UNIVERSIDAD DE SANTANDER Especialización en Geotecnia Ambiental Sismología Alvaro Pedroza Rojas
Contenido I. 1. 2. 3. II. 1. 2. 3.
4. 5.
6.
Deriva Continental Tectónica de placas Comportamiento frágil – Fallas geológicas Comportamiento dúctil – Plegamientos Conceptos bá básicos Sismología vs Sísmica Rebote elástico Ondas sísmicas 1. Elem Elemen ento toss de una una onda onda [lo [long ngit itud ud,, amp ampli litu tud, d, Perí Períod odo, o, Frec Frecue uenc ncia ia]] 2. Ondas de cuerpo 3. Ondas de superficie 4. Propagación ión de ondas: frente de onda – rayo - velocidad sísmica – atenuación – amplificación - resonancia Sismos Elementos de un sismo 1. Elementos estáticos 2. Elementos dinámicos Medición de sismos Instrumentos de medición y registros sísmicos: Sismómetro – Acelerógrafo Acelerógrafo 1. Escala de magnitud 2. Escala de Intensidad
7.
Movimientos telúricos mundiales les 1. 2.
Caso Haití – Indonesia – Chile – Japón Situación sísmica de de Bucaramange
Contenido I. 1. 2. 3. II. 1. 2. 3.
4. 5.
6.
Deriva Continental Tectónica de placas Comportamiento frágil – Fallas geológicas Comportamiento dúctil – Plegamientos Conceptos bá básicos Sismología vs Sísmica Rebote elástico Ondas sísmicas 1. Elem Elemen ento toss de una una onda onda [lo [long ngit itud ud,, amp ampli litu tud, d, Perí Períod odo, o, Frec Frecue uenc ncia ia]] 2. Ondas de cuerpo 3. Ondas de superficie 4. Propagación ión de ondas: frente de onda – rayo - velocidad sísmica – atenuación – amplificación - resonancia Sismos Elementos de un sismo 1. Elementos estáticos 2. Elementos dinámicos Medición de sismos Instrumentos de medición y registros sísmicos: Sismómetro – Acelerógrafo Acelerógrafo 1. Escala de magnitud 2. Escala de Intensidad
7.
Movimientos telúricos mundiales les 1. 2.
Caso Haití – Indonesia – Chile – Japón Situación sísmica de de Bucaramange
III IV
V.
VI VII VIII
Efecto de sitio Dinámica de suelos A. Ecuación de onda B. Propiedades elásticas C. Licuefacción D. Análisis dinámico E. Vibración libre F. Vibr ibración fo forzada co con ca carga ar armónica G. Sist istemas emas de vario arioss grad grado os de libe liberrtad H. Resp espues uesta sís sísmi micca a sis sistema temass no no lin linea eale less Métodos de prospección sísmica A. Refracción B. Reflexión C. Downhole D. Crosshole Riesgo sísmico Microzonificación Microzonificación sísmica Norma NSR10: Títulos A y H
INTRODUCCIÓN A LA SISMOLOGÍA Autor: Ing. Franz Sauter 272 p., ilus., ISBN 9977-66-038-7
CATÁLOGO DE SISMOS SENTIDOS O DESTRUCTORES - VENEZUELA 1530/1998 José Grases, Rogelio Altez, Miguel Lugo Academia de Ciencias Físicas, Matemáticas y Naturales. Caracas 1999 STRUCTURAL DYNAMICS: Theory and Computation by Mario Paz INGENIERÍA SÍSMICA Alberto Sarria Molina Ediciones Uniandes - Ecoe Ediciones. Primera edición. 1990. Segunda edición. 1995
Earthquake Hazard Analysis: Issues and Insights Leon Reiter ISBN: 0-231-06534-5 May, 1991 Columbia University Press 254 pages 109 DYNAMICS OF STRUCTURES Theory and Applications to Earthquake Engineering by Anil K. Chopra (2nd Edition)
http://www.ingeominas.gov.co
http://www.funvisis.gob.ve/
http://celeste.ciens.ula.ve/ http://lgula.ciens.ula.ve/ http://sismicidad.hacer.ula.ve/ http://www.geophys.washington.edu/seismosurfing.html/ http://galbis.org http://www.eeri.org http://earthquake.usgs.gov/ http://peer.berkeley.edu/smcat/search.html http://db.cosmos-eq.org/scripts/earthquakes.plx#
http://sandoxcientifica.com/index-3%20-%20sismologia.html
CONCEPTOS BÁSICOS “La sismología”, del griego „seismo‟ : terremoto: movimiento de la tierra.
Es el estudio de los sismos tectónicos y de las vibraciones naturales relacionadas con el vulcanismo y aquellas generadas por los océanos, por el viento y ondas atmosféricas o artificialmente generadas en la Tierra. La Sismología aborda la detección y la determinación de localidad, magnitud y energía de tales vibraciones naturales; además, estudia la estructura interna de la Tierra.
• SISMOLOGÍA: es el tratado de: a. Sismos - Ondas sísmicas [GENERACIÓN Y EFECTOS] b. Sismogramas c. Lectura interpretativa de a y b Es una ciencia cimentada en base de datos y
sus descubrimientos más importantes se basan en el análisis de estos y en el desarrollo de nuevos métodos de análisis de datos.
SISMOLOGÍA: Ciencia que estudia los sismos: Descripción física de los sismos [propagación, duración, velocidad, efectos, etc.]
