01. ELEMENTOS DE SISMOLOGIA.pdf

Elementos de Sismología

CAP 1. ELEMENTOS DE SISMOLOGIA INTRODUCCIÓN

Desde épocas remotas los movimientos sísmicos han sido uno de los fenómenos naturales más temidos por el hombre, por ser causantes de muerte y destrucción, por esto se ha tratado de estudiar a fondo estos fenómenos para poder prevenir los desastres que un sismo ocasiona. Para la ingeniería civil este tema es de vital importancia para poder analizar el comportamiento de las estructuras frente a los movimientos sísmicos, de manera de poder prever soluciones que permitan preservar la vida. Conceptos Generales La etimología de la palabra sismo proviene de un vocablo griego: SEISMOS= Agitación o movimiento rápido. Los terremotos en griego se designaban como seísmos tes ges, que traducido en latín significa Terrae motus, motus, de donde deriva la palabra Terremoto. Al igual que las erupciones volcánicas los sismos son manifestaciones de la inestabilidad de la tierra. Un sismo o terremoto, es una violenta sacudida de la corteza terrestre. Por su propia naturaleza los sismos son fenómenos violentos, pero de características variables. En ocasiones sólo son perceptibles mediante instrumentos muy sensibles, pero otras producen verdaderas catástrofes. La sismología es una rama de la geología que tiene por objeto estudiar y describir los movimientos sísmicos que ocurren en la tierra, se puede dividir en tres disciplinas: la sismología propiamente dicha, la ingeniería sísmica y la prospección sísmica: La sismología se divide en sismología teórica y sismología de observación; teórica con la aplicación de la teoría de la elasticidad a los fenómenos relacionados con la ocurrencia de terremotos y de observación con el registro de los terremotos con instrumentos instalados en superficie (sismómetros), esto permite estudiar la generación de los mismos, su mecanismo en el foco sísmico y la propagación de las ondas. La ingeniería sísmica estudia el cómo y él porque los terremotos afectan a las edificaciones y estructuras construidas por el hombre; su aspecto más relevante es el conocimiento de los desplazamientos, velocidades y aceleraciones que experimenta la superficie de la tierra y su efecto en las estructuras; con ello se busca lograr diseñar estructuras que sean resistentes a los terremotos. La prospección sísmica trata de la aplicación de los modelos sísmicos en la determinación de la estructura somera de la tierra para para ubicar las fundaciones de las estructuras, para la búsqueda de minerales, son métodos basados en la


aplicación de la reflexión y refracción de las ondas sísmicas en las diversas estructuras geológicas asociadas con estos yacimientos.

ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

Ahora se realizará una descripción de cada una de las capas interiores de la corteza terrestre Figura 1.

FIGURA 1: Capas de la corteza terrestre

Núcleo interno: 1.7% de la masa de la Tierra; profundidad de 5,1506,370 kilómetros (3,219-3,981millas). El núcleo interno es sólido y no está en contacto con el manto, sino suspendido en el fundido núcleo externo. Se cree que se ha solidificado como resultado del congelamiento por presión que se produce en la mayoría de los líquidos cuando la temperatura disminuye o la presión aumenta. Núcleo externo: 30.8% de la masa de la Tierra; profundidad de 2,8905,150 kilómetros (1,806-3,219millas) El núcleo externo es un líquido caliente, conductor de la electricidad, en el que se produce corrientes convectivas. Esta capa conductiva se combina con el movimiento de rotación de la Tierra para crear un dínamo que mantiene un sistema de corrientes eléctricas conocidas como campo magnético terrestre. Es también responsable de las sutiles alteraciones de la rotación de la Tierra. Esta capa no es tan densa como el hierro puro fundido, lo que indica la presencia de elementos más ligeros. Los científicos sospechan que aproximadamente un 10% de la capa está compuesto por oxígeno y/o azufre porque estos elementos son abundantes en el cosmos y se disuelven con facilidad en el hierro fundido. D": 3% de la masa de la Tierra; profundidad de 2,700-2,890 kilómetros (1,688 -1,806millas) Esta capa tiene entre 200 y 300 kilómetros (125 a 188 millas) de espesor y representa aproximadamente el 4% de la masa conjunta del manto y la corteza. A pesar de que se identifica habitualmente como parte del manto inferior, las discontinuidades sísmicas sugieren que la capa D" podría poseer una composición química diferente a la del manto inferior situado encima de


