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Desde el punto de vista tectónico en el área de estudio según el mapa geológico solo se registra una falla demostrada que es la que se aprecia en la figura 7 por una línea continua en color rojo. Dicha falla, posterior a los sedimentos del Mioceno, fue producto de movimientos neotectónicos. Es importante esclarecer que esta falla no tiene ninguna relación con la formación del sistema de terrazas, el cual fue condicionado por las fluctuaciones del nivel del mar y la neotectónica (Balado, 2016). Se conoce además que existe una falla que atraviesa el río Jaruco que está determinada por métodos geomorfológicos. Otros aspectos a considerar para posteriores análisis son que cada movimiento tectónico mantiene un estilo, que es la consecuencia de la dirección de los esfuerzos principales, es por eso que los movimientos a escala global (macro) también se distinguen a escala micro o más locales. Cuando se relacionan los estilos de deformación de las estructuras medidas en las cavernas con los movimientos tectónicos a escala regional se puede establecer una aproximación direccional; si estos estilos no tienen similitudes se trata entonces de movimientos locales, nuevos. La siguiente tabla contiene las propiedades físicas de las formaciones presentes en el área estudio. La información contenida en la misma se extrajo de un proyecto de compilación y sistematización de las propiedades físicas de la región occidental del país (Pérez et al., 2012).

Tabla 2. Propiedades físicas de las rocas de .las formaciones que afloran en el área de estudio (Pérez

et al., 2012).

Formación

Densidad g/cm3 Susceptibilidad Magnética x10-6

Mín. Máx Promedio Mín. Máx. Promedio en SI

Cojímar(cj)

1.29 2.08 1.89 0 0.058 0.0294

Güines(gn)

Calizas Coralinas

1.96 2.98 2.45 - - -

Dolomitas 2.71 2.85 2.80 - - -

Jaimanitas(js)

1.7 2.44 2.12 0 0.04 0.02

Vedado(vd)

2.30

0.246

La importancia de contar con estos datos radica en que su conocimiento es uno de los requisitos para la exitosa interpretación de las técnicas geofísicas. Según la tabla 2 las rocas que mayor densidad presentan en el área son las de la Fm. Güines, y las de menor densidad son las de la Fm. Cojímar, identificándose a su vez que los mayores valores de susceptibilidad magnética corresponden a la Fm. Vedado. 1.3 Estudios geofísicos del área. El yacimiento gasopetrolífero Boca de Jaruco es uno de los reservorios carbonatados de la Franja Norte de Crudos Pesados, siendo uno de los principales del país, por su alta productividad y desarrollo (Valladares et al., 2013).

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La gran mayoría de los estudios con métodos geofísicos que han incluido el área han sido de carácter regional, algunos con fines de prospección de minerales metálicos, otros para estudiar recursos hídricos (Rocamora et al., 2009) y fundamentalmente para la exploración gasopetrolífera (Domínguez et al., 2014). Las campañas sísmicas se han ejecutado con fines puramente petroleros, para contornear estructuras en el subsuelo favorables para la acumulación de petróleo. Los campos potenciales han sido muy utilizados y efectivos de forma directa o como apoyo en la localización de estructuras petroleras (Rifá y Prol, 2005). De forma general puede comentarse que los altos estructurales están asociados en esta región a distintas anomalías gravitacionales cuya identificación ha constituido históricamente un poderoso recurso que ha ayudado a la planificación de los trabajos sísmicos. Los pozos que se encuentran en el litoral costero del área han sido estudiados de diversas formas y por diferentes métodos en un inicio con el fin de descubrir dicho yacimiento y en la actualidad para garantizar una estabilidad en las producciones (Gómez et al., 2002). Las secuencias de rocas carbonatadas presentes en los mismos han sido investigadas mediante información detallada de núcleos (tanto en litología, edad, petrofísica), caracterización de electrofacies (a partir de registros de resistividad en sus variantes de sondas gradiente y potencial), registros de potencial espontáneo, registros radioactivos de gamma natural para la diferenciación litológica y neutrón gamma cómo método de porosidad y registro cáliper para conocer el estado del diámetro de pozo, con el objetivo de definir la litología y la caracterización del reservorio (Rodríguez et al., 2012). 1.4 Sismicidad de la zona. El territorio del archipiélago cubano, desde el punto de vista geodinámico, pertenece a la placa litosférica de Norteamérica (Cotilla y Álvarez, 2001). Según Chuy (1999): “desde el punto de vista sismogénico, el territorio cubano presenta dos formas sismogeneradoras principales: de límites de placa y de interior de placa”. El área de trabajo presenta sólo del segundo tipo. Cuba Occidental se considera un macrobloque, el que fue dividido, a su vez, en tres mesobloques morfoestructurales. La región de estudio se enmarca en el mesobloque Habana-Matanzas, el cual presenta movimientos verticales recientes con una intensidad mayor de -2.0 a + 10.0 mm/año. La región septentrional Habana-Matanzas tiene una morfoestructura en bloque dividida por el morfoalineamiento Santa Cruz del Norte-Jaruco. Al oeste del mismo se registran descensos relativos de –2.0 a –2.5 mm/año en la zona de la Bahía de La Habana, mientras que al este comienzan los levantamientos escalonados en bloques, que crecen hacia el este hasta 6.0 – 8.0 mm/año (Gamma, 2012).

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La sismicidad es baja, ya que el área se encuentra en un territorio intraplacas y alejado de las mayores zonas sismo generadoras del mega bloque cubano. Sin embargo, el área está ubicada próxima a una de las fallas activas de Cuba Occidental: la falla Habana. Los reportes macrosísmicos señalan que han ocurrido terremotos en ciudades vecinas como La Habana, Matanzas, Jaruco, Santiago de las Vegas, Tapaste y el poblado de Ganuza. Se reportan unos 30 entre perceptibles y VI grados en la escala MSK (Gamma, 2012). En la figura 8 se aprecia un mapa con la distribución de los terremotos que fueron perceptibles en el occidente y los que tuvieron epicentro en la Habana, este mapa fue elaborado en Surfer 11 a partir de los datos del catálogo de Chuy hasta 1998 modificado por Gamma (2012) y en la figura 9 se pueden observar la ubicación de los terremotos que tuvieron su epicentro en el occidente del país, desde 1999 hasta el año 2015,este mapa se realizó en Surfer 11 también sobre la base de los datos del servicio sismológico de Cuba. La información con la que se contaba para realizar el mapa de la figura 8 no contenía los datos de cantidad de estaciones sismológicas que registraron dichos epicentros. Los epicentros que se representan en la figura 9 fueron detectados por al menos 3 estaciones sismológicas y como máximo 8.

Figura 8. Ubicación de los epicentros de los terremotos que fueron perceptibles en el Occidente y los que tuvieron epicentro en la Habana hasta 1998 (Elaborado a partir de los datos de Gamma, 2012).

La actividad sísmica de la región puede ser catalogada como de baja a moderada. La frecuencia media de ocurrencia de terremotos es baja, y el régimen sísmico se caracteriza por picos de actividad que alternan con prolongados períodos de calma. En la tabla 3 se pueden observar los sismos ocurridos con epicentro en la antigua provincia La Habana, es decir, en las proximidades de la zona de trabajo. Estos sismos se reportan como eventos perceptibles, donde se observa que, a pesar de los bajos valores de magnitud, se han reportado sacudidas algo fuertes producto del carácter superficial de los mismos.

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Figura 9. Ubicación de los epicentros de los terremotos en el Occidente desde 1999-2015 (Elaborado

a partir de los datos de CENAIS, 2015).

Tabla 3. Sismos perceptibles con la zona epicentral en el territorio de la antigua provincia La Habana

(Gamma, 2012).

Año Mes Día Lat-N Lon-W H(km) MS Imax Zona Epicentral

1762 11 13 22.98 82.37 10 3.1 IV Santiago de las Vegas

1777 7 7 22.83 82.03 10 3.7 V Güines

1846 10 10 23.00 82.08 10 2.8 IV-V Madruga

1872 - - 22.91 81.86 10 2.5 III Madruga

1880 2 25 22.75 82.80 15 3.6 IV Las Mangas

1905 - - 23.05 82.01 10 3.1 IV Jaruco

1914 5 27 22.72 82.28 10 3.1 IV Batabanó

1914 5 28 22.72 82.28 10 3.7 V Batabanó

1921 9 23 22.91 82.61 10 3.1 IV Caimito-Ceiba del Agua

1953 5 16 23.03 82.13 10 3.8 V Tapaste

1995 3 9 22.83 82.36 0 2.8 V Ganuza

Según los datos de los catálogos sismológicos, en los últimos 300 años fueron registrados en Cuba Occidental cerca de 70 terremotos: 1 de 6.3 grados de magnitud, 2 de 6, 16 de 5 y 23 de 4 grados de magnitud. En el anexo 1, se muestra el catálogo de terremotos elaborado por Chuy desde 1777 hasta 1987 con algunas modificaciones de Gamma (2012). La primera mitad del siglo XX, se caracterizó por una manifestación dispersa de una débil sismicidad, que abarcó prácticamente a toda Cuba Occidental. Sobre la base del registro sismológico instrumental, no se observan concentraciones de sismos en ninguna estructura particular. Ellos se distribuyen en toda la extensión de las estructuras tectónicas de mayor actividad en la etapa neotectónica. El único terremoto destructivo de Cuba Occidental, con intensidad de VIII grados MSK, M = 6 se produjo en San Cristóbal en enero de 1880. Dicho evento reportó

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afectaciones en la antigua provincia de Ciudad de la Habana (I: V) y llegó incluso a ser perceptible en Cienfuegos (Chuy, 1999). En orden de importancia le siguió el terremoto de Torriente-Jaguey Grande de 1982. Este tuvo una magnitud igual a 5.0 en la escala de Richter, y produjo una intensidad de VI grados en la zona epicentral. Fue registrado en todas las estaciones de la Red Sismológica Nacional. La profundidad a que se registró fue de 30 km. Este sismo se sintió en varias localidades de las antiguas provincias La Habana y Ciudad de La Habana y además en Matanzas. Se reportaron afectaciones en viviendas y centros escolares en la zona epicentral. En la década de 1990 ocurrieron dos sismos de moderada intensidad en la localidad de Ganuza, antigua provincia La Habana, a unos 50 km al suroeste del área de estudio (9 de marzo de 1995) y otro en el municipio de Varadero, a unos 50 km al este de la propia área (7 de octubre de 1999). Estos sismos tuvieron magnitudes bajas en la escala de Richter, pero produjeron sacudidas fuertes en áreas de poca extensión, con afectaciones ligeras en las edificaciones. En la capital de Cuba la fuerza máxima reportada fue de VI grados MSK y se consideró que este último valor debía ser adoptado como intensidad básica para los trabajos de microzonificación. El período medio de recurrencia para la intensidad de VI grados, calculado a partir de los resultados de las evaluaciones del peligro obtenidos por diferentes autores, es de 147 años (Gamma, 2012). 1.5 Experiencias de la aplicación de los indicadores de paleosismicidad

derivados de espeleotemas. En la literatura internacional en los últimos años se han realizado diversos estudios relacionados con la paleosismicidad en sentido general, pero vinculado con los espeleotemas el primero reportado fue un trabajo de Becker en el año 1929 (Sebela, 2008), en el cual identificó una relación entre el agrietamiento de espeleotemas y terremotos en las cavernas Bing en Alemania y en Han-Sur-Lesse en Bélgica. En 1968 Gospodaric en la caverna de Postojna encontró que las estalactitas se fracturaron debido al colapso del techo causado por terremotos. Llegó a la conclusión de que algunas estalagmitas cayeron desde el techo junto con piezas del manto rocoso de calizas cuando el agua de percolación agresiva amplió las fisuras. Su análisis direccional de las estalagmitas colapsadas no reveló ninguna dirección particularmente significativa (Sebela, 2008). La investigación desarrollada por Postpischl et al. (1991) reconoce el gran potencial de las cavernas cársticas para los estudios paleosísmicos ya que las desviaciones de crecimiento verticales de las estalagmitas podían ser causadas por los factores locales (como los movimientos de bloques secundarios), o podían ser atribuibles a los eventos tectónicos y sísmicos. Los autores manifestaron que las anomalías observadas en los crecimientos de estalagmitas (desviación de los ejes de crecimiento), las diferencias en el crecimiento de las coladas, y diferencias de