Relación entre el sismo y la naturaleza de los terrenos donde ocurre.
Distribución geográfica de los terremotos
Sismología histórica
Elementos del sismo
Vibraciones de las capas terrestres y los elementos de un sismo, es decir, la localidad donde se produce, la hora, duración, dirección, carácter, intensidad, numero de las sacudidas, efectos y causas.
Sismología - Campos de Investigación 1.
Los terremotos: detección, localización, magnitud, energía, movimiento a lo largo de fallas.
2. Estudio de la estructura interna de la Tierra y de otros planetas, a través de ondas sísmicas. 3.
La delineación de: 1. La geología de las cuencas sedimentarias en desarrollos prospectivos de petróleo, gas y carbón. 2. Depósitos minerales.
4.
El reconocimiento de la corteza terrestre superior.
5.
Estudios hidrogeológicos.
6.
Determinación del espesor del hielo en los glaciares.
7.
Estudio del subsuelo para la construcción de obras civiles: [Edificios, cortinas de embalses, carreteras, etc.].
8.
Sismología teórica o matemática - Procesamiento de los datos.
SISMO - TERREMOTO La litosfera esta sujeta a movimientos [sismos]. Se calcula una ocurrencia de centenares de millares de sismos por año; pocos alcanzan la categoría de terremotos [movimientos bruscos y repentinos del medio térreo, de profundidad, duración, intensidad y magnitud variables], y la mayoría ocurren en fondos oceánicos.
Movimientos sísmicos están gobernados por las leyes del movimiento físico de los cuerpos. Los movimientos sísmicos son resultado de las vibraciones y ondulaciones de los estratos terrestres. Una vibración se traduce en ondas sísmicas. Cuando en un punto del interior de la corteza terrestre se produce un choque resulta un movimiento vibratorio que se propaga en todos los sentidos por las l as ondas sísmicas. Las vibraciones son longitudinales y transver transversales; sales; las primeras se propagan en el interior de la tierra y llegan débiles a grandes distancias y fuertes a pequeñas distancias.
SISMO Deriva de los Continent Continentes es C A U S A L I D A D
Tectónica de Placas
Vulcanología
Actividad antrópic antrópicaa
LAS TRANSFORMACIONES DEL INTERIOR DE LA TIERRA GENERAN TENSIONES EN LAS ROCAS. LAS TENSIONES PUEDEN PROVOCAR: DEFORMACIONES: ZONA DE DEFORMACIÓN ELÁSTICA Y PLÁSTICA
(SUPERFC IAL) RUPTURAS: ZONA FRÁGIL DE FRACTURAS Y FALLAS (SUPERFCIAL) SISMO, TEMB L OR, TERREMOTO, MOVIMIENTO TEL ÚRICO :
VIBRACIÓN DE LA TIERRA DEBIDO A ONDAS ELÁSTICAS GENERADAS POR LA LIBERACIÓN VIOLENTA DE ESFUERZOS ACUMULADOS EN SU INTERIOR.
EXISTEN SISMOS MENOS FRECUENTES CAUSADOS POR LA ACTIVIDAD VOLCÁNICA EN EL INTERIOR DE LA TIERRA, Y TEMBLORES ARTIFICIALES OCASIONADOS POR LA DETONACIÓN DE EXPLOSIVOS. EXPLOSIVOS .
Aki y Richards (2003)
Qr -1
Receptor T (coeficiente de transmisión) El contraste en los parámetros elásticos explica que parte de
r s
la energía sea transmitida y parte de ella, reflejada
a s
R (coeficiente de reflexión) f
Medio de propagación de la onda
f
Q i
Atenuación intrínseca Atenuación total: Decaimiento total de la amplitud = Q-1 = Qi-1 + Qr -1
Fuente Mecanismo de excitación
Historia de los sismos
Los registros sísmicos de mayor antigüedad, encontrados a la fecha, los posee China y datan de hace 3000 años, en los cuales se describe el impacto de las sacudidas sísmicas tal como los percibimos hoy en día. Los japoneses y Europa Oriental poseen documentos de 1600 años de antigüedad que describen en detalle los efectos de los sismos sobre la población. En América, los códices mayas y aztecas se refieren a este fenómeno natural. Más recientes, los archivos de las Indias , detallan los principales eventos que afectaron regiones americanas en la colonia.
Filósofos de la Grecia antigua: primeros en asignar causas naturales a los terremotos. Anaxímenes (siglo V a. C.) y Demócrito (siglo IV a. C.): los sismos son causados por la humedad, el vapor y el agua. Tales de Mileto (siglo VI a. C.): La Tierra flota sobre agua. Los sismos se asemejan al movimiento de un barco sobre el oleaje. Los sismos se deben a explosiones causadas durante la liberación de gases en el éter que integra el Universo.
Anaxímenes (siglo VI a. C.) propuso que el origen de los sismos estaba en el colapso de cavernas en rocas profundas. Demócrito (siglo IV a. C.): Los terremotos se deben a fuertes tormentas de mezclas de aire y agua en una hipotética atmósfera interna del planeta. Anaxógoras y Empédocles en el siglo IV a. C: los sismos son generados por las salidas súbitas de aire caliente. [teoría aceptada por Aristóteles]. Durante el medioevo, estudiar el origen natural de los terremotos fue formalmente prohibido por considerarla como una idea herética .
