SISMOLOGÍA Prof. Pedro J. Rivero Rivero Departamento de Estructuras, Escuela de Civil Facultad de Ingeniería, ULA
LOGO Cátedra: INGENIERÍA SÍSMICA – Semestre A2012 – I18042012
La estructura de la TIERRA
MANTO SUPERIOR: De 70 a 700 km de profundidad
MANTO INFERIOR: De 700 a 2.900 km de profundidad
CORTEZA: Con una profundidad de 20 a 70 km bajo los continentes, y 10 km bajo los océanos
NÚCLEO: De 2.900 a más de 6.000 km de profundidad
La estructura de la TIERRA Estructura concéntrica y configuración interna del planeta Tierra. Evidencias obtenidas mediante la interpretación de los sismogramas indican que el núcleo está constituido por metales en estado líquido y el manto por rocas sólidas. La capa exterior del manto y la corteza forman la litosfera, que se desplaza sobre la astenósfera, región del manto superior en estado viscoso.
Mediante convección, el material caliente asciende, el frío desciende. El material magmático aflora a la superficie en el rift de las cordilleras oceánicas, formando nuevo material cortical y separando las placas (lomo). En las zonas de subducción se consume nuevamente el material de la litósfera.
La corteza terrestre PUEDE fracturarse!!
La formación de la SUBDUCCIÓN
Teoría de la DERIVA CONTINENTAL
Teoría de la TECTÓNICA DE PLACAS
La formación de la SUBDUCCIÓN
G
A G
F
B F C
A
E
B C
D
D
http://pubs.usgs.gov/of/2010/1083/a/
E
SISMICIDAD mundial Sismicidad de Japón y las Islas Kuriles: 1975 1995 Sismicidad en el Océano Atlántico Norte: 1975 - 1995
SISMICIDAD mundial
Sismicidad del Medio Oriente: 1977 - 1997 Sismicidad de Australia, Indonesia y Nueva Zelanda: 1977 - 1997
SISMICIDAD mundial
Sismicidad de Europa: 1975 - 1995
Sismicidad de Africa: 1977 - 1997
SISMICIDAD mundial
Sismicidad de Suramérica: 1975 - 1995
Sismicidad de América Central y el Caribe: 1977 - 1997
SISMICIDAD mundial
http://www.geos.ed.ac.uk/homes/s9535097/world_poster.gif
El PUZZLE terrestre
SA – South America ND – North Andes PM – Panamá AP – Altiplano CO – Cocos NZ – Nazca GP – Galápagos RI – Rivera EA – Easter SC – Scotia SW – Sandwich AF – Africa
El PUZZLE terrestre
Principales tipos de BORDES de placa
by José F. Vigil from This Dynamic Planet
Borde DIVERGENTE
La separación de la corteza de la tierra expone el magma a la superficie donde fluye y se solidifica. La manifestación superficial de la separación cortical se conoce como RIFT.
Los bordes divergentes corresponden a las dorsales, o zonas de expansión, generalmente del suelo oceánico, donde se crea un nuevo material cortical a lo largo de un rift o depresión central en el caso de las cordilleras centro-oceánicas.
Borde DIVERGENTE: El gran valle del rift en ÁFRICA oriental El Gran Valle del Rift es una gran fractura geológica cuya extensión total es de 4.830 kilómetros en dirección norte-sur. Aunque generalmente se habla de este valle para referirse sólo a su parte africana, desde Yibuti a Mozambique, lo cierto es que el Mar Rojo y el Valle del Jordán también forman parte de él. Comenzó a formarse en el sureste de Africa (donde es más ancho) hace unos 30 millones de años y sigue creciendo en la actualidad, tanto en anchura como en longitud.
PLACA ARÁBIGA PLACA AFRICANA
Borde DIVERGENTE: El Mar Rojo – Ejemplo de dorsal oceánica Se cree que el área del Mar Rojo es un ejemplo de una dorsal ocejnica, en el cual el Golfo de Suez en el Norte representaría las etapas más tempranas, el Norte del Mar Rojo una etapa intermedia y el Sur de este una etapa más avanzada de la formación.
M ar
Canal de Suez
rojo
ar M jo Ro
El canal de Suez, al contrario que el de Panamá, no presenta esclusas ya que sus aguas se encuentran al mismo nivel que la de los dos mares que une. Tiene una anchura media de 365 metros y maneja el 14% del transporte mundial de mercancías.
Borde CONVERGENTE Un borde convergente es el borde de choque entre dos placas tectónicas. En el borde convergente una de las placas de la litósfera se hunde debajo de la otra consumiéndose en el manto. Este tipo de bordes lleva a la formación de cordilleras y está asociado con zonas de actividad volcánica originadas por la fricción de las dos placas. El punto de intersección de las dos placas se llama zona de subducción. Islas volcánicas
Islas volcánicas Trinchera
Trinchera
Corteza oceánica Subducción
Litosfera oceánica
Lit oceosfer ánic a a
Material fundido
Corteza continental
Corteza oceánica Subducción
Corteza continental Lit oceosfer ánic a a
Astenosfera
Astenosfera
Material fundido
Oceánica-Continental
Oceánica-Oceánica
Litosfera continental
Astenosfera
http://www.calstatela.edu
Litosfera continental
Litosfera continental
Continental-Continental
Borde CONVERGENTE : Oceánica - Continental El tamaño de la Tierra no ha variado significativamente durante los últimos 600 millones de años. Este hecho implica que la corteza terrestre se destruye en la misma proporción en que es creada. Este “reciclaje” de material cortical tiene lugar en los bordes donde convergen las plazas tectónicas..