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coloración en las bandas de espeleotemas estaban siempre relacionadas con los sismos o por lo menos a los eventos tectónicos. El estudio realizado por Quinif y D. Genty (1998) presenta los métodos por los cuales las coladas deformadas pueden ser usadas en el período del Holoceno superior y el Pleistoceno medio. Además en el mismo se evidencia que los sismos del Holoceno pueden ser estudiados por laminaciones de las coladas. Afirman, en todos los casos, la necesidad de hacer una correlación de los eventos en cavernas diferentes. Después del sismo del 18 de febrero de 1996 (magnitud de 5.2) en Francia, se revisaron 8 cavernas en un radio de 2 a 10 km alrededor del epicentro. Solamente la más elevada, la Barrenc du Paradet (ubicada directamente sobre una falla activa) mostró daños importantes, pues sobre el piso de la misma se encontraron estalactitas finas, las cuales habían caído del techo: la orientación que presentaban las mismas era concordante con la orientación que la falla presentaba y además probablemente concordante con la dirección de la aceleración máxima de suelo del terremoto. Un aspecto importante a considerar de esta investigación fue la influencia de la topografía en los daños inducidos por la actividad sísmica, además representa el primer intento de buscar cuantitativamente el comportamiento mecánico de espeleotemas durante la actividad sísmica (Gilli et al., 1999a). Los estudios realizados por Gilli et al. (1999b) consideran que el terremoto del 3 de mayo de 1887, de magnitud 7.2 en Sonora, México influyó probablemente en las coladas estalagmíticas aproximadamente 100 km fuera de la cueva en Sutherland Peak, Arizona. Los investigadores aseguran que los espeleotemas más frágiles y vulnerables son particularmente las estalactitas espaguetis, y que estas podrían estar entre los mejores indicadores de la historia sísmica de una caverna. Como hasta la fecha son difíciles de datar directamente, sugieren la datación de los depósitos en los que están depositadas las estalactitas espaguetis interrumpidas. Durante las mediciones realizadas en las cavernas de Choranche y Antre de Vénus, en las montañas de Vercors (Francia) Lacave et al. (2000) usaron un láser de alta resolución, el interferómetro, y midieron los rangos de frecuencias naturales y el amortiguamiento de un grupo representativo de espeleotemas para la evaluación de la vulnerabilidad de los espeleotemas en un terremoto. A partir de este estudio se demostró que la mayoría de los espeleotemas no sufren los fenómenos de amplificación dinámica del movimiento sísmico, pues sus frecuencias naturales fundamentales son más altas que el rango de excitación sísmica y que solo espeleotemas delgados y largos pueden sufrir los fenómenos de amplificación. Una frecuencia fundamental superior que las frecuencias sísmicas significan que los espeleotemas se mueven, con su basamento como una estructura rígida. Por consiguiente, la mayoría de los espeleotemas interrumpidos son indicadores directos de la aceleración de suelo máxima. Estos autores consideraron que los espeleotemas no fracturados son indicadores de que no han ocurrido fenómenos mayores de un cierto nivel en la región.

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Las pruebas de inflexión estáticas y dinámicas realizadas por Cadorin et al. (2001) sobre cuatro estalagmitas descompuestas de la cueva de Hotton en Bélgica se realizaron con el objetivo de determinar la tensión de ruptura de la calcita. Las aceleraciones de suelo máximas obtenidas necesarias para fracturar los espeleotemas investigados son mucho más altas que las aceleraciones comúnmente esperadas durante la sacudida de un sismo. Esto es principalmente debido a que no tuvieron en cuenta los defectos debido a las anomalías estructurales a lo largo de los espeleotemas. Las mediciones in situ realizadas por Lacave et al. (2003) les permitieron determinar el rango de frecuencias naturales fundamentales de espeleotemas típicos y realizar pruebas de flexión estáticas en dos grupos de espeleotemas, debido a que dichas pruebas indican no sólo la resistencia a la tracción media, sino también su variación, y esta variación es la que hace que sea difícil estimar la aceleración necesaria para romper un espeleotema individual, en base a los aspectos anteriores estos investigadores afirmaron la necesidad de un enfoque estadístico, a partir del cual estimaron la probabilidad de producirse un terremoto fuerte durante un cierto período de tiempo. Calcularon además una curva de vulnerabilidad (probabilidad de ruptura en función de la aceleración máxima del suelo) para cada una de las formaciones mediante la simulación de Monte Carlo, teniendo en cuenta la amplificación dinámica, así como heterogeneidad de la resistencia a la tracción en cada estalactita. En una investigación posterior a la citada anteriormente, Lacave et al. (2004) partiendo de los mismos principios y con un nivel de análisis más exhaustivo investigaron el comportamiento dinámico de estalactitas y estalactitas espaguetis a partir de técnicas de modelación numérica, teniendo en cuenta las irregularidades geométricas y las incertidumbres. Evaluaron la suposición de que las estalactitas se mantenían rígidas con la resistencia homogénea y después la abandonaron cuando consideraron la deformación de las estalactitas con la posibilidad de amplificación dinámica. También analizaron que los cilindros homogéneos se rompían en su base, pero en las pruebas materiales solamente algunas estalactitas fueron vistas romperse en su base. Esto implicaba la necesidad de contar con la posibilidad de la ruptura de una estalactita en cualquier sección de debilidad posible, requiriendo la modelación de la heterogeneidad de la resistencia del material a lo largo de las estalactitas. Calcularon las curvas de "vulnerabilidad" para las estalactitas, siendo la probabilidad de ruptura una función de aceleración de suelo máxima (PGA). El análisis estadístico desarrollado por los investigadores permitió estimar la probabilidad de que al menos un terremoto de magnitud moderada ha ocurrido en el pasado. La investigación desarrollada por Kagan et al. (2005) muestra que la datación de los daños para cavernas y depósitos es un método paleosísmico practicable. Este método es especialmente valioso en regiones cársticas y tectónicamente activas, particularmente regiones donde el crecimiento de espeleotema ha sido ininterrumpido. Existe una variedad de métodos diferentes de fechados que estén disponibles, de los cuales los más comunes son: el U / Th y los métodos de radiocarbono. También un uso combinado de métodos de datación con los análisis

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de isótopos estables pueden ayudar a mejorar la exactitud del fechado significativamente para los eventos paleosísmicos solos vistos en espeleotemas fracturados. A partir de las experiencias de investigaciones paleosísmicas anteriores Becker et al. (2005) proponen una nueva posibilidad de superar las incertidumbres habituales utilizando un nuevo enfoque:” Paleosismología integrada", la cual se sustenta sobre la base de estudios de los vestigios de los sismos históricos y prehistóricos poderosos en archivos geológicos diferentes (fallas activas, los depósitos de lagos, las inestabilidades de pendiente, y las cavernas), para así compensar las fallas de archivos individuales, mejorando la confiabilidad de las interpretaciones de los datos. Afirman que las cavernas por sí solas ya son multiarchivos a los que el concepto de "Paleosismología integrada" puede ser aplicado. La investigación desarrollada por Becker et al. (2006) presenta una crítica de los aspectos claves de la espeleosismología y conceptos que surgen de estudios de paleosismológicos multidisciplinarios en Suiza. El estudio desarrollado por Sebela (2008) refiere que la tectónica en Eslovenia está activa en la actualidad, y que las cavernas cársticas han sido un lugar útil para encontrar pruebas de deformación, pues las estalactitas finas, estalagmitas, coladas, y helictitas dañadas, han servido como indicadores de paleosismicidad. En el anexo 2 se pueden apreciar ejemplos de actividad sísmica en ambientes cársticos según Sebela (2008). La investigación desarrollada en el occidente de Turquía por Argoz y Eren (2015) sugiere que las diferencias en los períodos de desarrollo de las estalagmitas son en su mayoría debido a movimientos tectónicos. Afirman que las desviaciones en los ejes de crecimiento de las estalagmitas pueden proveer claramente datos importantes para las investigaciones paleosismológicas y partiendo de este análisis se plantearon como uno de los objetivos de su investigación correlacionar las edades determinadas por análisis de U/Th para las muestras de estalagmitas con desviaciones en los ejes de crecimiento con los registros paleosismológicos. Los estudios referentes al registro de indicadores de paleosismicidad en Cuba, son prácticamente nulos. El primer trabajo publicado relacionado con el tema fue: “Distribución del campo de tensiones en espeleotemas colapsados de la cueva de La Incógnita, Gran Caverna de Santo Tomás, Pinar del Río, Cuba” (Molerio, 1995). Posteriormente en el año 2012 investigadores del CENAIS, se unieron en el empeño de buscar las huellas de la historia sismológica no escrita en el archipiélago cubano. En el pasado VIII Congreso Cubano de Geofísica (realizado en la Convención de Ciencias de la Tierra 2015) se mostraron evidencias geofísicas en la determinación de la falla Pinar, Cuba, con fines paleosismológicos, como parte del proyecto multidisciplinario antes mencionado (Cuevas et al., 2015).

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1.6 Fundamentación teórica de los indicadores de paleosismicidad derivados de espeleotemas.

Las investigaciones paleosismológicas son particularmente importantes en las regiones donde los intervalos de recurrencia de los sismos poderosos son largos y exceden el espacio de tiempo cubierto por los catálogos de sismos instrumentales e históricos. En áreas de sismicidad intermedia o infrecuente, la necesidad de obtener un registro prolongado y completo de la historia sísmica es un aspecto esencial para la correcta valoración de la frecuencia de la ocurrencia de los grandes eventos y por ende del peligro sísmico (Becker et al., 2005). El archivo geológico más exhaustivo de las investigaciones paleosismológicas es el archivo de fallas activas. Esto es principalmente porque da los indicios directos del modo de ruptura a lo largo de la falla sismogénica y permite determinar los parámetros sísmicos directamente, como la duración de ruptura y la ubicación, mecanismo de fallamiento, cantidad del desplazamiento, y magnitud. Sin embargo otro registro paleosismológico muy importante lo constituyen las cavernas, pues las mismas son archivos geológicos bien preservados de la erosión exterior y de modificaciones antrópicas internas. Además pueden seguir o cortar las fallas activas; podrían contener sedimentos lacustres o fluviales, que pueden deformarse durante la sacudida de un sismo, o podrían estar involucrados en las inestabilidades de pendientes, que pueden causar el colapso de todas secciones de la caverna o provocar caída de rocas en la misma (también llamado “incasion”) (Becker et al., 2005). El registro de evidencias espeleológicas contribuye singularmente a esta necesidad de una manera muy completa, ya que tanto los espeleotemas fracturadas como aquellas que están intactas poseen una altísima informatividad sobre la intensidad/magnitud de sismos que ocurrieron o no ocurrieron en el pasado geológico (Molerio, 2016). Becker et al. (2005) determinaron que las cavernas eran un archivo difícil, refiriéndose a la complejidad de los procesos que en ellas intervienen. Esto quiere decir que en el estudio de éstas como un ambiente complicado no se puede seleccionar solamente una causa para la interrupción de lo espeleotemas, sino que primeramente se deben descartar todas las posibles causas que pudieran haber interactuado. Las principales causas reconocidas por la interrupción de espeleotemas en cavernas cársticas (Lacave et al., 2000; Lacave et al., 2012; Lacave et al., 2004; Sebela 2008) son:

La inestabilidad del piso debido a su composición (sedimentos friables o no consolidados; arena, arcillas).

