2 SISMOLOGIA CONCEPTOS

SISMOLOGIA PARA INGENIEROS CONCEPTOS BÁSICOS Ing. Luis Fernando Lázares La Rosa CISMID-FIC-UNI UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA Facultad de Ingeniería Civil

CENTRO PERUANO JAPONÉS DE INVESTIGACIONES SÍSMICAS Y MITIGACIÓN DE DESASTRES Centro Peruano Japonés de Investigaciones Sísmicas y Mitigación de Desastres – CISMID – FIC – UNI

Descripción de los sismos

Distancia epicentral EPICENTRO CIUDAD

Distancia hipocentral

HIPOCENTRO O FOCO

Placas Tectónicas Centro Peruano Japonés de Investigaciones Sísmicas y Mitigación de Desastres

– CISMID – FIC – UNI

PROPAGACIÓN DE ONDAS SÍSMICAS

Centro Peruano Japonés de Investigaciones Sísmicas y Mitigación de Desastres


Animación de Onda de Compresión (Onda P)

Deformación de material consiste de alternancia entre compresión y dilatación. Movimiento de partícula es paralelo a la dirección de propagación (longitudinal). El material retorna a su forma original después del paso de la onda. Centro Peruano Japonés de Investigaciones Sísmicas y Mitigación de Desastres


Animación de Onda de Corte (Onda S)

Movimiento de partícula consiste de un movimiento transversal que es perpendicular a la dirección de propagación de la onda. El movimiento de la partícula mostrado aqui es vertical pero puede estar en cualquier dirección; el material retorna a su forma original después del paso de la onda. Centro Peruano Japonés de Investigaciones Sísmicas y Mitigación de Desastres


PROPAGACIÓN DE ONDAS SÍSMICAS



Animación de Onda Love

Movimiento de partícula consiste de alternancia de movimiento transversal que es horizontal y perpendicular a la dirección de propagación. La amplitud del movimiento decrese con la profundidad. El material retorna a su forma original después del paso de la onda. Centro Peruano Japonés de Investigaciones Sísmicas y Mitigación de Desastres


Animación de Onda Rayleigh

Movimiento de partícula consiste de movimientos elipticos en el plano vertical y paralelo a la dirección de propagación. La amplitud del movimiento decrece con la profundidad. El material retorna a su forma original despúes del paso de la onda. Centro Peruano Japonés de Investigaciones Sísmicas y Mitigación de Desastres


Registro sísmico Centro Peruano Japonés de Investigaciones Sísmicas y Mitigación de Desastres


El nomograma nos permite conocer la magnitud del sismo, dado los parámetros necesarios.









Kramer, 1996



PARAMETROS DE TAMAÑO DE UN SISMO El tamaño de un terremoto se mide con tres parámetros: 1. Magnitud Sísmica. 2. Momento Sísmico.

3. Intensidad Sísmica. Además existen otros parámetros más modernos que también contribuyen a evaluar el tamaño de un sismo y están basados en acelerogramas (Intensidades de Husid y Arias) o en espectros de respuesta (Intensidad de Housen).



MAGNITUD SÍSMICA La magnitud es una medida instrumental indirecta que relaciona la energía sísmica liberada en el foco y transmitida por ondas sísmicas. La magnitud es un valor que no depende del lugar de observación. Indica el tamaño de un sismo. La magnitud local (ML) fue inicialmente definida por Richter (1935)para los terremotos del Sur de California como el logaritmo decimal de la máxima amplitud expresada

en micrones (10- 6 m), del registro obtenido en un sismógrafo Wood-Anderson. Matemáticamente es la diferencia:

ML= log A - log Ao donde: A = Amplitud máxima registrada en una estación por un sismógrafo de torsión Wood-Anderson (amplificación 2800, período 0.85 s y un factor de amortiguamiento igual a 0.8). Ao = Máxima amplitud del temblor patrón. El temblor patrón, de magnitud cero se define como aquel que, teniendo su epicentro a 100 Km de distancia, deja una traza de una micra en el registro o sismograma producido por un sismógrafo Wood-Anderson

Como Richter definió esta magnitud utilizando información de la red sísmica de California y la utilizó para sismos en esta región es de hecho una escala local razón por laque Richter le llamó magnitud local. Centro Peruano Japonés de Investigaciones Sísmicas y Mitigación de Desastres