ella. Los científicos especulan sobre si el material se disolvió en el núcleo o fue capaz de hundirse a través del manto pero sin llegar al núcleo debido a su densidad. Manto inferior: 49.2% de la masa de la Tierra; profundidad de 6502,890 kilómetros (406-1,806millas) El manto inferior contiene el 72.9% de la masa conjunta del manto y la corteza y está probablemente compuesto principalmente por silicio, magnesio y oxígeno. También contiene algo de hierro, calcio y aluminio. Los científicos realizan estas deducciones asumiendo que la Tierra tiene los elementos cósmicos en una abundancia y proporciones similares a las del Sol y los meteoritos primitivos. Zona de transición: 7.5% de la masa de la Tierra; profundidad de 400650 kilómetros (250-406millas) La zona de transición o mesosfera (manto medio), llamada algunas veces capa fértil, contiene el 11.1% de la masa conjunta del manto y la corteza y es la fuente de los magmas basálticos. También contiene calcio, aluminio y granate, que es un silicato complejo con aluminio. Esta capa es densa cuando está fría debido al granate. Está fluida cuando está caliente porque estos minerales se funden fácilmente para formar basalto que luego se puede elevar a través de las capas superiores en forma de magma. Manto superior: 10.3% de la masa de la Tierra; profundidad de 10-400 kilómetros (6-250millas) El manto superior contiene el 15.3% de la masa conjunta del manto y la corteza. Algunos fragmentos de esta capa han sido sacados a la luz por la erosión de las cordilleras montañosas y erupciones volcánicas, permitiendo su observación. Los principales minerales que se han encontrado de esta forma son olivino (Mg,Fe)2SiO4 y piroxeno (Mg,Fe)SiO3. Estos y otros minerales son refractarios y cristalinos a altas temperaturas; por lo tanto, la mayoría se desprende del magma ascendente, formando más material en la corteza o no abandonan nunca el manto. Parte del manto superior llamada astenosfera podría estar parcialmente fundida. Corteza oceánica: 0.099% de la masa de la Tierra; profundidad de 0-10 kilómetros (0-6millas). La corteza oceánica contiene el 0.147% de la masa conjunta del manto y la corteza. La mayor parte de la corteza terrestre se produjo a partir de la actividad volcánica. El sistema de dorsales oceánicas, una red de volcanes de 40,000 kilómetros (25,000 millas) de longitud, genera nueva corteza oceánica a razón de 17 km 3 por año, cubriendo el fondo del océano con basalto. Hawai e Islandia son dos ejemplos de la acumulación de pilas de basalto. Corteza continental: 0.374% de la masa de la Tierra; profundidad de 050 kilómetros (0-31millas). La corteza continental contiene el 0.554% de la masa conjunta de manto y corteza. Esta es la parte más externa de la Tierra y está compuesta


básicamente por rocas cristalinas. Estos son materiales flotantes de baja densidad dominados principalmente por el cuarzo (SiO2) y los feldespatos (silicatos pobres en metal). La corteza (tanto oceánica como continental) es la superficie de la Tierra; como tal, es la parte más fría de nuestro planeta. Debido a que las rocas frías se deforman lentamente, nos referimos a esta rígida cáscara externa como litosfera (capa rocosa o fuerte).