Tr inc he ra
Arco volcánico
Corteza oceánica
Corteza continental Litosfera
Litosfera
Atenosfera
Oceánica-Continental
La convergencia de la placa Suramericana y la de Nazca ha deformado y levantado estratos de piedra caliza hasta formar la Cordillera de los Andes.
Borde CONVERGENTE : Oceánica - Oceánica La formación de volcanes también resultan del proceso de subducción originado por la convergencia de dos placas oceánicas. Las islas volcánicas son consecuencia de la acumulación de material magmático originado de procesos volcánicos en el océano durante millones de años. elevación Corteza oceánica
Trinchera
Cuenca anterior
Arco de islas volcánicas Región posterior del arco
Nivel del mar
Magma Litósfera Profundidad: 100 km Astenósfera
Terremotos
Borde CONVERGENTE : Sismicidad en los bordes de subducción Arco de islas Aleutianas
Profundidad de los sismos: • < 30 km : • 30-60 km • 60-90 km • 90-120 km • 120-150 km • >150 km
Doble zona Wadati-Benioff
Borde CONVERGENTE : Sismicidad en los bordes de subducción
Volcanes
Borde CONVERGENTE : Continental - Continental La Cordillera del Himalaya es la más dramática y espectacular consecuencia del movimiento de las placas tectónicas; originadas por el choque frontal entre la Placa de la India y la Euroasiática. Los Alpes en Europa también han surgido de la colisión de dos continentes. En la cadena del Himalaya se encuentran las montañas más altas del mundo: 8.848 metros sobre el nivel del mar.
Borde CONVERGENTE : Un choque espectacular
En la cadena del Himalaya se encuentran las montañas más altas del mundo: 8.848 metros sobre el nivel del mar.
El gran viaje: La COLISIÓN de dos continentes
La más dramática demostración de las fuerzas originadas por el movimiento de las placas tectónicas lo constituye la majestuosa cadena montañosa del Himalaya. Esta se extiende a lo largo de 2.900 km en la frontera entre India y el Tibet. Esta inmensa cadena comenzó a formarse hace aproximadamente 40 a 50 millones de años cuando dos grandes placas: India y Euroasia colisionaron. Debido a que ambas placas tienen la misma densidad de rocas una placa no puede meterse debajo de la otra.
Actualmente, el movimiento de la PLACA de India continúa.
Borde TRANSCURRENTE Corresponde a las fallas de transformación en las cuales el desplazamiento relativo es lateral, paralelo al límite común entre las placas adyacentes; en ellas no se crea ni se destruye material cortical. Estas fallas tienen una actividad sísmica intermedia entre las dos anteriores; la profundidad de los focos es superficial y esta limitada a la parte rígida de la corteza. No obstante, la longitud de fallamiento puede ser muy grande, del orden de centenares de kilómetros y el desplazamiento en el orden de centímetros o metros.
Algunas veces las placas quedan trabadas en algún lugar almacenando una gran cantidad de energía. Eventualmente la energía es liberada produciendo sismos de gran magnitud.
Borde TRANSCURRENTE – La falla de San Andrés
La Falla de San Andrés se extiende a lo largo de 1300 km, aproximadamente, y en algunos lugares tiene decenas de kilómetros de ancho. La ruptura del segmento norte fue la causa del gran terremoto de San Francisco en 1906; en esa ocasión se midieron desplazamientos relativos de más de 6 metros. La falla se desplaza a un promedio de 5 cm/año. Según estiman los científicos, la ciudad de Los Angeles, dentro de aproximadamente treinta millones de años, pasará frente a la ciudad de San Francisco y se sumergirá posteriormente dentro de varias decenas de millones de años, en el océano frente a las Islas Aleutianas.
Borde TRANSCURRENTE – La falla de Anatolia Norte
Turquía pertenece a la placa de Anatolia situada entre las placas de Arabia y Euroasia y placas provoca el desplazamiento hacia el oeste de la placa de Anatolia que se mueve utilizando las fallas septentrional y oriental de Anatolia, resultando ser el borde oeste el único limite libre para absorber el movimiento en una zona de subducción situada al sur-oeste de Turquía, en el mar Mediterráneo.
La falla de Anatolia de tipo transformante, tiene unos 900 Km. de longitud, es dextral, sus longitudes y tasa de movimiento son similares a los de la falla de San Andrés en California (Estados Unidos).