Remoción de la base de espeleotemas por escurrimiento líquido

Colapso del piso de la caverna o colapso del techo y paredes

Deformaciones gravitacionales cercana a los valles y deformaciones por licuefacción o convolución de sedimentos en la cueva

Movimiento del hielo en el interior de la cueva.

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Cambios en la composición física y química del agua de goteo provocando decalcificación y pérdida de agarre de las formaciones así como cambios en el color, textura y tasa de crecimiento de las espeleotemas

Impactos antropogénicos (accidentales, minería, inducidos por acciones bélicas, vandalismo)

Impactos provocados por la fauna (osos, murciélagos)

Terremotos (a los que se suman: tsunamis, maremotos, mareas de tormenta)

Ruptura y recrecimiento de estalactitas (incluso estalagmitas)

Anomalías en el crecimiento indicadoras de desplazamiento o inclinación a los largo de fallas o fracturas

Coladas y cortezas líticas desarrolladas sobre sedimentos o espeleotemas colapsados.

Clastificación en general. Debido a la existencia de una gran número de causas posibles que pueden influir en la interrupción de espeleotemas se requiere de un minucioso análisis de la morfología y litología de la caverna para determinar si el fracturamiento y colapso de las mismas se debe a la acción de terremotos o si es causado por efectos de otros tipo, sean antrópicos o naturales. Existe un grupo de evidencias morfológicas de espeleotemas fracturadas que solamente pueden referirse a esfuerzos tectónicos, uno de los más característicos es el perfecto corte de las estalagmitas a lo largo de planos subhorizontales muy cerca de la base de la formación debido a su proximidad con el piso de la cueva (Molerio, 2016). Muchas de estas formaciones presentan su parte superior colapsada, partida, yaciendo en el piso cerca de sus bases en tanto otras tienen su parte superior desplazada o rotada desde su posición original. Esta morfología se debe a vibraciones de alta frecuencia provocadas por terremotos que inducen una ruptura por resonancia a lo largo de planos de debilidad horizontales coincidentes con los ejes de los cristales de calcita en las estalagmitas. Este fenómeno está asociado, además con ejes preferenciales de dirección de las estalagmitas colapsadas que coinciden con las direcciones estructurales principales en el área de la caverna, lo que demuestra el carácter tectónico del evento que causó la fractura y caída de la formación (Figura 10). Es de destacar que, en estalactitas colapsadas de tipo espagueti también se percibe esta relación (Molerio, 2016). Observaciones durante y después los temblores de tierra, la modelación y los experimentos del laboratorio indican que, generalmente excepto algunos espeleotemas delgados, las restantes formaciones de cavernas no se fracturan durante un sismo (Sebela, 2008). La mayoría de las estalactitas se quedan intactas después de un terremoto porque sus frecuencias naturales son superiores al rango de frecuencias sísmicas (el cual oscila entre 0,1 a 30 Hz). Pero, estalactitas finas y largas se pueden fracturar (Lacave et al., 2000). Por lo tanto, durante el movimiento sísmico, la mayoría de los espeleotemas no experimentarían la amplificación

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dinámica, pero si se moverían con su base como una estructura rígida. Sin embargo, esos que tienen frecuencias naturales dentro del rango sísmico pueden experimentar amplificación dinámica importante (Becker et al., 2006).

Figura 10. Patrones de crecimiento y recrecimiento de espeleotemas fracturadas y colapsadas por

esfuerzos sísmicos que muestra el corte de las estalagmitas a lo largo de planos subhorizontal: A) la parte superior se mantiene sobre la base y solo ha sido ligeramente desplazada/rotada de su posición original; B) la parte fracturada y desplomada yace cerca de su base, C) el colapso de la estalagmita

causado por el desplazamiento de la pared adyacente; D) una nueva estalagmita crece sobre clastos que cubren una antigua estalagmita . Las posiciones a y b indican los puntos característicos de

muestreo para fechado absoluto de eventos que ocurrieron antes de a o después de b (Forti, 2001).

La ausencia de formaciones colapsadas o fracturadas como consecuencia de paleosismos puede representar (Molerio, 2016):

Una baja actividad sísmica, paleosísmica en este caso.

Una actividad sísmica con una atenuación inferior a la frecuencia natural de las espeleotemas.

Una excitación sísmica menor que el rango de la frecuencia natural de la espeleotema, lo que significa que ésta no se fractura ni colapsa, sino que se mueve como un objeto rígido conjuntamente con su basamento.

El crecimiento de las estalagmitas debe mostrar un eje absolutamente vertical en correspondencia con la alineación del goteo si no existen otras perturbaciones que los desvíen. Esta distribución es la que debe registrar la absoluta verticalidad si el sistema permanece estable en el tiempo; es decir, que ni el punto de goteo ni el punto de caída se desplazan. Sin embargo no siempre se cumple. Diferentes factores producen ligeras desviaciones, como por ejemplo (Forti, 2001):

Corrientes de aire permanentes que cambian el goteo.

Migración del punto de goteo a lo largo de una fractura en el techo.

Desplazamiento gravitacional (solifluxión) de una estalagmita creciendo en material inestable.

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Excepcionalmente si el punto de goteo está muy alto, superior a los 10 m como promedio para estas latitudes, la fuerza de Coriolis puede influenciar en la absoluta verticalidad y debe ser considerado como factor adicional de desviación del eje de goteo vertical absoluto (Molerio, 1992). Las figuras 11 y 12 muestran los casos reportados por Forti (2001) y la estalagmita CDANAS CUBA (Molerio y Pajón, 2004) respectivamente. En la figura 11 se describen perfectamente los diferentes casos que explican la desviación de los ejes de crecimiento de las estalagmitas en correspondencia con el cambio de las condiciones de contorno del problema.

Figura 11. Movimientos tectónicos diferentes y sus efectos sobre las estalagmitas. A. Desplazamiento

vertical: sin efecto debido a que el eje de goteo permanece invariablemente vertical. B. Desplazamiento horizontal: migración del punto de goteo en el techo con el consecuente

desplazamiento progresivo del punto de impacto en la estalagmita. Este movimiento permite el crecimiento asimétrico de las capas de en la dirección del desplazamiento. C. Oscilación: cambio en la verticalidad real sin variación en el punto de goteo. El efecto que se produce es el desplazamiento del

eje de la estalagmita según evolucionan las capas simétricas de crecimiento (Forti, 2001)

En la siguiente figura se reproducen las bandas de crecimiento de la estalagmita CDANAS CUBA el punto de goteo ha sido estable, sin embargo, se muestra zonas estables y desviaciones en el eje central, esta estalagmita ha sido fechada por métodos absolutos 230Th/U (Fensterer et al., 2010), de manera que provee una cronología de eventos ya rigurosamente interpretados desde el punto de vista paleoclimático pero que, examinando en detalle la distribución de los ejes principales de las bandas de crecimiento parece notarse desviaciones importantes de la verticalidad absoluta y que pueden estar asociados perfectamente a actividad paleosísmica notable en dos períodos: 15330 a 14960 AP y 13850 a 11520 AP, seguido por un período de tranquilidad no expresado claramente en las bandas de crecimiento hasta el 4540 AP. Este es un análisis aún en progreso pero permitiría fechar con buena precisión paroxismos sísmicos de largo tiempo de recurrencia en la zona más occidental de Cuba. En resumen, aparentemente hay siete etapas de paroxismos causantes de la desviación del eje de crecimiento de las espeleotemas en la muestra CDANAS-01 CUBA, en los últimos 15000 años.

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En cuanto al análisis de las propiedades reológicas y deformaciones de la estructura cristalina, las espeleotemas exhiben un comportamiento diferenciado respecto a los esfuerzos que se aplican sobre ellas (presiones o cargas, vibraciones, oscilaciones) en dependencia de sus propiedades reológicas o físico-mecánicas. De ellas, la elasticidad, plasticidad y viscosidad son las más importantes.

Figura 12. Bandas de crecimiento de la estalagmita CDANAS CUBA (Molerio, 2016).

En el caso de las espeleotemas su estructura cristalina es susceptible de deformaciones intrínsecas, las llamadas imperfecciones de los cristales (puntales lineales, complejos o clusters y extensos o planares). Estas propiedades influyen en el comportamiento reológico de las espeleotemas porque son las que controlan la respuesta al esfuerzo de cizalla, en particular, por lo que concierne a las vibraciones derivadas de eventos sísmicos. La evaluación del fracturamiento de las espeleotemas pasa por definir el esfuerzo de cizalla o esfuerzo cortante que provoca (o no) la ruptura. El cortante es entonces, una fuerza interna que desarrolla un cuerpo como respuesta a una fuerza cortante y que es tangencial a la superficie sobre la que actúa. La resistencia al cortante o a la cizalla es la propiedad de un terreno que le permite resistir el desplazamiento entre las partículas del mismo al ser sometido a una fuerza externa, y es también llamada resistencia al corte (Molerio, 2016). Dentro de las evidencias espeleológicas de eventos sísmicos, los espeleotemas ofrecen como ventaja la posibilidad de medir su frecuencia natural y, con ello, suministran información comparable con las frecuencias sísmicas observadas. En la figura 13 se observa el nomograma de Lacave et al. (2000), a partir del cual se pueden estimar las frecuencias naturales.

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Figura 13. Frecuencia natural por tipos de espeleotemas y largo total (Lacave et al., 2000).

La Paleosismología es una disciplina joven y en vías de desarrollo, en la que su teoría aún no está lo suficientemente desarrollada (Michetti et al., 2005), es por ello que el modelo conceptual que sigue esta investigación parte de que teóricamente la vibración provocada por un terremoto puede deformar, destruir o colapsar estalactitas, estalagmitas y coladas (colada en general), producir derrumbes del techo y paredes (tanto directamente como por fatiga inducida), desplazamiento de los caos de bloques y de los pisos, subsidencia, recrecimiento de espeleotemas, interrupción de la asociación estalactita-estalagmita al desplazar el techo o el piso, además la información que suministran las espeleotemas –fracturadas o no- siempre es útil para la evaluación de la actividad paleosísmica de un territorio:

1. Las estalagmitas colapsadas o fracturadas pueden interpretarse como indicadores de terremotos pasados, es decir, eventos sísmicos en los que la frecuencia del terremoto es mayor que la frecuencia natural de la concreción estalactítica o estalagmítica. Cuando la frecuencia natural de las estalactitas, por ejemplo es mayor que las frecuencias sísmicas, la estructura mantiene su estabilidad e integridad.

2. Las formaciones sanas o no fracturadas son indicadores de que eventos mayores de cierto nivel no han ocurrido (Ferranti et al., 2015), eso significa que las frecuencias naturales de las espeleotemas son mayores que el rango de frecuencias sísmica y no sufren amplificación.

3. Una frecuencia natural mayor que el rango de la excitación sísmica significa que la espeleotema se mueve como un objeto rígido conjuntamente con su basamento.

Conclusiones parciales del capítulo I.

1. Los principales tipos de rocas que afloran en el área son margas calcáreas y arcillosas, calizas generalmente masivas y organógeno-detriticas y

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organógenas principalmente coralinas y conchíferas. Las rocas más densas se encuentran en la formación Güines, mientras que las menos densas son las de la Fm. Cojímar, y los mayores valores de susceptibilidad magnética corresponden a la Fm. Vedado. Desde el punto de vista tectónico solo se registra una falla demostrada en la región con dirección NO-SE.