TECTÓNICA DE PLACAS

La tectónica de placas implica la formación, movimiento lateral, interacción y destrucción de las placas litosféricas. La mayor parte del calor interno de la Tierra se revela a través de este proceso y muchas de las grandes estructuras y fenómenos topográficos de la Tierra se forman como consecuencia de ello. Los valles rift y las vastas mesetas de basalto se crean por la rotura de las placas cuando el magma asciende desde el manto hasta el fondo del océano, formando nueva corteza y separando las dorsales situadas en mitad del océano. Las placas chocan y se destruyen a medida que se hunden en las zonas de subducción dando lugar a las profundas fosas oceánicas, cadenas de volcanes, extensas fallas transformantes, grandes elevaciones lineales y retorcidos cinturones de montañas. Antecedentes históricos En 1885 y basándose en la distribución de floras fósiles y de sedimentos de origen glacial, el geólogo suizo Suess propuso la existencia de un supercontinente que incluía India, África y Madagascar, posteriormente añadiendo a Australia y a Sudamérica. A este supercontinente le denominó Gondwana. En estos tiempos, considerando las dificultades que tendrían las plantas para poblar continentes separados por miles de kilómetros de mar abierto, los geólogos creían que los continentes habrían estado unidos por puentes terrestres hoy sumergidos. El astrónomo y meteorólogo alemán Alfred Wegener (1880-1930) fue quien propuso que los continentes en el pasado geológico estuvieron unidos en un supercontinente de nombre Pangea, Figura 1.1 que posteriormente se habría disgregado por deriva continental. Su libro “ Entstehung der Continente und Ozeane” (La Formación de los Continentes y Océanos; 1915) tuvo poco reconocimiento y fue criticado por falta de evidencia a favor de la “deriva”, por la ausencia de un mecanismo que la causara, y porque se pensaba que tal “deriva” era físicamente imposible.


FIGURA 2: Mapa del continente de Pangea

Los principales críticos de Wegener eran los geofísicos y geólogos de los Estados Unidos y de Europa. Los geofísicos le criticaban porque los cálculos que habían llevado a cabo sobre los esfuerzos necesarios para desplazar una masa continental a través de las rocas sólidas en los fondos oceánicos resultaban con valores inconcebiblemente altos. Los geólogos no conocían bien las rocas del hemisferio sur y dudaban de las correlaciones propuestas por el científico alemán. A pesar del apoyo de sus colaboradores cercanos y de su reconocida capacidad como docente, Wegener no consiguió una plaza definitiva en Alemania y se trasladó a Graz, en Austria, donde fue más ampliamente reconocido. En 1937, el geólogo sudafricano Alexander Du Toit publicó una lista de diez líneas de evidencia a favor de la existencia de dos súper continentes, Laurasia y Gondwana, Figura 3 separados por un océano de nombre Tethys el cual dificultaría la migración de floras entre los dos supe continentes. Du Toit también propuso una reconstrucción de Gondwana basada en el arreglo geométrico de las masas continentales y en correlación geológica. Hoy en día el ensamble de los continentes se hace con computadoras digitales capaces de almacenar y manipular enormes bases de datos para evaluar posibles configuraciones geométricas.

FIGURA 3: Mapa original de Du Toit mostrando su reconstrucción de Gondwana separada de Laurencia por el Tethys.

División de la corteza terrestre La corteza terrestre se divide en secciones o placas las cuales se encuentran en constante movimiento. La litosfera terrestre está dividida en la actualidad en ocho grandes placas con otras dos docenas de placas más pequeñas que se mueven a la deriva sobre el manto a una velocidad de 5 a 10 centímetros (2 a


4 pulgadas) al año. Las ocho placas grandes son la Africana, Antártica, Euroasiática, Indo-australiana, Nazca, Norteamericana, Pacífica y Sudamericana. Alguna de las pequeñas son la Anatolia, Arábiga, Caribeña, Cocos, Filipina y Somalí. Ver Figura 4

FIGURA 4: Distribución de las placas tectónicas

Como se mencionó estas placas se encuentran en constante movimiento, este movimiento es originado por:  Corrientes de convección en el manto  Peso de la porción de corteza en subducción  Empuje de corteza regenerada en cordilleras sub-oceánicas La mayoría de los terremotos ocurren en la zona de contacto entre dos placas debido al movimiento relativo entre estas placas.