Werner: los terremotos se deben a causas locales asociadas a capas de piritas de hierro fundidas en depósitos de carbón ardiente. Alexander Von Humboldt :asoció la ocurrencia de los sismos a las fallas geológicas y a la actividad volcánica, además propuso una relación directa entre los vapores acumulados y los terremotos. Jean Baptiste Boussingault: Los sismos se originan en el derrumbamiento subterráneo de montañas.
Teorías modernas Teoría del Rebote elástico [Harry Fielding Reid y Andréw Lawson, 1910] : el origen de los sismos se debe a una relajación súbita de la deformación acumulada en las fallas. Dinámica interna de la tierra ---------- Interacción [choque] de las Placas Tectónicas -----…….los bordes se traban y el constante empuje generan una deformación que se acumula en el tiempo. Los materiales de la corteza poseen un límite de resistencia que es superado haciendo fallar la roca y generando una fractura que es la que se propaga generando ondas sísmicas. Milne y Omori documentaron en Japón, tal comportamiento de las fallas cuando ocurrían sismos. El japonés Koto, 1891, observó después del temblor destructivo de Mino Owari, grietas en la superficie que mostraban desplazamientos horizontales de más de 8 m y verticales de 2 a 3 m, concluyendo que los sismos no se debían a explosiones como se creía entonces sino a movimientos de la Tierra, un concepto revolucionario para la época .
Reid y Lawson mediante las mediciones geodésicas corroboraron este hecho de manera formal; ellos explicaron el fenómeno con desplazamientos horizontales. La comunidad científica ha encontrado que el fenómeno se presenta con desplazamiento vertical o con la combinación de movimientos vertical y horizontal. Hoy, esos desplazamientos son medidos con técnicas geodésicas satelitales de manera precisa.
ALGUNOS ANTECEDENTES HISTÓRICOS DE LA SISMOLOGÍA COMO CIENCIA
1678 Divulgación de la Ley de HOOKE [Ley del resorte]
POISSON demuestra teóricamente la existencia independiente de las ondas primarias (P) y secundarias (S). 1828
MALLET experimentó por primera vez un desarrollo de sísmica [producción artificial de vibraciones], en un intento por medir las velocidades sísmicas. 1845
1885
RAYLEIGH y 1911 LOVE, desarrollan la teoría de las ondas superficiales.
1888 Inicio de la exploración geofísica petrolífera con la construcción de la balanza torsión por Barón ROLAND VON EÖTVÖS.
1898
MILNE propone el uso del sismógrafo para definir las condiciones del subsuelo.
1899
KNOTT desarrolló la teoría de la reflexión y refracción en interfases .
de
1913
REGINALD FESSENDEN fue el pionero en aplicar la prospección sísmica por reflexión.
1914
LUDGER MINTROP desarrolla el primer sismógrafo mecánico con precisión
suficiente para realizar labores de exploración. 1919
, patentó un método de refracción. Fundó una compañía que realizó la MINTROP
primera prospección por sísmica de refracción, con un sismógrafo mecánico (1922).
1924
Se prospectó el primer domo salino, al cual se encontraba asociado a varios yacimientos de hidrocarburos. Se realizó con refracción sísmica en Texas, EE.UU.
1927
Se utilizó por primera vez, de manera comercial, el método de reflexión sísmica, para prospectar en el Campo Maud, de Oklahoma, EE.UU.
1930
Se plantea por primera vez que el método de reflexión es más importante en comparación con el método de refracción, en trabajos exploratorios de profundidad.
1953
Los datos sísmicos se comenzaron a registrar en cintas magnéticas. Se empleó por primera vez, la caída de pesos como fuente de energía. Este mismo año, se desarrolló el método “Vibroséis”.
1956 Se patentó el método del “Common–Midpoint” (CMP).
1960 Se introdujo el registro digital.
Teoría del rebote elástico Un sismo es la manifestación de la energía ondulatoria liberada por una ruptura o falla geológica, cuando los bloques de la placa tectónica han acumulado deformación, o por un colapso o por una colisión de un asteroide, ocurridos en las estructuras geológicas de la corteza de la Tierra.
El ciclo sísmico El ciclo sísmico explica que existe una caída en la tensión elástica después de un terremoto y una acumulación de tensión antes del siguiente, por lo tanto los terremotos se repetirán de forma cíclica.
Un ciclo sísmico tiene cuatro fases: 1. La primera, es un largo período de inactividad sin terremotos a lo largo de una falla; 2. En la segunda, la tensión elástica acumulada produce pequeños terremotos; 3. En una tercera fase (que puede no ocurrir), causa sacudidas unos días o tan solo unas horas antes del gran terremoto; 4. La cuarta y última fase, es el seísmo o terremoto principal y sus réplicas, que son terremotos más pequeños y que pueden ocurrir desde unos minutos hasta un año después.
Fases de un seísmo.
1. No hay tensión.
3. La tensión se acumula y las rocas ceden.
2. Comienza la tensión elástica al curvarse las rocas.
4. Se produce la rotura (terremoto) y las rocas rebota. La tensión se libera.
Sismograma y sismógrafo Un sismógrafo es el instrumento usado para detectar y registrar las ondas sísmicas producidas por los seísmos. El papel donde se traza el movimiento se conoce como sismograma. Los terremotos pueden producir oscilaciones del terreno en sentido vertical y horizontal, por tal motivo hay que registrar las oscilaciones en ambas direcciones.