2. La sismicidad de la zona de estudio es baja, ya que el área se encuentra en un territorio intraplacas y alejado de las mayores zonas sismo generadoras del país.

3. Las cavernas cársticas tienen gran potencial para los estudios paleosísmicos ya que son archivos geológicos bien preservados.

4. La información que suministran las espeleotemas (fracturadas o no) siempre es útil para evaluar la actividad paleosísmica de un territorio, ya que aquellas que se encuentren fracturadas pueden interpretarse como indicadores de terremotos pasados y las que no lo estén serán indicadores de que eventos mayores de un cierto nivel no han ocurrido.

5. Las espeleotemas que presenten una frecuencia natural mayor que el rango de frecuencias sísmicas (0,1 a 30 Hz) mantienen su estabilidad e integridad y se mueven conjuntamente con su basamento como un objeto rígido.

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CAPÍTULO II: METODOLOGÍA DE ADQUISICIÓN Y PROCESAMIENTO DE LA INFORMACIÓN DE BOCA DE JARUCO. En el presente capítulo se abordan las características generales de los datos geofísicos disponibles (gravimétricos y magnéticos), así como su descripción y las técnicas de procesamiento aplicadas a los mismos. En Cuba se han realizado muy pocos trabajos de paleosismicidad basados en el registro de espeleotemas, es por ello que en base al análisis de las investigaciones paleosísmicas desarrolladas por otros autores se aborda la metodología de adquisición de datos estructurales mejorada y solidificada adecuándola a las condiciones geológicas propias del país, y en particular del área, así como las mejoras introducidas a la metodología de procesamiento para estos datos estructurales al integrarle el análisis de métodos geofísicos y sus procesamientos. 2. 1 Características generales de los datos gravimétricos y magnéticos. Los datos geofísicos disponibles en formato grd (DG Bouguer y ΔT) fueron suministrados por el Instituto de Geología y Paleontología (IGP) ambos a escala 1: 50 000.Estos mapas regionales están sustentados sobre las bases cartográficas y los sistemas de posicionamiento y georreferenciación que dicta la institución estatal GEOCUBA. Todos los mapas de los parámetros físicos cumplen con los estándares del Sistema de Información Geológica (SIGEOL) según fue concebido en la tarea del proyecto TTP 617965. Los datos están almacenados en coordenadas planas del DATUM de Norte América 1927 (NAD 27), en los Sistemas Cuba Norte (CN) para las escalas medias 1: 100 000 y 1: 250 000 y generalmente encapsulados en hojas topográficas de área rectangular, definidas por su latitud y longitud para las escalas pequeñas desde 1: 500 000 hasta 1: 2 000 000. La cobertura de representación planimétrica que conforman el conjunto de mapas confeccionado se basan sobre las especificaciones rectoradas por la empresa GEOCUBA, en el sistema de coordenadas geográficas o proyecciones X, Y (DATUM: NAD27, Cuba Norte – Cuba Sur), según la región de análisis. La coordenada espacial “Z” exclusivamente se trata de las alturas de los puntos X, Y en el modelo digital de elevación (MDE), referidas al sistema de alturas Siboney, en el resto de los casos se refiere al parámetro geofísico específico bajo estudio, léase: GBouguer y ΔT (Mondelo y Sánchez, 2011). Las dimensiones de las grillas a partir de las cuales se confeccionaron los mapas a escalas 1: 50 000 de GBouguer y ΔT fueron de 0,25 km x 0,25 km. Datos gravimétricos: Según Mondelo y Sánchez (2011) la interpolación de los datos para la confección de las mallas se realizó con el procedimiento desarrollado por Briggs y Swain, mediante el método de mínima curvatura (Rangrid Oasis Montaj).

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Los mapas incluyen los cálculos de las anomalías de Aire Libre y Bouguer para las densidades de 2.3 t/m3, mayoritarias y 2.67 t/m3 fundamentalmente en las regiones con adquisiciones gravimétricas a escala 1: 50 000. El error medio cuadrático (mGal) para las anomalías de Bouguer es de ±0.22 (Mondelo y Sánchez, 2011). Para los mapas que se obtuvieron producto de la digitalización de bases duras, así como para los levantamientos con catálogos de anomalías de Bouguer, fue calculado el error de la interpolación para el 10 % de los puntos, lográndose un Ei = ± 0.35 %. La repetición de más de 45 735 estaciones ordinarias asegura más del 10 % de mediciones de control en la gran mayoría de los trabajos y asegura también su precisión (Mondelo y Sánchez, 2011). Datos magnetométricos: Todas las grillas de la información magnética a las diferentes escalas fueron generadas con OASIS Montaj de GeoSoft Mapping System (Usuario GeoMinera S.A. 1995, extendido 2006). La interpolación de los datos para la confección de las mallas se realizó con el método de mínima curvatura. (RANGRID), procedimiento desarrollado por Swain y Briggs (Mondelo y Sánchez, 2011). Tabla 4. Precisión de los trabajos del levantamiento aeromagnético a escala 1:50 000 de la República

de Cuba para el sector de vuelo (que contiene el área de este trabajo) y según los gradientes del campo magnético observado (Mondelo y Sánchez, 2011).

Tabla 5. Precisión general del levantamiento aeromagnético a escala 1: 50 000 de la República de Cuba.

2.1.1 Descripción de los campos potenciales. Datos gravimétricos: El mapa gravimétrico de la zona tiene un comportamiento tranquilo. En la figura 14 se observa un gran mínimo al norte del área, con valores que oscilan entre 6 y 8 mGal, este mínimo refleja la Fm. Jaimanitas con una relativa menor densidad que las rocas que componen la Fm. Güines. En la región central se observan valores intermedios comprendidos entre 8.2 y 9.1 mGal. Al sur del área se aprecia una tendencia al aumento de los valores en dirección NO-SE relacionado con una falla demostrada en el área y otros contactos geológicos. Además estos valores elevados

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están influenciados por los altos valores de densidad que presenta la Fm. Güines en relación a las restantes formaciones que afloran en el área.

Figura 14. Mapa de anomalías de Bouguer, = 2.3 t/m3, del área de estudio.

Datos magnéticos: El mapa magnético no cubre toda el área de estudio y presenta un comportamiento similar al gravimétrico puesto que al sur del área se aprecian valores máximos que se extienden desde el oeste hacia el este, lo cual evidencia que desde el punto de vista magnético se manifiesta en profundidad ese lineamiento. En el NE se observa una anomalía negativa, que pudiera relacionarse con un aumento del espesor de las calizas de la Fm. Jaimanitas. Además se aprecian que los valores mínimos del centro del área se encuentran limitados por mayores valores que van desde el NE hacia el SO (Figura 15).

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Figura 15. Mapa del campo magnético (nT) del área de estudio.

2. 2 Reconocimiento de la zona. Previamente a la visita realizada a la zona se disponía de manera general de los siguientes materiales de base:

1. Planos de las cavernas. 2. Plano topográfico. 3. Mapa geológico del área de estudio.

El área de estudio fue recorrida en la primera visita siguiendo las líneas de acceso marcadas por las principales carreteras y caminos y senderos donde no se puede acceder en vehículo. La localización de las dolinas y accesos a las cuevas se complementó con criterios geobotánicos en los que se tuvo en cuenta que en aquellos lugares donde se apreciaran zonas cuya vegetación transicionara a un verde más marcado y también hubiesen árboles de Jagüey, generalmente se correspondía con la presencia de cavernas en la parte inferior de los mismos, pues estos tienen raíces muy profundas que tienden a buscar las zonas con agua en profundidad. Los criterios que se consideraron para la selección de las cavernas fueron:

Presencia de formaciones fracturadas y colapsadas que puedan constituir o no evidencias paleosísmicas

Existencia de agrietamientos, y desplazamientos aparentes.

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2.2.1 Cavernas seleccionadas para las mediciones.

Los Bandoleros está situada cercana a la costa, se puede acceder a ella desde la Vía Blanca, la zona estudiada de la misma fue el acantilado de Los Bandoleros (Figura 16). Predominan los procesos de decalcificación en paredes, techo y espeleotemas. Se observaron grietas, estalactitas caídas, así como algunas estalactitas espaguetis recrecidos.

Figura 16. Caverna de Los Bandoleros.

Cinco Cuevas está ubicada en la última terraza, La Rayonera (Balado, 2016). El acceso a la misma es difícil (Figura 17). Por los caminos utilizados para adentrarse en la caverna no se encontraron evidencias de formaciones fracturadas o colapsadas pero si caos de bloques en las dolinas de acceso, que pueden identificarse como hemiconos de tipo graviclástico.

Figura 17. Caverna Cinco Cuevas.

Don Martín está ubicada en los límites de una de las propiedades de los campesinos de la zona, para acceder a ella es preciso traspasar los cercados de dicha finca, desde la carretera hasta la caverna existen aproximadamente 65 metros. Ésta en su interior es accesible no existen dificultades para el desplazamiento, y las mediciones pueden realizarse en un ambiente cómodo. Predominan columnas, estalagmitas y estalactitas (también espaguetis). Se observó la presencia de agrietamientos y

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desplazamientos en columnas así como en estalactitas y estalagmitas. Además de falsos pisos colapsados y algunos caos de bloques clásticos (Figura 18). Las cavernas Cinco Cuevas y Don Martín están en el mismo camino, el cual es paralelo al río Jaruco.

Figura 18. Caverna Don Martín.

2.2.2 Adquisición de los datos estructurales. Como parte de las observaciones preliminares durante las mediciones en las cavernas se describieron además las características morfológicas de las cavidades, así como el clima subterráneo, y fauna en general. Para las mediciones se utilizaron como instrumentos de trabajo: brújula de geólogo, clinómetro, cinta métrica, pie de rey y péndulo. Durante la adquisición de los datos se implementaron las mejoras introducidas a la metodología de adquisición de datos estructurales. Se realizó un exhaustivo análisis direccional y geodésico, en el cual no sólo se consideraron las mediciones de dirección, ángulo de caída, y distancia desde la base en el caso de las espeleotemas, sino que también se extendieron a:

Mediciones de la red de grietas de la caverna, tanto en la roca estructural como las que se presentan en las cortezas litoquímicas y las coladas estalagmíticas en general.

Mediciones de la dirección de los ejes principales de desarrollo de las cuevas.

Mediciones de las alineaciones morfoestructurales con especial atención a la derivación de datos de morfoisohipsas y tectonoalineamientos en general.

Incorporación de datos estructurales de las rocas más antiguas y definición, en particular, de la correspondencia entre las estructuras geológicas y los patrones que condicionan el desarrollo del cavernamiento con aquellas más antiguas,

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pertenecientes a fases orogénicas o tectónicas más antiguas que la de las rocas donde se desarrolla el carso. Se distinguió cuáles de estas estructuras actúan como patrones de la carsificación y el cavernamiento (agrietamiento, estratificación o porosidad y sus combinaciones) y los tipos genéticos de carsos y espeleogénesis que condicionan (singenético, epigenético, hipogenético y sus combinaciones).

Mediciones de los ejes de crecimiento para detectar si hay presencia de deformaciones en los mismos tanto en la vertical como horizontal, así como la discriminación de los posibles factores que pudieran haber generado algún tipo de desviación.

2. 3 Metodología de procesamiento. 2.3.1 Procesamiento de datos geofísicos. El procesamiento de todos los datos geofísicos se realizó mediante el sistema informático Oasis Montaj 7.0.1. Generalmente la información que se procesa con este programa es importada a partir de las bases de datos de cada uno de los parámetros, para este trabajo se importaron directamente las grillas de los datos de gravimetría y magnetometría. A partir de las cuales se confeccionaron los mapas correspondientes y se le realizaron las posteriores transformaciones. Las transformaciones que se le realizaron a los campos potenciales fueron:

Reducción al polo a los datos magnéticos.