TERREMOTO Y ZONAS SISMICAS

Los terremotos pueden definirse como movimientos caóticos de la corteza terrestre caracterizados por una dependencia en el tiempo de amplitudes y frecuencias La teoría encargada de explicar, entre otros fenómenos, el origen de los sismos, se denomina tectónica global. En las inmediaciones de los contornos de las placas que chocan entre sí se producen deformaciones elásticas, estas deformaciones implican una acumulación de energía sísmica elástica que puede ser elevada súbitamente por desplazamiento brusco de las mismas; esta energía se puede acumular no solo en los límites de las placas sino también en el interior de ellas. Las principales zonas sísmicas del mundo coinciden con los contornos de placas tectónicas y con la posición de los volcanes activos de la tierra


FIGURA 5: Situación de los principales cinturones sísmicos y de los volcanes activos

A nivel mundial es notable la liberación de energía sísmica en el borde del océano Pacífico consecuencia de los contactos entre las placas del océano y las placas continentales; cuando no hay movimiento entre las placas, por fuerte acoplamiento entre ellas, se produce una deformación interna entre placas y dentro de la placa misma; cuando se excede él límite de resistencia de deformación se libera desplazando los bloques y provocando un terremoto; cuanto mayor es el desplazamiento relativo entre placas mayor será la magnitud del terremoto provocado. Una clasificación de los terremotos de acuerdo a sus causas fue realizada por Scheidegger Terremotos de colapso. Son terremotos de baja intensidad originados en cavidades subterráneas y debido al colapso de las mismas.  Terremotos de origen Volcánico. Las erupciones volcánicas y los terremotos son fenómenos que tienen el mismo origen tectónico. Al mismo tiempo, la explosión de gases durante las erupciones volcánicas puede producir terremotos que en general tienen intensidades pequeñas y afectan a superficies limitadas.  Terremotos Tectónicos. Son los más fuertes y más frecuentes. Están asociados a la rotura brisca de las capas rocosas a lo largo de superficies de fractura, denominadas fallas.  Terremotos causados por explosiones. El hombre en algunas ocasiones ocasiona explosiones capases de generar vibraciones en el terreno que pueden ser percibidas a una cierta distancia. 

De entre los terremotos de la clasificación anterior los más importantes son los tectónicos y en lo sucesivo cuando se hable de terremoto se está haciendo referencia a ellos.


Uno de los criterios para clasificar los terremotos tectónicos es la profundidad de acuerdo a lo que se puede distinguir Terremotos Normales. Profundidad esta entre 5 a 70 Km. Terremotos Medios. Profundidad entre 70 a 300 Km. Terremotos Profundos. Mayores a 300 Km. La máxima profundidad que se considera pueda alcanzar un terremoto es de 700 Km.   

MECANISMOS DE LOS TERREMOTOS TECTONICOS Tipos de Fallas Los cuatro tipos de fallas más importantes que tienen la relación con los terremotos tectónicos se clasifican en: Falla Normal. Que corresponde a las zonas donde la corteza terrestre esta en extensión; uno de los bloques delimitados por la falla se desplaza hacia abajo como se ve en la figura

FIGURA 6: Tipos de Fallas (a) Falla Normales (b 1) Fallas Invertidas Deslizamiento hacia arriba (b 2) Fallas Invertidas Deslizamiento hacia abajo (c) Falla de desgarradura.

Falla Invertida. Que corresponde a zonas de compresión, existen dos casos: Deslizamiento hacia abajo: una de las dos porciones de corteza que está en contacto penetra bajo la otra que en general es una placa continental. Deslizamiento hacia arriba: Una de las dos placas se desplaza hacia arriba según la figura. Falla de Deslizamiento. Que implica deslizamientos horizontales entre dos bordes de la falla.


Teoría de Reid La teoría más ampliamente aceptada referente al mecanismo de los terremotos tectónicos fue elaborada por Reid en 1906. Sus investigaciones se basaron en el estudio de la falla de San Andrés y el mecanismo que propuso puede verse en la figura

FIGURA 7: Mecanismo del Terremoto según Reid

Se imaginan unas líneas perpendiculares sobre la falla, que se deforma debido a la traslación relativa del terreno a lo largo de la misma. Se considera que una vez empezado dicho proceso de deformación se construye un camino perpendicular sobre la falla tal como se ve en la figura Si la deformación relativa del terreno entre las dos superficies en contacto, en material alcanza las tensiones de rotura de las capas de terreno a los largo de la falla, a partir de un punto crítico. Esta situación está indicada en la figura. El foco puede definirse como el mencionado punto crítico en el cual empieza a producirse la rotura. Un esquema completo del mecanismo de un terremoto se indica en la figura. Puede observarse como la rotura se propaga en la superficie de la falla partiendo del foco. Se ilustra también el epicentro y la traza de la falla eb la superficie terrestre.