Sismogramas: registro del movimiento telúrico en un determinado sitio en función del tiempo.
¿Cómo se ha podido conocer el interior de nuestro planeta? Los métodos que mejores resultados han dado son los indirectos, y entre ellos destaca el método sísmico
El método sísmico se basa en los cambios en la velocidad de propagación de las ondas sísmicas.
) s / m ( d a d i c o l e V
sismograma Profundidad (Km)
Las ondas varían su velocidad al atravesar medios de distinta composición química o cuando tienen un estado de agregación diferente: sólido, fluido, líquido. Es como si corriéramos por diversos medios… Si lo hacemos por ARENA llevaremos una velocidad distinta a la que tendríamos si lo hiciéramos por una ACERA o por AGUA…
La representación gráfica de la velocidad de propagación es lo que llamamos sismograma.
) s / m ( d a d i c o l e V
… Y si observáramos la siguiente gráfica?? ) s / m ( d a d i c o l e V
Profundidad (Km)
Si la velocidad con la que se propagan no cambiara el medio que atraviesan las ondas es homogéneo = No hay capas diferentes.
Los terremotos emiten Ondas sísmicas (vibraciones) que se transmiten por todo el interior de la Tierra. Pueden ser: - Ondas P: se transmiten por sólidos y líquidos Ondas sólo se transmiten por sólidos S: - Ondas L: se transmiten por la superficie terrestre (causan los daños en la superficie terrestre. No nos informan del interior)
Al cambiar el medio por el que se propagan, las ondas sísmicas cambian su trayectoria y su velocidad nos indican, por tanto, zonas de distintos materiales. A los cambios de velocidad se les denomina discontinuidades.
) s / m ( d a d i c o l e V
Profundidad (Km)
V (Km/s) 14
d a r n o C
12 Mohorovicic 10 8 6 4 2
ondas P ondas S
a z e t r o c
i t t e p e R
n n a m h e L t r e h c e i W
Gütemberg
d a d i c o l e v a j a b e d l a n a C
0 0 0 1
superior
0 0 0 2
inferior
manto
0 0 0 3
0 0 0 4
0 0 0 5
externo
núcleo
0 0 0 6
interno
Km
SISMOS PROFUNDOS [Plutónicos] : > 300 Km Mayor energía Estimación: 3% del total Efectos superficiales leves – en gran cobertura Entre la corteza y el núcleo de la Tierra está el Manto y allí las rocas en estado plástico fluyen en un flujo convectivo. Causa: cambios de fase de las rocas del manto (implosión) o por rupturas en el flujo plástico del manto (explosión).
Las ondas sísmicas viajan alejándose del foco y proporcionan [en los sismogramas] información del material a través del cual viajan
ELEMENTOS DEL SISMO 1 Estáticos. La
profundidad del sismo El foco o hipocentro – fuente Epicentro Distancia focal Distancia epicentral
2 Dinámicos. Fecha
y hora del evento
Coda
Duración
de la excitación Amplitud del movimiento {desplazamiento de las partículas del suelo} Intensidad que alude a los daños ocasionados Magnitud que alude a la energía liberada La frecuencia o el período varían según la energía de la onda en la estación de registro. FOCO: Fuente sísmica (punto de liberación de la energía que produce la perturbación y desde el cual parten las ondas sísmicas en profundidad)
El sitio donde se inicia la ruptura se llama foco y su proyección en la superficie de la tierra, epicentro
ORIGEN DE LOS SISMOS
Tectonismo Erupción volcánica Actividad antrópica Hundimiento Ruptura súbita de las rocas que han sido distorsionado más allá de su resistencia
Un sismógrafo consiste en un sensor que detecta las vibraciones superficiales (sismómetro) y un sistema de registro que produce una grabación continua de la señal sísmica (sismograma).
Sismograma
Los sismogramas modernos están digitalizados a intervalos regulares de tiempo y analizados computacionalmente. Análisis de series de tiempo, métodos iterativos y espectrales son disponibles en análisis sísmicos.
Los sismos se producen por la fractura repentina de las rocas, generando ondas elásticas que viajan por el interior de la tierra (ondas de cuerpo: P y S) o la superficie (ondas superficiales: R y L).
Las ondas de cuerpo que se propagan por el interior de la tierra se pueden representar por rayos perpendiculares al frente de la onda sísmica. Estos rayos sísmicos se refractan debido a cambios en la velocidad de las ondas con la profundidad.
RAYOS SÍSMICOS
Fuentes naturales
Fuentes artificiales
Fuentes artificiales
• Ruido
• Explosiones -
• Tráfico
terrestre • Actividad tectónica • Erupciones volcánicas
voladura • Vibraciones maquinaria • Ruidos artificiales
automotor • Otras actividades humanas
La apariencia de los sismogramas = F[distancia fuente-receptor] = G[forma de filtrado]
l Dentro de un radio de a 200 km. c o L Enfoque principal: ondas directas de cuerpo: P y S que se desarrollan en la corteza terrestre. Las ondas superficiales no son prominentes, pero pueden llegar a ser detectadas a muy cortos períodos.