Derivadas direccionales (verticales).

Continuación analítica ascendente (CAA) y descendente.

Cálculo de la señal analítica. Se aplicó la reducción al polo al mapa de DT, este procesamiento recalcula la intensidad del campo total como si el campo magnético inductor tuviese una inclinación de 90 grados. Además transforma las anomalías magnéticas bipolares en monopolares, centradas sobre el cuerpo que las causa, simplificando la interpretación de los datos porque asume que dicho cuerpo está magnetizado bajo inducción y por lo tanto posee la dirección del campo magnético terrestre (CMT). Las derivadas verticales amplifican, enfatizan, resaltan las anomalías con pequeñas longitudes de onda, a expensas de las anomalías de longitudes de onda largas. En el caso de la primera derivada vertical, es comúnmente aplicada para resaltar las anomalías asociadas a las fuentes geológicas más superficiales de la estructura regional y los bordes de las estructuras. Por otra parte a pesar de que la segunda derivada del campo resalta los ruidos, estas permiten revelar anomalías solapadas y resaltar los efectos locales del campo total. Mejora los efectos someros a expensas de los efectos profundos de los cuerpos, pueden servir para remover completamente el efecto regional, se pueden determinar los contactos horizontales. Al aumentar el orden de las derivadas se podrá discernir mejor los efectos de los cuerpos más someros y pequeños.

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El cálculo de la continuación analítica ascendente (CAA) realza las bajas frecuencias debido a que en la medida que se aumenta la altura se destaca los efectos regionales y se atenúan los efectos locales o residuales. Se realizó la continuación analítica para diferentes niveles: 250 m y 500 m. El cálculo de la continuación analítica descendente (CAD) del campo enfatiza el campo local, consiste en medir a diferentes profundidades próximas a la superficie terrestre con el objetivo de resaltar aquellas fuentes manifiestas mediante un cuadro de altas frecuencias que suelen tener origen a poca profundidad y por lo regular son de pequeña extensión. La descendente se utiliza para tener una idea de la profundidad de las fuentes locales del campo. Se realizó a las profundidades de 100 m y 200 m. La señal analítica (SA) se empleó como uno de los procesamientos realizados a los campos potenciales debido a que ésta permite delimitar los contactos verticales. 2.3.2 Procesamiento de datos estructurales. Para el procesamiento de los datos estructurales se utilizaron algunos métodos de caracterización de paleosismos, dentro de ellos:

Semicuantitativo Booleano (Presencia – Ausencia) Análisis direccional y geodésico (posicionamiento/desplazamiento de

espeleotemas) (Forti 2001; Gilli 2005; Postpischl et al., 1991). Deformaciones cristalinas y de ejes de crecimiento y recrecimiento Cuantitativo (Algoritmo FRACTUR; Molerio, 1995) Cualitativo y de Escala de fenómenos asociados (Escala de Gilli, 1996) Geocronología espeleológica y correlación geológica y geotectónica (análisis

de superposición de eventos antiguos y simultáneos) (Gilli et al., 1999b; Kagan 2005; Kagan 2012).

Análisis de amortiguación (Lacave et al., 2000; Lacave et al., 2004; Molerio 2016).

El método semicuantitativo Booleano se empleó luego de concluido el reconocimiento de campo. A partir de este se confeccionaron tablas de verdad, las cuales constituyen el primer paso para la discriminación de la potencialidad de los eventos paleosísmicos del área (Tabla 6).

Tabla 6. Tabla de verdad de evidencias paleosismológicas en cavernas de Boca de Jaruco. (1 hay evidencias de eventos paleosísmicos; 0 no hay evidencias).

Caverna Estalactitas Estalagmitas Columnas Piso Clastificación Mantos/ cortezas

Don Martín 1 1 1 1 1 1

Bandoleros 1 1 0 0 0 1

Cinco Cuevas

0 0 0 0 0 0

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Para el análisis direccional y geodésico se procesaron las mediciones de dirección e inclinación de los agrietamientos y fracturamientos de las formaciones en cuestión aplicando el sistema informático Rockware, que permite hacer análisis espaciales y de agrietamientos, y se construyeron diagramas de rosas (Figuras 19 y 20).

Figura 19. Alineaciones de las formaciones medidas en la caverna Don Martín.

Figura 20. Alineaciones de las formaciones medidas en la caverna Los Bandoleros.

Durante el análisis de las deformaciones cristalinas, ejes de crecimiento y recrecimiento se compararon las direcciones medidas de una estalagmita con

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deformaciones en los ejes de crecimiento, de estalactitas fracturadas con crecimiento de espaguetis secundarios y una columna con deformaciones cristalinas (todas en la caverna Don Martín) con los planos estructurales locales, regionales (mapa geológico y lineamientos determinados con los métodos geofísicos) y con las direcciones predominantes de fracturamiento de la caverna (Figura 21).

Figura 21. Comparación de las direcciones medidas en las espeleotemas de Don Martín con las

direcciones predominantes de la caverna.

Se empleó la última versión del algoritmo FRACTUR (diseñado para el análisis de los procesos reológicos en espeleotemas), cuyo objetivo básico es el cálculo del campo de tensiones en espeleotemas fracturadas. Las tablas que se muestran a continuación (de la 7 a la 11) reflejan el procesamiento realizado a los datos estructurales a partir de FRACTUR y sus correspondientes resultados, los cuales se compararon con datos de laboratorio, procedentes de investigaciones previas en la zona donde el módulo de elasticidad promedio es de 593 709 kg/cm2, la resistencia a la compresión promedio es de 50 kg/cm2, el esfuerzo cortante está en un rango de 100 a 500 kg/cm2, el ángulo de fricción interna es de 66º y el coeficiente de Poisson promedio es de 0.55 (Gamma, 2011).

Tabla 7. Variables de entrada para el análisis reológico mediante el algoritmo FRACTUR (Molerio 1995). Los datos de entrada corresponden a estalactitas colapsadas de las cavernas Don Martín y Los

Bandoleros.

Datos de entrada

Muestra Peso N(kg)

D(cm) L(cm) Angº. Radio Área S(cm2) Vol(cm3) E(kg/cm2)

1 DM 3.718 27 143 2.6 70 13.5 2289.06

593700 0,55

2 LB 0.78 14 30 2.6

7 615.44 15.86 593700 0,55

3 LB 0.546 11 21 2.6

5.5 379.94 12.215 593700 0,55

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Tabla 8. Análisis de tensiones normales de las estalactitas colapsadas de las cavernas Don Martín y Los Bandoleros.

Análisis de tensiones normales 1

(kg/cm2)

DL Deformación a lo largo del

eje (cm)

ε Deformación por tensión

normal (cm)

Vmáx Desplazamiento

máximo (cm)

ZE Zona de

elasticidad (cm)

máx Máxima tensión (kg/cm2)

Tmáx Máxima

tangencial (kg/cm2)

1.6242 0.000008121 0.001161337 0.00174201 0.00116134 1.082832 0.812124

0.0013 0.000000006 0.000000190 0.00000029 0.00000019 0.000845 0.000634

0.0014 0.000000007 0.000000151 0.00000023 0.00000015 0.000958 0.000719

Tabla 8. Continuación de Análisis de tensiones normales de las estalactitas colapsadas de las cavernas Don Martín y Los Bandoleros.

Análisis de tensiones normales 2

U Energía potencial

de la deformación (kg/cm2)

Etrans Estrechamiento transversal

(cm)

Ρ Tensión completa en el plano

inclinado (K

kg/cm2)

Ta Cortante

en el plano de distorsió

n

AD Ángulo de

distorsión (º)

AD máx Ángulo

máximo de distorsión

(º)

MD Módulo de

deslizamiento (kg/cm2)

Vp Velocidad

de propagació

n de las ondas P

(m/s)

2.158925424

0.0000020303

0.0082 0.0077 0.00000009

6 0.0000001

0 80000 303.70

0.000000074

0.0000000016

0.0239 0.0000 0.00000000

0 0.0000003

0 80000 303.70

0.000000041

0.0000000018

0.0239 0.0000 0.00000000

0 0.0000003

0 80000 303.70

Tabla 9. Análisis de tracción de las estalactitas colapsadas de las cavernas Don Martín y Los Bandoleros.

Análisis en tracción

TMT Tensiones máximas

tangenciales (cortantes) en tracción

Kg/cm2 (tang)

TMT(norm) Tensiones máximas normales

(compresión) en tracción

Kg/cm2

DA Desplazamientos angulares (cm)

12732.3954 24485.3759 1.0823E-06

12732.3954 24485.3759 1.2804E-06

12732.3954 24485.3759 1.1407E-06

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Tabla 10. Análisis de torsión de las estalactitas colapsadas de las cavernas Don Martín y Los Bandoleros.

Análisis de torsión

Wp Módulo

polar de la sección (cm3)

Ip Momento polar de

inercia (cm4)

Angulo de

torsión unitaria

(rad)

Mt Momento torsor (K kg/cm)

Desplazamientos angulares en la

torsión

TMT Tensiones máximas en torsión (kg/cm2)

U Energía

potencial en toda la barra

(kg/cm2)

3864.7480 52174.0982 8.12E-06 3.39E+04 8.1212E-06 8.77094 19.68318646

538.7831 3771.4820 6.34E-09 1.91E+00 6.3369E-09 0.00355 1.8174E-07

261.3412 1437.3768 7.19E-09 8.26E-01 7.1853E-09 0.00316 6.23369E-08

Tabla 11. Análisis de flexión de las estalactitas colapsadas de las cavernas Don Martín y Los

Bandoleros.

Análisis de flexión

Wx Módulo de la

sección en la

flexión (cm3)

Ix Momento de inercia respecto al eje central principal

(cm4)

Ymax Punto

donde la tensión

es máxima

(cm)

Eix Rigidez a la flexión (kg/cm2)

M Momento

flector (kg/cm)

Tensiones máximas Mlím

Momento límite

(kg/cm) máx.

(sobre Ix) (kg/cm2)

máx. (sobre Wx)

(kg/cm2)

1932.37 26087.05 13.5 29400 57259.22 29.631 29.632 5328.344

269.39 1885.74 7 29400 3.229 0.012 0.0126 0.579

130.67 718.69 5.5 29400 1.3957 0.011 0.0107 0.319

Se utilizó la escala de daños sísmicos (Gilli, 1996) o tectónicos en cavernas con ciertas modificaciones a localidades dentro de un mismo sistema cárstico (según la redefinición por Molerio, 2013) para identificar la intensidad de los fenómenos de inestabilidad en el carso. Esta escala clasifica la importancia de los eventos con valores entre 0 y 5, siendo el inferior para los casos en que no hay evidencias y el límite superior para el caso en que estos fenómenos estén bien desarrollados. En la tabla 12 se presenta una aplicación de la escala de daños sísmicos o tectónicos en cavernas de Boca de Jaruco.

Tabla 12. Daños observados en las cavernas estudiadas en Boca e Jaruco (basada en la escala

cualitativa de Gilli, 1996).