FIGURA 8: Mecanismo de los terremotos


ONDAS SISMICAS Y SU REGISTRO Sismógrafos Las características de las ondas sísmicas y su propagación han podido estudiarse gracias a instrumentos que registran las vibraciones sísmicas conocidos como sismógrafos. Dependiendo del tipo de instrumento utilizado se puede obtener el desplazamiento, velocidad o aceleración del suelo; lo cual está determinado por el rango útil de frecuencias a medir (), con respecto a la frecuencia natural del instrumento.

FIGURA 9: Sismógrafo

Los sismógrafos registran el movimiento respecto al tiempo de un péndulo que oscila libremente dentro de un marco sujeto al suelo; este movimiento es registrado por un estilete o pluma sobre un tambor rotatorio. En la Figura 1.12 se muestra una fotografía de un sismógrafo. En los sismógrafos modernos, el movimiento del péndulo se convierte en señales electrónicas que se registran en la memoria de una computadora. Los elementos básicos de un sismógrafo son: Sensor, que proporciona una señal medible del movimiento del soporte Dispositivo de condición de la señal , que amplifica y filtra la señal de salida del sensor. Puede ser un sistema mecánico, óptico o electrónico, de acuerdo con la naturaleza de la mención de salida. Registrador, que trasforma la señal para que pueda ser utilizada de forma práctica en sismología o en ingeniería sísmica. La salida puede ser un registro sobre papel o un registro digital.

Ondas Sísmicas Los terremotos se producen por la liberación brusca de energía de deformación acumulada en las placas tectónicas por la interacción entre ellas. Los sismos producen ondas de varios tipos que se propagan a partir del foco en todas las direcciones.


Un registro de ondas sísmicas refleja el efecto combinado del mecanismo de rotura en el foco, de la trayectoria de propagación, de las características del instrumento registrador y de las condiciones de ruido ambiental en el lugar de registro. Figura 1.5

FIGURA 10: Recorrido de los tres tipos de ondas



Ondas Másicas. Las cuales se propagan a través de la masa de la Tierra.



Ondas superficiales. Que se propagan solamente en la corteza terrestre.



Oscilaciones libres que se producen únicamente mediante terremotos muy fuertes y pueden definirse como vibraciones de la Tierra en su totalidad.

Ondas Másicas Estas tienen la característica de que se transmiten libres en cualquier dirección por el interior de la tierra, existen dos clases: Ondas longitudinales o compresión, llamadas ondas P Ondas transversales o de cortante, denominadas ondas S

Ondas “P” u ondas longitudinales Las ondas son similares a las ondas que transmite la energía de sonido. Su velocidad es mayor a la velocidad de las ondas S, por lo que son captadas primero por los sismógrafos. Su desplazamiento en la superficie terrestre causa un efecto de compresión en algunas zonas y de dilatación en otras. Figura 1.6

FIGURA 11: Onda P


Ondas “S” u ondas transversales Las ondas S, cuenta con una estructura similar a las ondas observadas en una cuerda que se hace mover en un plano sujetando la cuerda en un extremo fijo y moviendo el extremo libre. Una de las particularidades de estas ondas es que cuenta con una mayor capacidad de destrucción sobre las construcciones que las ondas P. Al paso de estas ondas, se presentan esfuerzos de cizallamiento en el medio transmisor con desplazamientos transversales. Su presencia en la superficie se ve de la siguiente manera, produciendo ondulaciones en toda la capa donde actúa. Figura 1.7

FIGURA 12: Onda S

Ondas Superficiales Se propagan solo por las capas más superficiales de la corteza de la tierra, existen dos tipos de ondas superficiales: Ondas R o Rayleigh Ondas L o de Love Ondas de Rayleigh (Ondas R) Se propagan a los largo de la superficie en un medio homogéneo, semi-infinito y limitado por una superficie plana, libre de esfuerzos. Algunas de las características del comportamiento de estas ondas, es que su amplitud disminuye con la profundidad, son de carácter armónico y tienen velocidad menor a las ondas S y los desplazamientos están contenidos en el plano de incidencia, es decir tienen desplazamiento vertical. La ondas Rayleigh, se desplazan en la superficie produciendo desplazamientos similares a los de la Figura 1.8, como un movimiento elíptico retrógrado.