LEstudia ondas Adentro de un radio Nde 200 a 2000 km. O I A tales distancias G Elos primeros arribos Rviajan a través del manto superior [debajo de la discontinuidad Moho que separa la corteza del manto]. Las ondas superficiales llegar a ser más obvias en tales registros. .
que L Distancias Asuperan los 2000 km, Bdonde las ondas Osísmica arriban se L Gdenominan Telesismos. Incluye el arribo de una gran cantidad de fases de ondas de cuerpo. Para fuentes superficiales , las ondas de superficie corresponden a los arribos de mayor amplitud
Registro de corto período • Iterados a frecuencias superiores a 0.5Hz
Registro de período largo • Iterados alrededor de 0.1Hz [períodos
superiores a 10 segundos]
DE UN SIMPLE SISMOGRAMA PUEDE INFERIRSE LA DISTANCIA FUENTE – RECEPTOR Si, los arribos de las ondas Py S pueden ser identificados, entonces el tiempo S-P puede ser usado para estimar la distancia a la fuente. REGLA En sismología local, la distancia en km es cerca de 8 veces el tiempo S-P en segundos Cuando la distancia es conocida, las amplitudes de las ondas P- y de S-, pueden ser usadas para estimar la magnitud del evento [las ondas S son usadas para registros locales , las ondas P en el caso telesismo]. En sismología global , la dispersión de las ondas superficiales [los tiempos de arribo varía como función de la frecuencia] puede ser utilizada para restringir la velocidad sísmica como una función de la profundidad.
ESCALAS
Richter 1935
Cuantitativa Energía liberada Medida instrumental
Magnitud del sismo a partir del registro de las amplitudes máximas de las ondas sísmicas por medio de un sismógrafo
Mercalli Cualitativa
Calificación del daño
Describen cualitativamente la intensidad de un sismo a partir de la calificación del daño causado
Magnitud de un sismo Mide el tamaño de un sismo relativo a la energía disipada en el hipocentro (foco) en forma de ondas elásticas. Existe una variedad de escalas que dependen del tipo de ondas utilizada, del periodo, instrumento, distancia, etc Magnitud.
Magnitud: escala absoluta logarítmica, introducida por RICHTER en 1935, originariamente apoyada en el registro para períodos cortos, de sismos cercanos. [uso del sismógrafo de W OOD-ANDERSON ]]
Normalmente la magnitud se estima midiendo las amplitudes de las vibraciones que se producen en la superficie terrestre y que se registran en las geoestaciones situadas cerca del epicentro o de todo el mundo.
. La energía sísmica es la porción de la energía total (~40%) En er g ía (Es ) disipada en el foco, radiada en forma de ondas sísmicas.
Magnitud: La forma general de la ecuación empírica para la magnitud M es:
M = log10(A/T) + F(D,P) + constante Donde: A = amplitud máxima producida en la superficie en micrómetros (se deduce de los registros del sismógrafo). T = periodo de la onda en segundos. F = función empírica de la distancia „D‟ expresada en „ º „ y de la profundidad „P‟ del foco expresada en kilómetros.
Relación Magnitud-Energía Log (Es) = 11.8 + 1.5 Ms [ergs]
Escala de Richter ó escala de magnitud local (M L), es una escala logarítmica arbitraria que asigna un número para cuantificar el efecto de un sismo
Richter : la magnitud de un terremoto = F[ tiempo transcurrido entre la aparición de las ondas P y las ondas S, y la amplitud de éstas].
P: ondas compresivas – expansivas: hacen vibrar el medio en la misma dirección que la del desplazamiento de la onda. De velocidad de propagación muy rápida (de 5 a 11 km/s), son las primeras en aparecer en un sismograma. S, ondas de corte: hacen vibrar el medio terrestre en sentido perpendicular a la dirección de su buzamiento.
A [mm]: amplitud de las ondas , tomada directamente del sismograma. T [s]: tiempo en segundos, desde el inicio de las ondas P al de las ondas S M: magnitud arbitraria pero constante a terremotos que liberan la misma cantidad de energía. LIMITACIÓN DE LA ESCALA: a. La magnitud local M L o de Richter es difícil relacionarla con las características físicas del origen del terremoto. b. Existe un efecto de saturación para magnitudes cercanas a 8,3-8,5 Thomas C Hanks y Hiroo Knamori, 1979, ESCALA SISMOLÓGICA DE LA MAGNITUD DEL MOMENTO (M W): provee una forma de expresar momentos sísmicos que puede ser relacionada aproximadamente a las medidas tradicionales de magnitudes sísmicas. [
Magnitu d Richter –1,5 1,0 1,5 2,0 2,5 3,0 3,5 4,0
Equivalencia de la energía TNT 1g 170 g 910 g 6 kg 29 kg 181 kg 455 kg 6t
Referencias Rotura de una roca en una mesa de laboratorio Pequeña explosión en un sitio de construcción Bomba convencional de la II Guerra Mundial Explosión de un tanque de gas Bombardeo a la ciudad de Londres Explosión de una planta de gas Explosión de una mina Bomba atómica de baja potencia.