Cueva 0 1 2 3 4 5

Los Bandoleros x x

Don Martín x x x

Cinco Cuevas x

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Para el análisis de la geocronología espeleológica y correlación geológica y geotectónica se partió del hecho de que el escenario espeleológico es ideal para las investigaciones paleosísmicas por el hecho de que los daños por terremotos son luego fosilizados por la calcificación y así preservados de la erosión y de los restantes criterios establecidos por Gilli (1999b); Kagan et al. (2005) y Kagan (2012) se establecieron los parámetros propios para hacer la cronología relativa del área. Las espeleosismitas estudiadas en las cavernas permiten identificar antiguos terremotos que ocurrieron hasta 10000 años antes del presente. Un grupo importante de estos eventos que quedaron marcados en el fracturamiento de espeleotemas coincidió con el período de asentamiento de indocubanos en las cavernas del territorio (aproximadamente 4000 años AP). De acuerdo con el Dr. Racso Fernández Ortega, Director del Instituto de Nacional de Antropología de Cuba, los fechados de la ocupación aborigen indocubana del sitio Canímar Abajo, en la desembocadura del río Canímar, en la Bahía de Matanzas, pueden correlacionarse con los asentamientos de Boca de Jaruco que se han identificado en las cavernas de Don Martín, Cinco Cuevas, Las Muelas, El Zapato y otras. No existen fechados de áreas más cercanas a Boca de Jaruco, pero estos yacimientos se corresponden también con grupos de bajos niveles productivos o pescadores-recolectores-cazadores (Fernández, 2016). Las evidencias se encontraron en Don Martín, en el acantilado de la caverna de Los Bandoleros, en Cinco Cuevas y en la caverna de las Muelas, lo que ha permitido una primera aproximación al fechado de terremotos prehistóricos hasta la base del Holoceno, 10000 años AP (Tabla 13). Como se ha señalado con anterioridad debido a la ausencia de fechados absolutos de las formaciones fracturadas y colapsadas esta estimación se ha realizado sobre la base de tres grupos de métodos de datación relativa (Molerio et al., 2016b):

Espeleosismitas (estalagmitas, columnas y cortezas de coladas) que descansan sobre depósitos de comida, menaje y basura aborigen (Figuras 22 y 23), lo que indica que han sido posteriores a la ocupación de la cueva por grupos humanos preagroalfareros que, fechados en el sitio Canímar, unos 80 km al este, muestran una edad de unos 4000 años AP .

Figura 22. Columna y corteza estalagmítica fracturada y colapsada sobre restos de comida

aborigen.

40

Figura 23. Corteza de coladas fracturada sobre restos de comida y menaje aborigen.

Espeleosismitas que se encuentran en cavernas elevadas en el frente de los acantilados marinos (Figura 24); tales cavernas han sido excavadas en rocas fechadas hasta 10000 años AP lo que indica que tales eventos tienen una edad menor que el período antes mencionado (10000 años AP).

Figura 24. Registro de cuatro eventos paleosísmicos en la muestra PJ-1 a partir de la medición de las desviaciones en el eje de goteo.

Espeleosismitas, básicamente estalagmitas y cortezas de sínter que cubren fósiles de vertebrados cuaternarios, pleistocénicos básicamente, como el Megalocnus rodens (M. rodens), perezoso gigante cubano supuestamente extinto 6000 años AP pero que pudo haber coexistido con los indocubanos preagroalfareros recolectores cazadores que habitaron la región entre 3000-4000 años atrás. En la zona de estudio no se ha encontrado aún asociado a restos de dieta aborigen. Los subfósiles de M. rodens indican que sobrevivió

41

bien adentrado el Holoceno, provocando especulaciones de que pudo haber sobrevivido en los bosques montanos de las tierras altas cubanas hasta el siglo XV o XVI (Molerio et al., 2016b). Sin embargo, los más recientes datos de datación por radiocarbono por espectrometría de masas acelerada reportan la fecha del año 4190 antes del presente, calibrado al 4700 antes del presente. Esto es similar a la más reciente fecha reportada para el perezoso de La Española, 4391 AP, calibrado al año circa 5000 antes del presente, para el pequeño y probablemente arborícola Neocnus comes, y cerca de 1200 años después de la primera fecha conocida de la ocupación humana del año 5140 antes del presente, calibrado al 5900 antes del presente.

Tabla 13. Línea de tiempo relativa.

Evento Edad Expresión Caverna

Cuatro eventos coincidentes

5480 – 420 a AP

Columna fracturada sobre corteza subsidente depositada sobre

sedimentos mezclados con restos de dieta aborigen

Don Martín

< 4000 a AP

Colada estalagmítica sobre sedimentos

mezclados con restos de dieta aborigen

Don Martín

<4700 a AP Colada estalagmítica

sobre restos fosilizados de Megalocnus rodens

Vaho

Cuatro eventos sobrepuestos

(homólogos con cuatro eventos en

estalactitas fracturadas en el

mismo sitio)

< 8000 a AP

Muestra PJ-1. Estalagmita decalcificada y redisuelta en acantilado elevado en

Punta Jijira

Estalactita con cuatro niveles de fracturamientos.

Los Bandoleros

Elevación neotectónica de la

terraza de Seboruco en Punta Jijira

circa <10000 a

AP

Terraza elevada de Fm. Jaimanitas sobre brecha

postarrecifal Los Bandoleros

Para el cálculo de la frecuencia natural se utilizó el nomograma de Lacave et al., 2000 en función del tipo y longitud de las estalactitas (Figura 25).

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Figura 25. Estimación de las frecuencias naturales de las espeleotemas mediante el nomograma de

Lacave (2000).

En la caverna el Vaho las estalactitas de tipo espaguetis no han colapsado no sobrepasan los 7 cm de longitud. En la caverna de Don Martín se estimaron las frecuencias a 17 muestras, de ellas seis eran de tipo espaguetis normales, y 11 de tipo estalactita/estalagmita; mientras que en la caverna de Los Bandoleros las dos muestras medidas eran de tipo espaguetis delgados. Posteriormente en los resultados del procesamiento se entra en detalles respecto a las frecuencias obtenidas a partir del nomograma. 2. 4 Materiales complementarios empleados.

Modelo digital de elevaciones del terreno.

El modelo digital de elevaciones del terreno (MDE) restringido al área de estudio permite observar en forma tridimensional la superficie del terreno (Figura 26). Este se muestra con los límites de las formaciones que afloran en el área, posibilitando establecer relaciones entre el relieve y la geología, donde se aprecia además como los límites de cada una de las formaciones presentes coinciden con cada uno de los niveles de terrazas existentes en el área.

Teniendo como base el MDE se realizaron otros mapas morfológicos y morfométricos como son: Mapas de sombras del MDE y mapa de disección vertical (DV) del relieve. La sombra constituye un elemento importante para resaltar los rasgos del relieve. Mediante el efecto del sombreado se logran visualizar los diferentes complejos litológicos a través de sus texturas características además de su marcado carácter estructural (Figura 27), al proveer una mejor visión del relieve (Díaz et al., 2008).

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Figura 26. Imagen del modelo digital de elevaciones del terreno a partir del satélite SRTM 30 x 30 en

Surfer 11.

Figura 27. Diferentes vistas del MDE obtenidas en el sistema informático Global Mapper.

El mapa de DV se obtuvo en el sistema informático ArcGis 10.1 a partir de generar un modelo por diferencia entre la cota máxima y la cota mínima existente en la cuadrícula elegida, este se hizo con el objetivo de resaltar aún más los lineamientos de la región. La figura 28 muestra la DV del área.

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La existencia de valores altos de disección vertical señala eventos tectónicos de mayor o menor envergadura, incluso de Neotectónica (encajonamiento de la red fluvial y formación de cañones). Generalmente su tendencia coincide con la tendencia general del relieve al ascenso como es clásico para el bloque de Cuba norte. El significado tectónico de su interpretación hace evidente zonas de interés y el procedimiento de la matriz de sus datos permite sacar conclusiones de valor ingeniero-geológico. En este mapa los tonos claros equivalen a los mayores valores de disección vertical y por consiguiente los tonos oscuros a los menores valores del parámetro. Tanto en la figura 28 como en la 29, con las distintas vistas se pueden apreciar las terrazas, el cañón del río, un lineamiento al sur del área que se extiende desde el oeste hacia el este, además de otros dos que están uno al este y el otro al oeste del área, con direcciones N-S y SO-NE respectivamente. Resulta importante esclarecer que el lineamiento que se observa en la figura 28 en el centro del área, el cual presenta un carácter cuasihorizontal y se extiende desde el oeste al este pudiera deberse a un error de los datos, dado por discontinuidades en el proceso de digitalización.

Figura 28. DV del área obtenida en el sistema informático Oasis Montaj 7.0.1.

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Figura 29. Diferentes vistas de la disección vertical aplicada obtenidas en el sistema informático Global Mapper.

Mapa de anomalías isostáticas residuales: En la siguiente figura se aprecia una sección correspondiente al mapa de magnitudes máximas posibles (Mmáx) a escala 1:500 000, el cual se obtuvo a partir de la información isostática en términos de la distribución espacial del gradiente horizontal máximo (GHM) de las anomalías isostáticas residuales (AIR). La caracterización isostática de las zonas sismogeneradoras (ZSG) y la zonación de las magnitudes máximas (Mmáx) parte del estudio de las relaciones entre la isostasia y la sismicidad, que a su vez permite tener un mayor grado de conocimientos sobre la estructura profunda de la corteza y sus implicaciones en la actividad tectónica, relacionada directamente con la sismicidad. Este mapa permite tener una idea cuantitativa de las magnitudes máximas posibles y más frecuentes a esperar en las diferentes zonas. Existen casos en los que la tectónica de las diferentes zonas refleja la presencia de estructuras potenciales generadoras de eventos sísmicos, lo cual se complementa además con interpretaciones de los campos físicos (Cuevas, 1998).

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Figura 30. Sección del mapa de magnitudes máximas posibles (Mmáx), obtenido a partir de

información isostática (gradiente horizontal máximo de las anomalías isostáticas residuales) a escala 1:500 000 (Cuevas, 1998)

Conclusiones parciales del capítulo II.

1. Los mapas de campos potenciales sin transformaciones permitieron analizar el comportamiento litológico de las formaciones así como evidenciar el comportamiento de la falla geológica en los campos.

2. Los aspectos tratados en la adquisición de los datos estructurales reflejan la puesta en práctica de las mejoras introducidas a la metodología de identificación de evidencias paleosísmicas en cavernas, permitiendo a su vez reconocer estas evidencias en las en cavernas seleccionadas.

3. A partir de las comparaciones de las alineaciones regionales con las locales, estas con las de las cavernas, y a su vez con las de las formaciones se determinaron las relaciones entre las direcciones predominantes

4. Las evidencias colectadas en las cavernas estudiadas permitieron realizar una primera aproximación del fechado de terremotos prehistóricos, sobre la base de tres grupos de métodos de datación relativa debido a la ausencia de fechados absolutos en el área.

5. Las estalactitas sanas de baja frecuencia natural, como los espaguetis de longitud son tan importantes como las espeleotemas fracturadas y colapsadas, lo que mejora la metodología de cálculo. El nomograma de Lacave permite extender el cálculo de frecuencia a formaciones sanas.

6. De los materiales complementarios se tiene que los mapas de sombra derivados del MDE y de la DV permiten resaltar los lineamientos de la región,

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y a partir del mapa de anomalías isostáticas residuales se estimó que las magnitudes máximas posibles a esperar para la zona de estudio están entre 5,5 y 6, lo cual corrobora que se trata de una zona de sismicidad media.

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CAPÍTULO III: RESULTADOS E INTERPRETACIÓN DE LOS DATOS GEOFÍSICOS Y ESTRUCTURALES DE BOCA DE JARUCO.