FIGURA 13: Onda Rayleigh


Ondas de Love (Ondas L) Las ondas de Love tienen sus desplazamientos en planos horizontales y su amplitud disminuye exponencialmente con la profundidad, son de carácter armónico con periodos altos. Su desplazamiento causa ondulaciones sólo en él límite superior de la capa donde actúa de la forma mostrada en la Figura 1.9.

FIGURA 14: Onda Love

CARACTERÍSTICAS DE LOS SISMOS Desde el punto de vista general se consideraba que las características que presentan los terremotos no eran de mucho interés para los ingenieros civiles, ahora esto ha cambiado; ya que es de suma importancia analizar el comportamiento de un sismo para poder justificar los diseños sismorresistentes; conceptos como foco, epicentro, intensidad, magnitud, no pueden ser ignorados por los ingenieros para evitar confusiones y malas interpretaciones.

Foco y Epicentro Se denomina foco, también denominado hipocentro o epífoco a un pequeño volumen donde se inicia la liberación de energía, su ubicación se determina mediante el análisis de sismogramas. Una manera más sencilla para determinar el epicentro de un terremoto consiste en obtener los tiempos de llegada de las ondas P y S en tres estaciones; para este caso se emplea la fórmula de Omori que sigue el siguiente razonamiento: se conoce los tiempos de P y S, de estos datos se obtiene las diferencias S-P en segundos, a cada fase le corresponde una distancia de D al foco, que debe ser igual tal que:

S  P



D C S



D C P

Donde: CS= Velocidad de la onda S CP= Velocidad de la onda P Despejado D de (1.1) tenemos:

(1.1)


D



C P C S C P

 C S

( S  P )

(1.2)

El primer paréntesis tiene dimensiones de velocidad, al cual se le suele llamar velocidad equivalente. Con las coordenadas en cada una de las tres estaciones sismológicas como centro se traza tres círculos de radio D. El epicentro se localizará en el centro de la intersección de los tres círculos trazados. Existe una clasificación de los terremotos, de acuerdo a la profundidad H del foco:   

Terremotos de foco superficial (H<60 Km) Terremotos de foco intermedio (60
Epicentro

o p

r h i

p

r r u

Hipocentro

FIGURA 15: Foco y epicentro

Hipocentro: punto de organización de la ruptura de la falla Epicentro: proyección del hipocentro a la superficie repi : distancia epicentral rhipo : distancia hipocentral r jb : distancia a la proyección de la falla en la superficie rrup : distancia más cercana a la falla Para la Figura 1.11 tenemos dos puntos “a” y “b” equidistantes del epicentro, pero como el foco está más cerca en distancia al punto “b” que al punto “a”, existirá mayor intensidad en “b”, por tanto mayor daño a las estructuras esto nos da una pauta de lo importante que es conocer estas distancias.


A

B

a

b

Distancia A = Distancia B

FIGURA 16: Efecto de la distancia del epicentro

POTENCIAL DESTRUCTIVO DE LOS TERREMOTOS ESCALAS SIMICAS Magnitud El concepto de magnitud nació hacia el año 1935, según Richter tiene como objetivo comparar la energía liberada de diferentes sismos y se basa en el registro sismográfico. Es una escala que crece en forma potencial o semi-logarítmica, de manera que cada punto de aumento pueda significar un aumento de energía de diez o más veces mayor. El gran mérito del Dr. Charles F. Richter (del California Institute for Technology, 1935) consiste en asociar la magnitud del Terremoto con la "amplitud" de la onda sísmica, lo que redunda en propagación del movimiento en un área determinada. El análisis de esta onda (llamada "S") en un tiempo de 20 segundos en un registro sismográfico, sirvió como referencia de "calibración" de la escala. Teóricamente en esta escala pueden darse sismos de magnitud negativa, lo que corresponderá a leves movimientos de baja liberación de energía. Richter propone que la magnitud de un sismo viene dada por la siguiente expresión matemática.