5,0
199 t
Terremoto en Albolote de 1956 (Granada, España)
5,5
500 t
Terremoto en Colombia (El Calvario, Meta, Colombia; 2008
6,0
1.270 t
6,2
Terremoto de Double Spring Flat de 1994 ( Nevada, Estados Unidos) Terremoto de Morón (2009) (Venezuela) Estado Carabobo
6,5
31.550 t
7,0
199.000 t
Terremoto de Northridge de 1994 (California, Estados Unidos) Terremoto de Hyogo-Ken Nanbu de 1995 (Japón) Terremoto de Puerto Príncipe de 2010 (Haití)
7,2
250.000 t
Terremoto de Spitak 1988 (Armenia) Terremoto en Puerto Rico 21 enero [2] Terremoto en Mexico abril 2010(Mexicali, Baja California)
7,5
750.000 t
Terremoto de Santiago de 1985 (Chile) Terremoto de Caucete 1977 (Argentina)
7,8 8,0
1.250.000 t 5.850.000 t
Terremoto de Sichuan de 2008 (China)
8,1
6.450.000 t
Terremoto de México de 1985 (Distrito Federal, México)
8,5
31,55 millones de t
8,8
100 millones de t
Terremoto de Chile de 2010 (150 kilómetros al noroeste de Concepción)
9,0
150 millones de t
Terremoto de Lisboa de 1755
9,2
220 millones de t
Terremoto del océano Índico de 2004 Terremoto de Anchorage de 1964 (Alaska, Estados Unidos)
9,5
260 millones de t
Terremoto de Valdivia de 1960 (Chile)
10,0
6.300 millones de t
108 megatones = 100 13,0 teratones
Terremoto del Perú de 2007 (Pisco, Perú)
Terremoto de Sumatra de 2007
Estimado para el choque de un meteorito rocoso de 2 km de diámetro que impacte a 25 km/s Impacto en la península de Yucatán que causó el cráter de Chicxulub hace 65 Ma
Intensidad. Es la medida de los daños producidos por un sismo según su fuerza
en un determinado lugar. Es una medida subjetiva. En Colombia se utiliza la escala de Mercalli, con grados del I (percibido por muy pocos) al XII (daño total).
Intensidad de un terremoto - Escalas relativas de intensidad Escala de MERCALLI y Escala de ROSSI-FOREL = F[Poder destructivo del sismo] Intensidad medida a partir de una escala absoluta [como la escala logarítmica de RICHTER ], basada en la energía sísmica liberada por el terremoto
ESCALA 1 = 101 2 = 102
10 m
3 = 103 4 = 104 5 = 105
M=
10-0.5 =
0.316
6 = 106 7 = 107 8 = 108 9 = 109
Escala de Rossi-Forel Intensidad
Descripción
I
Registrable solamente por instrumentos
II
Sentido por poco personas en reposo
III
Sentido por varias personas en reposo
IV
Sentido por varias personas en movimiento, desplazamiento de objetos
V
Sentido generalmente por todos, movimiento de muebles
VI
Despertar general de aquellos que duermen
VII
Vuelcos de objetos móviles, caída de partes de muros
VIII
Caída de chimeneas, grietas en las paredes de los edificios
IX
Destrucción total o parcial de algunos edificios
X
Gran desastre, fisuras en la corteza terrestre
La escala de Mercalli tiene 12 intensidades.
ESCALA DE MERCALLI Grado I. Muy débil
II. Débil
III. Leve
IV. Moderado
Descripción Imperceptible para la mayoría excepto en condiciones favorables. Aceleración menor a 0.5 Gal. Perceptible sólo por algunas personas en reposo, particularmente aquellas que se encuentran ubicadas en los pisos superiores de los edificios. Los objetos colgantes suelen oscilar. Aceleración entre 0.5 y 2.5 Gal. Perceptible por algunas personas dentro de los edificios, especialmente en pisos altos. Muchos no lo reconocen como terremoto. Los automóviles detenidos se mueven ligeramente. Sensación semejante al paso de un camión pequeño. Aceleración entre 2.5 y 6.0 Gal. Perceptible por la mayoria de personas dentro de los edificios, por pocas personas en el exterior durante el día. Durante la noche algunas personas pueden despertarse. Perturbación en cerámica, puertas y ventanas. Las paredes suelen hacer ruido. Los automóviles detenidos se mueven con más energía. Sensación semejante al paso de un camión grande. Aceleración entre 6.0 y 10 Gal.
La mayoría de los objetos se caen, caminar es dificultoso, las ventanas suelen hacer ruido. Aceleración entre 10 y 20 Gal. Lo perciben todas las personas, muchas personas asustadas suelen correr al exterior, paso insostenible. Ventanas, platos y cristalería VI. Fuerte dañadas. Los objetos se caen de sus lugares, muebles movidos o caídos. Revoque dañado. Daños leves a estructuras. Aceleración entre 20 y 35 Gal. Pararse es dificultoso. Muebles dañados. Daños insignificantes en estructuras de buen diseño y construcción. Daños leves a moderados en estructuras ordinarias bien construidas. Daños considerables VII. Muy fuerte estructuras pobremente construidas. Mampostería dañada. Perceptible por personas en vehículos en movimiento. Aceleración entre 35 y 60 Gal. Daños leves en estructuras especializadas. Daños considerables en estructuras ordinarias bien construidas, posibles colapsos. Daño severo VIII. Destructivo en estructuras pobremente construidas. Mampostería seriamente dañada o destruida. Muebles completamente sacados de lugar. Aceleración entre 60 y 100 Gal. V. Poco Fuerte
Pánico generalizado. Daños considerables en estructuras especializadas, paredes fuera de plomo. Grandes daños en importantes IX. Ruinoso edificios, con colapsos parciales. Edificios desplazados fuera de las bases. Aceleración entre 100 y 250 Gal. Algunas estructuras de madera bien construida destruidas. La mayoría X. Desastroso de las estructuras de mampostería y el marco destruido con sus bases. Rieles doblados. Aceleración entre 250 y 500 Gal. Pocas, si las hubiera, estructuras de mampostería permanecen en pie. XI. Muy desastroso Puentes destruidos. Rieles curvados en gran medida. Aceleración mayor a 500 Gal. Destrucción total con pocos sobrevivientes. Los objetos saltan al aire. XII. Catastrófico Los niveles y perspectivas quedan distorsionadas
Onda sísmica • Es una parcela de energía elástica de corta duración que se
propaga a través del medio térreo.