La definición de magnitud de Richter se tornó en una herramienta de enorme utilidad para el estudio de los temblores. No sólo se encontró que podía emplearse para otras regiones del planeta además de California sino que señaló el camino para la elaboración de escalas de mayor aplicación. La magnitud de Richter (magnitud local) es apropiada para temblores con focos no mayores a los 20 Km de profundidad y distancias no mayores de 600 Km de una estación dada. En 1936 Richter y otro gran sismólogo, Beno Gutenberg, diseñaron una nueva escala aplicable a temblores lejanos registrados con otros tipos de aparatos. En esta escala se utiliza la amplitud de las ondas superficiales horizontales con periodo de 20 seg. La fórmula para determinar la magnitud con este criterio es:

Ms = log A - log B + C + D En esta ecuación A es la amplitud total, es decir en las dos dimensiones del plano de la onda superficial (Rayleigh) con periodo aproximado de 20 seg ( medida en micrones), B es el valor de la máxima amplitud horizontal calculada para un evento de magnitud cero (en micrones) a la misma distancia focal, C y D son constantes dependientes de cada estación y dependen de tipo de suelo en que se encuentra la estación, el instrumento, la profundidad focal, atenuación, etc. Se le llama magnitud de ondas superficiales Ms.



Entre 1945 y 1956 Gutenberg desarrolló una nueva escala aplicable a temblores profundos (que son menos eficientes en la generación de ondas superficiales) utilizando la amplitud de las ondas internas. Esta escala esta dada por la fórmula:

mb = log (A/ T) + B + C Donde A es la amplitud de la onda de cuerpo elegida para la determinación, T el periodo de la onda, y B y C constantes dependientes de las características del sismo y la estación sismológica. A esta escala se le conoce como magnitud de ondas de cuerpo o por el símbolo utilizado en la fórmula: mb (b por body waves). Estas fórmulas dan valores algo diferentes para un mismo temblor, la razón es que fueron desarrolladas para extender el concepto de magnitud a sismos de varios tipos y resultan en realidad complementarias; por ejemplo, la magnitud mb arroja mejores resultados cuando se aplica a sismos profundos. Con propósitos de comparación y conversión, los sismólogos han encontrado fórmulas para convertir de una escala a otra.



Magnitud de Momento Sísmico (Mw) Una manera cualitativa del tamaño de un terremoto es midiendo la dislocación de los materiales terrestres que intervienen en la generación del terremoto. La escala Mw , fue introducida por Kanamori en 1977 y se llama magnitud de momento sísmico:

Mw = (2/3) log Mo – 10.7 donde el momento sísmico escalar Mo se determina a partir del espectro de amplitudes para bajas frecuencias (zona plana del espectro de amplitudes). Esta escala de

magnitud es válida para todo el rango de valores, mientras que las demás se saturan, es decir, no dan valores fiables a partir de un cierto valor. El momento sísmico escalar Mo (en N-m y dyn-cm) es definido por la forma: Mo = m Du S donde:

u D = Valor medio de la dislocación (desplazamiento relativo de la fractura).

S = Área de la fractura.

m = Coeficiente de rigidez del medio en que se ha producido.



INTENSIDAD SÍSMICA Es el parámetro de mayor interés en Ingeniería y se obtiene determinando los efectos que el terremoto a ocasionado sobre la naturaleza, estimando cualitativamente los daños producidos a las construcciones y como el ser humano lo ha percibido.

Las escalas mas utilizadas son la Mercalli Modificada (MM) y la MSK. La primera propuesta por Mercalli en 1902, modificada por Wood y Newman en 1931 y Richter en 1956. La segunda se debe a los trabajos de Medvedev, Sponheuer y Kernik en 1967. La inmensa mayoría del daño ocasionado por los terremotos corresponde a sismos con intensidad superior a VII en la escala MM. La intensidad es de gran interés para el Ingeniero en cuanto es una medida de la fuerza del movimiento del terreno y el grado con que la vibración es sentida. Además, es el único parámetro de tamaño aplicable directamente a la época no instrumental.



Escalas de Intensidad Sísmica a. Rossi, Italia (1874-78)

b. c. d. e. f.