 A   f ( , h)  C  C  S r  T 

M  log 

Donde: M = Magnitud A = Amplitud de la deformación del medio en la cual está colocado el geófono del sismógrafo. T = Período de la onda en segundos.  = Distancia epicentral en grados. h = Profundidad del foco. Cs = Factor de corrección de la estación sismológica. Cr = Factor de corrección regional, cuya variación es más o menos compleja. La evaluación de  como de h se realiza mediante estudios analíticos como empíricos. La escala más usada es la escala de Richter, que corresponde a la escala de magnitud de un sismo. Es una escala abierta por ambos lados, es decir no tiene límite máximo teórico, sin embargo el terremoto más grande registrado


hasta el momento alcanzó una magnitud de 9.5 correspondiendo a una ruptura del orden de 1000 Km. de longitud, 200 Km. de ancho con un desplazamiento promedio de 20 m. En el otro extremo de la escala, magnitudes negativas se logran en laboratorios con rupturas milimétricas. Richter definió la magnitud cero como aquella que proporciona una amplitud máxima de vibración del suelo de una micra a una distancia de 100 Km. Así la magnitud local o de Richter, M 1, es la diferencia entre el logaritmo decimal de la amplitud y el logaritmo decimal de la amplitud patrón. M 1

 log A  log A

(1.4)

0

Donde A es la amplitud del movimiento del suelo registrada en un sismógrafo tipo Wood-Anderson a una distancia dada y A 0 corresponde a la curva patrón que fue aportada por Richter y tiene la expresión: (1.5) log Ao  l 6.37  3 log  Donde  es la distancia epicentral en Km. Por tratarse de magnitudes logarítmicas, hay que hacer notar que para elevar un punto la magnitud de un terremoto haría falta multiplicar por 33 la energía liberada, y para elevarla dos puntos sería necesario liberar 1000 veces más energía. Además de la escala de Richter existen otras como ser magnitud de ondas de superficie, magnitud de ondas de cuerpo, magnitud de Coda, magnitud de momento entre otras. Sea cual sea la magnitud utilizada, la magnitud de un terremoto es única y tiene un límite superior, debido que la energía no crece indefinidamente. TABLA 1.2: Escala de Richter

Magnitud en Escala Richter Efectos del terremoto Menos de 3.5 3.5 - 5.4 5.5 - 6.0 6.1 - 6.9 7.0 - 7.9 8 o mayor

Generalmente no se siente, pero es registrado A menudo se siente, pero sólo causa daños menores Ocasiona daños ligeros a edificios Puede ocasionar daños severos en áreas muy pobladas. Terremoto mayor. Causa graves daños Gran terremoto. Destrucción total a comunidades cercanas.

Intensidad Se entiende como intensidad al efecto que produce un sismo en diferentes lugares, está relacionada principalmente al daño que produce el sismo a las estructuras que construye el hombre y las perturbaciones provocadas en el terreno (grietas, deslizamientos, desprendimientos, etc.) Por esto para un solo


sismo habrá intensidades de acuerdo con la posición donde se está evaluando, describiendo de manera subjetiva el potencial destructivo del mismo. Sin embargo, los grados de todas las escalas son, desde algunos puntos de vista subjetivos, a continuación se citarán algunos de dichos puntos: La clasificación depende muchas veces del estado anímico de quienes analizan los daños provocados por el sismo. Muchas veces, no se conoce la calidad previa de las construcciones afectadas por el movimiento sísmico. Las escalas son cualitativas, por lo tanto no dan una medida de la intensidad del sismo. Debido a las razones expuestas anteriormente, muchos autores prefieren utilizar la expresión hallada por Arias, quien halló que la intensidad en una dirección variaba en función al cuadrado de la aceleración. t 0



(1.6)

I XX ( )  f ( ) a x2 dt 0

Donde: Ixx = Intensidad en un punto a lo largo del eje x.

    2  1     

f ( )  cos

(1.7)

 = Coeficiente de amortiguamiento del oscilador, respecto al crítico

ax(t) = Aceleración del suelo en eje x en un instante t. t0 = Duración del acelerograma.

A partir de la relación y considerando los tres componentes ortogonales de la aceleración, se puede obtener un tensor de intensidades en un punto considerado, a partir del cual Arias dedujo la intensidad escalar en un punto.