• La energía sísmica [Onda] se atenúa [disipa] a medida que
se propaga, mediante los siguientes mecanismos:
– Atenuación geométrica (al distanciarse de la fuente). – Atenuación
por Dispersión (al heterogeneidades de macizo rocoso).
encontrarse
con
– Atenuación Intrínseca o reológica (absorción o cambio a otro
modo de energía]
En el hipocentro se originan sólo dos tipos de ondas, una onda longitudinal compresional (P) y una onda transversal o de corte (S).
ONDAS SUPERFICIALES
La interacción de las ondas internas con el medio da origen a las Ondas Superficiales. ONDAS RAYLEIGH son combinaciones de ondas P y SV. El movimiento de partículas que produce es compresional y de cizalle, contenido en el plano de propagación de la onda. Este movimiento es elíptico y retrógrado.
ONDAS LOVE son combinaciones de ondas SH. El movimiento de partículas asociado es de cizalle, normal al plano de propagación de ondas.
Ciclo sísmico El ciclo sísmico es el periodo de tiempo entre dos sismos principales en una fuente sismogénica y los procesos que generan estos eventos.
Determinación de la distancia a la que se produjo el sismo Hipótesis: el sismo es local; medido en estaciones próximas [Significa que no hay variación del arco de la distancia al hipocentro] y por tanto se mide linealmente. Es aplicable la expresión E=VxT para conocer el espacio que recorren superficialmente las ondas hasta llegar al receptor sísmico desde el foco o epicentro. Esta distancia sirve posteriormente, para determinar la profundidad del hipocentro [Foco]. • • •
DATOS DE ENTRADA: Tiempo de llegada de las ondas P y S (medido en el sismograma). CÁLCULO: Realizar con los datos de entrada el gráfico de Wadatti, para conocer el momento origen del Terremoto. PROCEDIMIENTO: – Dibujar un sistema cartesiano, en el cual, la ordenadas corresponde a la diferencia de tiempo (decalaje temporal) entre la onda S y la P, medida directamente en el sismograma. En la abscisa se sitúa el tiempo de llegada de las ondas P (leído directamente del sismograma). – Situar los datos de todas las estaciones y hacer el ajuste de los mismos a una recta, cuya intersección con el eje de abscisas en su origen, será el instante en el que se produjo el sismo.
Diagrama de Wadatti.
Ondas de cuerpo Compresivas [P] – Cortantes [S]
Ondas superficiales Raleigh [R] – Love [L]
Las ondas S no se transmiten a través de fluido Velocidad de Ondas de cuerpo > Velocidad de ondas superficiales Las ondas de cuerpo arriban primero a la estación receptora y por consiguiente se registran primero en el sismograma
Conceptos básicos - ONDAS • PERÍODO – T [Intervalo de tiempo, en segundos, que se
repite la amplitud de la perturbación originada]
• FRECUENCIA – f [Número de veces que se repite la
amplitud por segundo]. Se mide en Hz (Hertz).
• LONGITUD DE ONDA -
[distancia a la que se repite la
perturbación a lo largo del medio en un instante dado].
• AMPLITUD – A [Barra normal al eje de abscisas que indica
la separación máxima, respecto al punto de equilibrio]. Medida en unidad de longitud [m, dm,cm,mm]
GENERACIÓN DE UN SISMOGRAMA SINTÉTICO
Procedimiento 1. 2. 3.
Observar el tiempo que tarda las ondas P y la S en llegar a la estación. Obtener el decalaje temporal entre las dos ondas, mediante la sustracción tp-ts. Con este dato ir a la curva que representa la distancia y el tiempo, y calcular la distancia al epicentro Por ejemplo, para un tiempo de 50s, la primera estación está a una distancia del hipocentro de 488 Km. Generalmente las distancias epicentrales se calculan por métodos de triangulación.
4.
Conocida la distancia al epicentro, se procede a buscar la Amplitud, por medición directa, de aquella fase que genere una amplitud mayor (para tener datos más precisos). En este ejercicio, tomaremos, para la estación primera una amplitud de 258 mm [Estación Eureka].
5.
Hacer coincidir el extremo de la distancia obtenida, con el extremo en el que se tiene medido un valor de la amplitud. Al pasar por la mitad de la gráfica (situación de la magnitud) la cortará en un punto. De tal modo que si actuamos de igual modo con las otras dos estaciones tendremos un punto central en la gráfica de magnitud, donde se cortarán tres rectas, y que nos indicará el valor de la Magnitud del terremoto.
•
Cuando ocurre un sismo, las noticias reportan el mismo enfatizando en el término “magnitud”.
•
Magnitud [medida objetiva experimental] – concepto asociado a la energía liberada. Es un término que trasciende al hecho de señalar un simple parámetro vinculado a un dato.
•
Intensidad [medida subjetiva para referir el efecto negativo del sismo].
•
A la comunidad se le debe instruir sobre INTENSIDAD más que sobre MAGNITUD.