Forel, Suiza (1881) Rossi-Forel (1883): X grados Mercalli, Italia (1902) Mercalli, Cancani, Sieberg (1902-1904) Revisión de Wood y Newmann (1931): Escala Mercalli Modificada (MM), XII grados g. Revisión de Richter ( 1956): MM-56, XII grados h. Medvedev, Sponheuer y Karnik (1964): MSK, XII grados i. Agencia Meteorológica Japonesa (JMA), 7 grados Escalas más utilizadas: 1. Escala de Intensidad Mercalli Modificada MM (XII grados) 2. Escala de Intensidades MSK 64 (XII grados)



Escala de Mercalli Modificado para los paises andinos (Kuroiwa et al, 1992) INTENSIDAD I: No sentido por personas. INTENSIDAD IV: Ruidoso, ventanas y puertas vibran. INTENSIDAD VII: Difícil mantenerse de pie, percibido por personas manejando autos, se producen grietas en las construcciones de adobe. INTENSIDAD IX: Pánico Generalizado, animales se asustan y gritan, daños graves en edificaciones de albañilería reforzada. INTENSIDAD XII: Cambios en el paisaje, grandes desplazamientos en el terreno, destrucción total de construcciones





INTENSIDAD SÍSMICA Es una medición empírica y subjetiva, dependerá del evaluador el interpretar como fue percibido el sismo por las personas y el nivel de daños que ha afectado a las construcciones. Los daños encontrados se deberán a la magnitud del sismo, efectos de sitio (condiciones locales: geología, suelos y topografía), tipo de construcción, materiales empleados, mano de obra y antigüedad. No existe una relación directa entre la intensidad y magnitud así como entre la intensidad y la aceleración máxima del suelo.

Los niveles de daños (intensidad) de las construcciones son mostrados en mapas del área afectada, en estos mapas se trazan líneas de igual intensidad sísmica llamadas ISOSISTAS, definiendo zonas de similar intensidad sísmico (de similar nivel de daños)



En un mapa las líneas de igual intensidad se llaman ISOSISTAS









Energía Liberada Durante el producto del choque de placas o del fallamiento local, gran parte de la energía acumulada en la corteza terrestre es liberada en forma de calor y una pequeña parte es irradiada en forma de ondas sísmicas. Diferentes investigadores han tratado de correlacionar la energía liberada con la magnitud determinada para dicho sismo. Las fórmulas que las relacionan varían porque la amplitud medida en el sismograma puede ser la de cualquiera de las distintas fases (P, S, superficiales) que son registradas. En forma general estas tienen la forma siguiente: log E = a + bM donde a y b dependen de la escala de magnitud utilizada, entre los cuales se destacan las de Richter y Gutenberg, quienes proponen la siguiente expresión empírica para este cálculo si se utiliza Ms: log Es = 11.8 +1.5Ms En donde Es es la energía sísmica liberada en forma de ondas sísmicas medida en Ergios y Ms es la magnitud de las ondas superficiales. La constante 11.8 ha sido sujeta a modificación por la existencia de una mayor cantidad de datos sísmicos, utilizándose actualmente la siguiente relación : log Es = 11.4 +1.5M Centro Peruano Japonés de Investigaciones Sísmicas y Mitigación de Desastres


Energía Liberada

Con esta fórmula podemos ver que un temblor de magnitud digamos, 5.5 libera una energía del orden de magnitud de la de una explosión atómica, es decir alrededor de 1020 ergs. En la fórmula anterior notemos que la relación entre magnitud y energía es logarítmica, es decir cuando la magnitud aumenta en una unidad el logaritmo de la energía también lo hace. Por otra parte, el logaritmo es el exponente al que hay que elevar la base 10 para obtener la energía; por esta razón, la energía aumenta aproximadamente 31.5 veces por cada grado. Así, se requiere la ocurrencia de alrededor de unos 31 sismos de una magnitud dada para liberar la misma cantidad que libera el sismo de una magnitud superior en una unidad o, permitiéndonos cierta licencia en el lenguaje: se necesitan 31.5 sismos de una magnitud M para hacer un sismo de magnitud de magnitud M+1 . Es decir que la energía que libera un sismo de magnitud 6 es 31.5 veces mayor a la de uno de magnitud 5.



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