I  I XX  I YY  I ZZ



 2

t 0

g

 a

2 x

 a y2  a z2 dt

(1.8)

0

Existen diversas escalas para la evaluación de la intensidad, una de las más utilizadas es la de Mercalli-Cancani modificada, creada en 1902 por el sismólogo italiano Giusseppe Mercalli, no se basa en los registros sismográficos sino en el efecto o daño producido en las estructuras y en la sensación percibida por la gente. Para establecer la Intensidad se recurre a la revisión de registros históricos, entrevistas a la gente, noticias de los diarios públicos y


personales, etc. La Intensidad puede ser diferente en los diferentes sitios reportados para un mismo terremoto (la Magnitud Richter, en cambio, es una sola) y dependerá de: a) La energía del terremoto. b) La distancia de la falla donde se produjo el terremoto. c) La forma como las ondas llegan al sitio en que se registra (oblicua, perpendicular, etc.). d) Las características geológicas del material subyacente del sitio donde se registra la Intensidad y, lo más importante. e) Cómo la población sintió o dejó registros del terremoto. Los grados no son equivalentes con la escala de Richter. Se expresa en números romanos y es proporcional, de modo que una Intensidad IV es el doble de II, por ejemplo. TABLA 1.3 Escala de Mercalli Modificada

Grado I

Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables.

Grado II

Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar.

Grado III

Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un carro pesado. Duración estimable

Grado IV

Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un carro pesado chocando contra un edificio, los vehículos de motor estacionados se balancean claramente.

Grado V

Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes de péndulo.

Grado VI

Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de aplanados o daño en chimeneas. Daños ligeros.

Grado VII

Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles o mal planeadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento.

Grado VIII

Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pil as de productos en los almacenes de las fábricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel del agua de los pozos. Pérdida de control en las personas que guían vehículos motorizados.


Grado IX

Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los edificios sólidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.

Grado X

Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes.

Grado XI

Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas.

total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de Grado XII Destrucción nivel (ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba.

Para el estudio de la tabla de intensidades MSK, es necesario puntualizar los siguientes aspectos: TIPOS DE EDIFICIOS TIPO A: Edificios de piedra sin labrar, estructuras rurales, casas de adobe o de tierra.  TIPO B: Edificios de albañilería de ladrillos, edificios de bloques grandes y de tipo prefabricado, tabiquerías pesadas, edificios de mamposterías de piedra labrada.  TIPO C: Edificios reforzados, estructuras de madera bien construidas. GRADO DE DAÑOS  GRADO 1: Daños ligeros: Grietas finas en estuco, caída de trozos pequeños de estuco.  GRADO 2: Daños moderados: Grietas pequeñas en muros, caída de trozos grandes de estuco, corrimiento de tejas, grietas de chimenea, caen partes de chimenea.  GRADO 3: Daños graves: Grietas profundas en muros caída de chimeneas.  GRADO 4: Destrucción: Separación de muros, partes de edificios pueden derrumbarse, elementos de un edificio pierden su cohesión, muros interiores y rellenos de estructuras de muros se derrumban.  GRADO 5: Colapso total de edificios: En la tabla siguiente, se permite determinar los grados de intensidad del V al IX usando estadística de daños observados en edificios de los tipos A, B o C. En ella “pocos” significa alrededor del 5%, “muchos”, alrededor del 50%; “la mayoría” alrededor del 75%. Los números indican el grado de daños. 

1.7

TABLA 1.4: Escala de determinación de intensidades MSK

Elementos de Sismología GRADO DE INTENSIDAD V VI VII VIII IX X

EDIFICIOS TIPO A POCOS:1 POCOS : 2 MUCHOS: 1 POCOS: 4 MUCHOS: 3 POCOS:5 MUCHOS:4 MUCHOS:5 LA MAYORIA:5

EDIFICOS TIPO B ------------

EDIFICIOS TIPO C --------------

POCOS: 1

--------------

MUCHOS: 2

MUCHOS:1

POCOS:4 MUCHOS:3 POCOS:5 MUCHO:4

POCOS:3 MUCHOS:2 POCOS:4 MUCHOS:3 POCOS:5 MUCHOS:4



x

01. ELEMENTOS DE SISMOLOGIA.pdf

Recommend Documents