•
http://antigua.todogeologia.com/modules.php?name=Sections&op=viewa rticle&artid=71
Reflexión y refracción: Estructura del interior de la Tierra
Los sismos no ocurren al azar…
Concentración en las fronteras de las placas tectónicas Mayoría de los sismos más fuertes del último siglo han ocurrido en zonas de subducción Sismos intraplaca también son significativos
Sismos más fuertes desde 1900
Evento 1960 Chile 1964 Alaska (P. William Snd) 1957 Alaska (Andreanof Isl.) 1952 Kamchatka 2004 Indonesia (Sumatra) 1906 Colombia-Ecuador 1965 Alaska (Rat Islands) 1950 Tibet (Assam) 1923 Kamchatka 1938 Indonesia (Banda Sea) 1963 Kurile Islands
Mag 9.5 9.2 9.1 9.0 9.0 – 9.2 8.8 8.7 8.6 8.5 8.5 8.5
Sismos más destructivos Evento 1556 China, Shansi 1976 China, Tangshan
Mag ~8 7.5
2004 Sumatra 1138 Syria, Aleppo 1927 China, near Xining 856 Iran, Damghan 1920 China, Gansu 893 Iran, Ardabil 1923 Japan, Kanto 1948 USSR, Turkmenistan
9.0 7.9 8.6 7.9 7.3
Muertes 830,000 255,000 of. 655,000 est. >280,000 230,000 200,000 200,000 200,000 150,000 143,000 110,000
* USGS National Earthquake Information Center
Frecuencia de Eventos Magnitud
Numero Anual
8 y mayor 7 - 7.9 6 - 6.9 5 - 5.9 4 - 4.9 3 - 3.9 2 - 2.9
1 12 110 1400 13,500 >130,000 > 1,300,000
Energía Liberada (j/yr, aprox.) 1,000 100 30 5 1 0.2 < 0.05
Stein & Wysession, 2003
Energía equivalente en kg de dinamita
La magnitud definida por Richter (1958) esta basada en la amplitud registrada en el sismograma, calibrada a distintas distancias del sismo.
Si el evento es suficientemente fuerte, los efectos en la superficie pueden ser significativos.
Estos efectos dependen tanto del movimiento del suelo como del
INTENSIDAD El nivel de sacudimiento que se observa en un sitio particular se mide utilizando la escala de intensidad de Mercalli con valores de intensidad entre I – XII. La intensidad generalmente es mayor cerca al epicentro y disminuye con la distancia.
Diferentes Tipos de Construcción
• Frecuencia natural de un edificio • ~0.1 s por piso • Terremotos más grandes tienen periodos más largos (frecuencia baja)
Magnitudes 1 - 8 M 6 tiene frecuencia de 0.1 Hz = 10 seg M8 ~ 50 seg
(Husker, Kohler, Davis 2006)
Las intensidades observadas están relacionadas al movimiento del suelo producido por las ondas sísmicas. Las estructuras (casas, edificios etc) son afectadas principalmente por el nivel de aceleración del suelo. Este nivel es mayor en el campo cercano (distancias menores a 100 km)
Las aceleraciones disminuyen con la distancia del sismo debido a la atenuación de energía por el medio donde se propagan las ondas sísmicas. Esta atenuación depende de las propiedades del material y es distinta para diferentes regiones.
Ingeniería Sísmica
Es importante identificar las aceleraciones que se puedan registrar en zonas sísmicas para poder evaluar el peligro sísmico y definir códigos de construcción que puedan reducir perdidas.
Terremoto en Haití Marco Geográfico
Fecha y hora (epicentro):
12/01/2010, 04:53:10 PM 7.0 Magnitud Mw = Localización epicentral: 15 Km al sur-oeste de Puerto Príncipe Profundidad hypocentral: 13 km Mundialmente ocurren ~15 eventos de M=7.0 por año Falla “Enrriquillo-Plantain Garden” Corrimiento lateral izquierdo con componente inverso
Sismicidad y Tectónica Sismicidad Regional
Sismicidad Local
Deformación GPS Cinco
placas tectónicas en interacción Movimiento de ~ 20 mm/año entre Caribe y Norteamérica
En Bucaramanga • • • • •
Sismos de fuentes cercanas Poseen un período fundamental de vibración bajo Los suelos amplifican en tales períodos bajos Donde las áreas están más pobladas, la aceleración es mayor Las zonas donde más se amplifica la aceleración máxima, son:
Meseta de Bucaramanga Área central de Floridablanca y Piedecuesta
Área central de Girón
Mesa de Ruitoque
Mesa de Lebrija
Áreas de menor amplificación Cañaveral
Áreas de alta amenaza sísmica en Bucaramanga Cerro de Palonegro • Falla del Suárez
Pie de monte – Morrorico – Pie de Cuesta
• Falla de Bucaramanga
En estos sectores es probable la ocurrencia de sismos con magnitud 6 En sectores cercanos al pie de monte llanero es probable la ocurrencia de sismos con magnitud 8 En Bucaramanga : Se deben esperar aceleraciones de 0,25 g horizontal y de 0,20 g vertical, en roca. Las aceleraciones en roca se amplifican por efecto topográfico y por naturaleza del suelo. Tales amplificaciones son altas para períodos bajos de vibración [altas frecuencias] Amplificaciones extraordinarias: zonas de relleno [Quebrada Seca-Quebrada La Rosita]