En este capítulo se presentan los resultados de la investigación derivados de las técnicas de procesamiento aplicadas a los datos de campos potenciales y de los análisis de los métodos de caracterización de paleosismos. Además se expone la interpretación integrada de toda la información recopilada y procesada en el desarrollo del trabajo de diploma. 3. 1 Resultados de los procesamientos a los campos potenciales. Datos Gravimétricos: Tanto la primera derivada del campo gravimétrico como la segunda resaltan muy bien el límite entre la superficie terrestre y el mar (Figura 31). En ambos casos se observa una cadena de máximos en dirección N-S. La falla demostrada en el área se comporta en el campo con una disminución de los valores en la primera derivada enmarcada entre valores máximos. Como la primera derivada del campo resalta las anomalías asociadas a la fuente geológica, se observa al NE una zona de valores mínimos debido a los bajos valores relativos de densidad que presentan las rocas de la Fm. Jaimanitas respecto a la Fm. Güines. La segunda derivada del campo gravimétrico se comporta de manera abigarrada con alternancia de valores máximos y mínimos en dirección N-S, caracterizando las heterogeneidades presentes.

Figura 31. Primera y segunda derivada de DG.

Para las CAA realizadas a las diferentes alturas (250 m y 500 m) se mantiene un comportamiento similar (Figura 32) evidenciando no solamente que son estructuras en profundidad sino que están respondiendo a la misma estructura geológica (a su composición y forma), demostrando además que las formaciones más densas están al sur del área que se corresponden con la Fm. Güines y al norte las menos densas relacionadas con las formaciones Jaimanitas y Vedado.

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Figura 32.CAA de 250m y 500m de DG.

Para la CAD realizada a las profundidades de 100 m y 200 m (Figura 33) se mantiene un comportamiento similar del campo que el observado para el mapa gravimétrico sin transformaciones, ratificando que esas estructuras se encuentran a mayor profundidad, responden a los mismos objetos, puesto que permanecen los valores mínimos al norte y al sur valores máximos en dirección NO-SE.

Figura 33. CAD de 100 m y 200 m de DG.

La SA resalta los bordes de las estructuras (Figura 34), en este caso se delimita muy bien el límite del mar con la zona terrestre, además aclara los contactos verticales y se aprecia una zona de máximos al sur debido a contactos litológicos. Se observa un mínimo en la zona central del área que se extiende adelgazando hacia el este, indicando la presencia de una zona de cavernamiento.

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Figura 34. Señal analítica de DG.

Datos magnéticos: En la figura 35 se puede apreciar la reducción al polo aplicada a los datos magnéticos, para simplificar el mapa de valores observados, donde se observa un gran máximo magnético al sur que se extiende desde el oeste hacia el este con dirección NO-SE casi hasta el centro del área asociada a la falla demostrada en el área. En esta zona no hay magnetización remanente o no es influyente.

Figura 35. Reducción al Polo de DT.

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Para la derivada vertical de primer orden se observan dos comportamientos de campo distintos, hacia el NE hay alternancia de valores máximos y mínimos y valores medios y al sur una zona fundamentalmente de valores máximos. Se observa hacia el centro del área una zona de valores medios limitados al norte por valores máximos y mínimos y al sur por una cadena de máximos que se extiende desde el oeste al este con dirección NO-SE, este comportamiento se debe a una falla demostrada en el área. La segunda derivada del campo se comporta de manera abigarrada con alternancia de valores máximos y mínimos en dirección N-S, resaltando las heterogeneidades.

Figura 36. Primera y segunda derivada de DT.

Las CAA realizadas a las diferentes alturas (250m y 500m) muestran un comportamiento similar entre sí (Figura 37), resaltando para ambas alturas un máximo al sur con dirección NO-SE, donde se continúa apreciando la falla demostrada, marcada por la diferencia entre un campo determinado por los máximos y la zona de valores medios hacia arriba. Además se observan dos contactos con orientación SO-NE, bordeando una amplia zona de valores medios, al interior de la cual se destacan dos mínimos. Al NE del área se aprecia una zona de valores mínimos.

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Figura 37. CAA de 250 m y 500 m de DT.

La CAD realizada a las profundidades de 100 m y 200 m (Figura 38) muestra igual comportamiento del campo que para las CAA, puesto que se refleja lo mismo en profundidad tanto en su composición como en su forma. Se aprecia al sur del área un aumento de los valores en dirección NO-SE, asociado a la falla demostrada en el área, además se observan los lineamientos en dirección SO-NE que bordean valores medios en el centro del área.

Figura 38. CAD de 100 m y 200 m de DT.

La figura 39 donde se muestra la SA aplicada a los datos magnetométricos muestra una cadena de máximos en la misma dirección que arrojaron las demás transformaciones (NO-SE) esta responde a una zona de falla.

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Figura 39. Señal analítica de DT.

3. 2 Interpretación integrada de los campos potenciales y sus transformaciones con los resultados de los análisis morfométricos.

A partir del estudio del MDE en las diferentes vistas de sombreado, del análisis de la DV obtenida y de los resultados derivados tanto de los mapas de campos potenciales sin transformaciones como de los procedentes de las derivadas verticales (de primero y segundo orden), continuaciones analíticas ascendentes y descendentes y señales analíticas se evidenció al sur del área un contacto litológico llamado A con dirección NO-SE; un poco más hacia el centro del área pero en la misma dirección que el contacto A se corroboró la existencia de una falla geológica mediante los análisis de los campos potenciales y sus transformaciones, puesto que esta falla se manifestaba en la gran mayoría de los mapas resultantes. Los lineamientos B y C con direcciones SO-NE y N-S respectivamente apreciados con los datos magnéticos y las continuaciones analíticas ascendentes y descendentes se comprobaron con los análisis pertinentes al MDE y la DV. Con la señal analítica del campo gravimétrico se identificó en el centro del área una zona de cavernamiento. Además se pudo caracterizar el comportamiento litológico de las formaciones, pues las de mayor densidad se reflejan en los campos con mayores valores como es el caso de Güines, y las de menor densidad que tienen menores valores se reflejan en Jaimanitas. Las siguientes figuras se corresponden con el MDE (Figura 40) y la DV (Figura 41) con la superposición de los principales elementos derivados de la interpretación.

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Figura 40. MDE con la superposición de los elementos derivados de la interpretación.

Figura 41. DV con la superposición de los elementos derivados de la interpretación.

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3. 3 Resultados del procesamiento de los datos estructurales e interpretación.

Del empleo del método semicuantitativo Booleano resultó que de las tres cavernas visitadas solo Don Martín y Los Bandoleros contienen evidencias de eventos paleosísmicos. Se tuvo una aproximación direccional entre las direcciones medidas en Don Martín y la tendencia regional. De las direcciones principales resultantes del análisis direccional y geodésico de las galerías de la caverna de Don Martín, la NO-SE tiene la dirección aproximada de la falla geológica demostrada, la cual es de edad Plioceno, que fue posterior a los sedimentos del Mioceno, y la N-S puede estar relacionada con el lineamiento C determinado por métodos geofísicos y morfométricos. De las direcciones predominantes para Los Bandoleros: la NE-SO pudiera estar relacionada con el lineamiento B determinado por los métodos geofísicos y morfométricos. Las principales direcciones de fracturamiento identificadas en Don Martín coinciden con las direcciones de los ejes de crecimiento de la estalagmita con anomalías de crecimiento, la columna con los dos eventos identificados y la estalactita fracturada con crecimiento de espaguetis secundarios. Del cálculo del campo de tensiones en espeleotemas fracturadas obtenido a través de FRACTUR se tiene que muestra valores inferiores a las tensiones normales en el terreno natural, a la profundidad de ensayo (entre 2 y 8 metros bajo la superficie), coincidente con las profundidades máximas medidas en la Cueva de Don Martín. En efecto, los valores mínimos de resistencia a la compresión encontrados en muestras examinadas en laboratorio son del orden de los 20 kg/cm2 (el valor mínimo de 20 muestras fue de 18 kg/cm2). Los valores de resistencia al cizallamiento de las muestras son inferiores, en el orden del 60-70% de la resistencia a la compresión. Los resultados de la modelación determinística mostraron valores muy bajos para las propiedades de resistencia a la compresión y cizallamiento de las espeleosismitas, lo que significa que éstas pueden fracturarse con frecuencias inferiores a las del macizo. Esto sugiere que el fracturamiento de las espeleotemas ha ocurrido como un hecho independiente al solevantamiento neotectónico del área y puede asociarse a paroxismos de tipo sísmico. Asimismo, los valores de resistencia a la flexión y la torsión son superiores a los de la resistencia de la roca sana, lo que indica que el fracturamiento y colapso de las espeleotemas puede explicarse por eventos donde domina la fuerza de cizallamiento y en el que puede incluirse, además de las espeleotemas mencionadas tal vez algunos procesos de clastificación. Sin embargo, el desplazamiento de los ejes de crecimiento no puede explicarse satisfactoriamente solo con estos indicadores. Por ello, pueden suponerse eventos fuertes, de alta frecuencia, que sobrepasaron la capacidad de resistencia del macizo y lo desplazaron alternativamente. Este es un hecho a considerar en las investigaciones futuras.

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Según la escala de daños sísmicos o tectónicos en cavernas, las intensidades máximas tanto en Don Martín como en los Bandoleros son de 3. A partir de las evidencias encontradas en Don Martín, en el acantilado de la caverna de Los Bandoleros, en Cinco Cuevas y en la caverna de Las Muelas para el análisis de la geocronología espeleológica se puede llevar el período de recurrencia, por indicadores indirectos hasta al menos 4000 años antes del presente, no se puede precisar la magnitud e intensidad de estos eventos, pero si están demostrados por la presencia de espeleosismitas cubriendo lo depósitos aborígenes en la caverna de Don Martín y en la corteza estalagmítica que cubre el esqueleto de Megalocnus rodens en la caverna del Vaho. Se han definido hasta cuatro niveles de agrietamiento en las espeleosismitas por lo que puede asumirse que han ocurrido cuatro sismos en 4000 años (en primera aproximación). Que las estalactitas de tipo espaguetis que no sobrepasan los 7 cm de longitud no hayan colapsado se debe a que no ha habido movimientos a partir del momento de su formación en el cual la frecuencia haya sido mayor que la de dichas estalactitas. Las seis formaciones de tipo espaguetis normales de la caverna de Don Martín, cuyas longitudes oscilaban entre 1-2 metros y sus diámetros estaban entre los 0.8 y 1.3 cm, mantienen valores de frecuencias naturales relativamente bajos y sin cambios bruscos, estas frecuencias eran de 1.4, 2.5, 2.5, 3, 3 y 4 Hz. Mientras que para 11 muestras de tipo estalactita/estalagmita las frecuencias tenían mayores fluctuaciones: 1.5, 3, 3.5, 3.5, 5, 6, 7, 18,19, 28,35 Hz. Todas dentro del rango de excitación sísmica. Las frecuencias naturales estimadas para las estalactitas de Los Bandoleros que medían 0,3 m y 0,21 m eran de 40 y 80 Hz respectivamente, estos valores elevados llaman la atención por el hecho de que superan el límite establecido para el rango de frecuencias sísmicas, lo que podría sugerir que se puede extender el rango de excitación de los paleosismos aunque al tratarse solo de dos muestras se debe seguir estudiando este comportamiento en muestras similares. Las grietas de asentamiento observadas en Don Martín son dominantemente horizontales, las cuales son debidas a que falla el soporte por sobrecarga, ya sea porque los sedimentos en los que se sostiene migraron por solifluxión o reptación (creeping), o en todo caso debido a licuefacción sísmica o por erosión hídrica, en este caso particular debido a que la caverna ha permanecido desaguada los últimos 10000 años se le atribuye a un proceso de licuefacción Se ha podido identificar, en primera aproximación, los esfuerzos compresivos y tangenciales que se derivan de las ondas P y S mediante métodos analíticos y su comparación con los valores de laboratorio de las resistencias a la compresión y al cizallamiento de las espeleotemas.

57

Conclusiones parciales del capítulo III.

1. Con la integración de los resultados obtenidos del procesamiento tanto de los datos geofísicos como del MDE y la DV aplicada fue posible corroborar la existencia de una falla en el área, identificar una zona de cavernamiento y dos nuevos lineamientos, así como caracterizar el comportamiento litológico de las formaciones que afloran.

2. De los resultados obtenidos de FRACTUR se tiene que los movimientos dominantes son de tracción, porque son los únicos casos en que las tensiones de tracción son superiores a las tensiones medias de compresión en el sistema.

3. A partir de los métodos de caracterización de las espeleosismitas se concluye que:

a. Que todas las formaciones colapsadas no necesariamente se deben al efecto de paleosismos; es decir, formaciones decalcificadas o redisueltas, pueden colapsar por efectos colaterales como fatiga y pérdida de agarre.

b. Que las formaciones sanas (no fracturadas) deben poseer una frecuencia natural superior a la de los sismos de mayor magnitud ocurridos en el área

c. Que las estalactitas de tipo espaguetis normales y de tipo estalactitas/ estalagmitas tienen frecuencias naturales dentro del rango de excitación sísmica.

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CONCLUSIONES. 1. Mediante el análisis conjunto de los indicadores de paleosismicidad basados

en el registro de espeleotemas y la información geólogo-geofísica se pudieron identificar eventos paleosísmicos en el área de Boca de Jaruco, dando solución al problema científico de la investigación y demostrándose la hipótesis de trabajo planteada inicialmente.

2. A partir del análisis de las metodologías empleadas por otros autores

adaptándolas a las particularidades del área y la integración de los métodos geofísicos con este tipo de investigaciones paleosismológicas se perfeccionó la metodología de adquisición y procesamiento.

3. Se contribuyó a extender el área de amenaza geológica en la Franja Norte de

Crudos Pesados del occidente de Cuba al demostrarse la presencia de eventos paleosísmicos en la zona, hasta ahora considerada de sismicidad baja a media.

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RECOMENDACIONES. 1. Aplicar métodos eléctricos y sísmicos en la zona para precisar las condiciones

geotécnicas y así comparar los resultados derivados de los análisis de datos estructurales con las características propias del suelo.

2. Realizar mediciones en la red de grietas del territorio (tanto en cortes como en afloramientos) como parte de la adquisición de los datos.

3. Determinar por métodos de datación absoluta las edades de las estalagmitas con desviaciones en los ejes de crecimiento para poder hacer una correlación con los registros paleosismológicos.

4. Utilizar la metodología empleada en áreas con características geólogo-geofísicas análogas y emplear los resultados como material de base para la docencia en la carrera de Ingeniería Geofísica.

5. Considerar las nuevas dimensiones del área de peligro sísmico en la planificación urbana y la prevención de desastres.

6. Incorporar los estudios paleosísmicos a las normativas de construcción y de ordenamiento territorial.

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65

ANEXOS.

Anexo 1. Catálogo de terremotos perceptibles en Cuba Occidental (1777-1987). Leyenda: M: Magnitud, H: Profundidad, I: Intensidad (Gamma, 2012).

Fecha Hora Lat. N Lon. W M H I Localidades

1777 JUL 07 09:29 (22.83) (82.03) (3.7) (10) 5 Güines

1791 JUN 21 (23.05) (81.96) - - C.Habana-Matanzas

1812 (23.05) (81.58) (3.1) (10) (4) Matanzas

1843 MAR 05 (23.05) (81.58) (2.5) (10) 3 Matanzas

1843 MAR 08 09:39 (23.13) (82.40) - - Ciudad Habana

1843 MAR 08 16:59 (23.13) (82.40) - - 7 Ciudad Habana

1852 (23.13) (82.40) - - Ciudad Habana

1852 (23.05) (81.58) 3.7) (10) 5 Matanzas

1854 (23.13) (82.40) - - Ciudad Habana

1854 (23.05) (81.58) - - Matanzas

1854 SEP 09 (23.05) (81.58) (3.7) (10) 5 Matanzas

1862 (22.79) (83.42) - - 7 Cajálbana-F.Caimito

1862 DEC (23.13) (82.40) (2.5) (10) 3 Ciudad Habana

1868 MAR 25 (23.13) (82.40) (3.7) (10) 5 Ciudad Habana

1879 DEC (22.78) (83.45) (4.2) (20) 5 Cajalbana

1879 DEC 21 (22.71) (83.06) (3.3) (15) 4 San Cristóbal

1880 (23.13) (82.40) - - 7 Ciudad Habana

1880 (23.05) (81.58) - - 9 Matanzas

1880 JAN 23 04:39 (22.70) (83.00) (6.0) (15) 8 San Cristóbal

1880 JAN 26 07:29 (22.41) (83.72) (3.3) (15) 4 Pinar del Rio

1880 FEB 02 07:29 (22.75) (83.56) (3.5) (20) 4 Consolación Norte

1879 DEC (22.78) (83.45) (4.2) (20) 5 Cajalbana

1879 DEC 21 (22.71) (83.06) (3.3) (15) 4 San Cristóbal

1880 (23.13) (82.40) - - 7 Ciudad Habana

66

1880 (23.05) (81.58) - - 9 Matanzas

1880 JAN 23 04:39 (22.70) (83.00) (6.0) (15) 8 San Cristóbal

1880 JAN 26 07:29 (22.41) (83.72) (3.3) (15) 4 Pinar del Rio

1880 FEB 02 07:29 (22.75) (83.56) (3.5) (20) 4 Consolación Norte

1895 (22.34) (84.39) - - 7 Arroyo de Mantua

1896 (22.75) (83.56) (4.2) (20) 5 La Palma

1905 (23.05) (82.01) (3.1) (10) 4 Jaruco

1906 MAY 08 (22.71) (83.06) (2.7) (15) 3 San Cristóbal

1906 MAY 26 20:29 (22.71) (83.06) (2.7) (15) 3 San Cristóbal

1906 OCT (22.20) (84.09) (3.3) (20) 4 Guane

1907 FEB 19 (23.13) (82.40) (3.7) (10) 5 Ciudad Habana

1907 APR 15 (23.13) (82.40) (3.1) (10) 4 Ciudad Habana

1910 (22.63) (83.37) (3.0) (15) 3.5 San Diego Baños

1913 (22.34) (84.39) (3.5) (20) 4 Arroyo de Mantua

1914 MAY 27 06:59 (22.71) (82.28) (3.1) (10) 4 Batabanó

1914 MAY 28 03:29 (22.71) (82.28) (3.7) (10) 5 Batabanó

1932 (23.13) (82.40) (3.1) (10) 4 Ciudad Habana

1939 FEB 15 16:45 (22.60) (83.30) (2.7) (15) 3 C.Sur-Pilotos-S.Ctbal

1940 MDD (22.29) (84.29) (2.9) (20) 3 Mantua

1942 (22.41) (83.72) (3.3) (15) 4 Pinar del Rio

1942 DEC 18 (23.13) (82.40) (3.1) (10) 4 Ciudad Habana

1943 (22.81) (80.08) (2.9) (10) 3.5 Sagua la Grande

1944 0CT 12 15:00 (22.71) (83.06) (4.0) (15) 5 San Cristóbal

1945 MDA (22.29) (84.29) (3.5) (20) 4 Mantua

1945 NCH (22.68) (79.71) (3.1) (10) 4 Arroyo Naranjo

1946 (22.60) (83.31) (3.3) (15) 4 Entq.S.Diego Baños

1953 (22.41) (83.72) (3.3) (15) 4 Pinar del Rio

1957 SEP 11 23:30 (22.18) (83.63) (4.1) (10) 5 Pinar del Rio

67

1957 NOV 15 (22.29) (84.29) - - Mantua

1958 (22.71) (83.06) (3.3) (15) 4 San Cristóbal

1964 (22.16) (83.84) (3.3) (15) 4 Punta de Cartas

1964 MAR 27 NCH (22.07) (81.04) (3.7) (10) 5 Girón

1965 (22.78) (83.45) - - Cajalbana

1970 APR 27 11:55 (23.05) (81.58) (3.1) (10) 4 Matanzas

1970 JUL 24 TRD (22.90) (83.16) (3.0) (20) 3.5 Bahía Honda

1970 0CT 16 13:07:22 23.10 82.90 (3.6) (10) 3 Bahia Honda

1978 (23.05) (81.58) (2.5) (10) 3 Matanzas

1978 10:00 (22.24) (83.58) (3.1) (10) 4 La Coloma

1978 16:00 (22.05) (83.99) (2.9) (18) 3 Cortés

1978 TRD (22.66) (83.95) (3.2) (20) 3.5 Santa Lucia

1978 SEP 14 20:35 (21.90) (82.80) (3.1) (10) 3 Nueva Gerona

1981 (22.90) (83.16) (2.8) (15) 3 Bahía Honda

1984 JAN MDA (22.60) (83.71) (2.9) (20) 3.5 Vinales

1984 JAN MNN (22.60) (83.71) (2.7) (20) 3 Vinales

1984 MAY 16 02:50:37.0 (22.93) (80.50) (3.4) (15) 4.5 San Vicente

1985 FEB TRD (22.60) (83.71) (3.3) (20) 4 Vinales

1986 (22.48) (84.24) (3.5) (20) 4 Dimas

1987 FEB TRD (22.60) (83.71) (2.7) (20) 3 Vinales

68

Anexo 2. Ejemplos de actividad sísmica en ambientes cársticos; Sebela (2008).

PAÍS CAVERNA O ÁREA

CÁRSTICA TERREMOTO O EVENTO

SÍSMICO REFERENCIA

Bélgica Pere Noel (Han-sur-

Lesse) Quinif & Genty 1998

Bulgaria Douhlata

Angelova et al. 2005

Bulgaria Lepenitsa

Shanov et al. 2001

Bulgaria Troana cave Posible origen cosísmico

origen en la deformación de espeleotemas

Kostov 2002

Costa Rica

Gilli 1997

China Furong Dong show

cave

Durante el terremoto de febrero 2003 de M=3,5 un

largo número de espeleotemas se fracturaon

http://www.hongmeigui.net/~hmg/news.php?page=4

Francia La grotte de Villars,

Perigord Quinif & Genty 1998

Francia Grotte de Deux

Gourdes, eastern Pirenee

Movimientos neotectónicos and recientes de la falla

Gilli 1986

Francia Aven de la Portalerie,

Causse du Larzac

Se detectaron 2 terremotos en el período 36.800-4.500

A.C Bruxelles et al. 1998

Alemania Gaislochhole Posible origen cosísmico

origen en la deformación de espeleotemas

Moser & Geyer 1979

Israel caves in the Dead

sea region

Registros arqueológicos muestran evidencia de varios terremotos cada 500 años e

incluyen el temblor de 31 A.C

http://www.geotimes.org/feb03/feature_stories.html

Jordania Khirbet Rufeis cave

complex Daños por terremotos en los

840 y 50 A.D http://www.casa.arizona.edu/MPP/rufeis_cave/rufeis.html

Portugal Zambujal Pruebas de dos eventos

sísmicos Crispim 1999

Romania cave system

Humpleu, Bihor Mt.

Se detectaron 2 eventos tectónicos en los últimos

250000 años Onac et al. 1998

Suiza area north from the

lakeThoune Jeannin 1990

Suiza Dieboldslochli Terremoto de Basel en el

1356 con Mw= 6.9 Lemeille et al. 1999

Turquía Tilkiler

Gilli 1997

EUA Coronado cave,

Kartchner caverns and Colossal Cave

Terremoto de1887 http://www.thoughtsandplaces.org/Caverns/Coronado3.html

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