Borde TRANSCURRENTE – La falla de Anatolia Norte
C O M P A R A C I Ó N
Los sistemas de fallas de Anatolia Norte y San Andres tienen, aproximadamente, la misma longitud, número similar de fallas menores asociadas, mismo tipo de borde de placa y movimiento relativo.
http://quake.wr.usgs.gov/research/geology/turkey/
En los últimos 60 años han sucedido 11 terremotos en Turquía, pero solo 1 en California!
Borde TRANSCURRENTE – La falla Alpina (Nueva Zelanda)
En la Falla Alpina han ocurrido históricamente varios terremotos: 1848 - Marlborough. 1888 - North Canterbury. 1929 - Arthur's Pass. 1929 - Murchison. 1968 - Inangahua. 2003 – Fiordland.
M = 7.5. M = 7.3. M = 7.1. M = 7.8. M = 7.1. M = 7.1.
Colisión continental (oblicua) entre la Placa Australiana y la Placa del Pacífico
Borde TRANSCURRENTE – La falla de BOCONÓ
Los PUNTOS calientes – HOT SPOT Los puntos calientes son manifestaciones de efusividad magmática intraplaca asociados a la existencia de plumas calientes bajo ésta. Las corrientes convectivas dentro del manto terrestre producen a veces unas plumas de magma más caliente que asciende hasta entrar en contacto con la corteza terrestre donde su elevada temperatura la funde, creando fenómenos ígneos que en caso de alcanzar la superfície dan lugar a volcanes de naturaleza más o menos basáltica (basalto).
Los ejemplos clásicos son las islas Hawai para puntos calientes sobre corteza oceánica y el punto caliente que actualmente alimenta el vulcanismo del parque Yellowstone, al que están asociados varios volcanes apagados que se encuentran en línea en dirección este, para corteza continental
Los PUNTOS calientes – HOT SPOT Como quiera que estos puntos calientes se mantienen activos durante millones de años y están quietos respecto al manto mientras que la corteza se desliza sobre éste, se forman cadenas de volcanes de los que solo está activo el que se encuentra en ese momento sobre la pluma de magma en ascensión.
Norte
kilómetros
Ma = Millones de años
¿Como se mide el MOVIMIENTO de las placas? La pista de los actuales movimientos de las placas tectónicas son seguidas mediante mediciones basadas directamente en el terreno y por medios geodésicos (la Geodesia es la ciencia del tamaño y forma de la Tierra). Las mediciones basadas en el terreno son efectuadas en forma convencional pero muy precisas por medio de rayos láser. Sin embargo, como el movimiento de las placas son a escala global, las mediciones más eficientes son por técnicas satelitales. La más relevante es el sistema GPS (Global Positioning System).
Las BRECHAS sísmicas – Seismic GAPS A los segmentos de falla que han producido terremotos en el pasado y que hasta el presente han estado inactivos se les conoce como zonas de quietud sísmica o brechas sísmicas Mar Caribe Mar de Bering Islas Aleutianas
Cubierto en 1985 Oceáno Pacífico
Oceáno Pacífico
Oceáno Pacífico
Lugares donde no se ha producido un gran sismo en los últimos 40 años
Las BRECHAS sísmicas – Seismic GAPS
El terremoto del 19.09.1985 (M= 8.1), tuvo su foco en la zona de quietud sísmica de Michoacán, la que ya había sido identificada con anterioridad al terremoto. Queda aún pendiente la brecha sísmica de Guerrero, en la que un temblor de similar magnitud al de 1985 puede ocurrir en cualquier momento.
Brecha Sísmica de Guerrero (México)
Sismicidad INSTUMENTAL de Venezuela: 1910 - 2002
http://www.funvisis.gob.ve
Principales sistemas de FALLAS sísmicas
Placa del Caribe
Falla Oca-Ancón Falla San Sebastián
on oc
lla Fa
B de
ó
Falla de El Pilar
Placa Suramericana
Mapa NEOTECTÓNICO del Occidente venezolano Geomorfológicamente, la Falla de Boconó se manifiesta por una serie de valles alineados, depresiones lineales y otros rasgos alineados en un corredor de 1 a 5 km de ancho, orientado, aproximadamente, en dirección N 45° E y a lo largo de unos 500 km en la parte central de los Andes Venezolanos, entre la depresión del Táchira y el Mar Caribe
Es la mejor conocida de todas las fallas de Venezuela. Posee una fuerte expresión topográfica y está claramente expuesta a todo lo largo de su extensión. La mayoría de los grandes terremotos ocurridos en tiempos históricos en el occidente de Venezuela, han sido asociados con movimientos de este corredor de fallas.
Mapa NEOTECTÓNICO del Occidente venezolano Atraviesa longitudinalmente toda la cordillera andina venezolana, generando una especie de fosa, resultado del alineamiento de los valles de una serie de ríos cuyos cauces son controlados estructuralmente. Se prolonga desde la frontera de Venezuela con Colombia hasta el Mar Caribe, recorriendo en dirección noreste una longitud de mas de 500 kilómetros.
Mapa NEOTECTÓNICO del norte venezolano
Falla San Sebastián
Fall a
aG Fall
aya am uac
rera Cab a La Fall no r Ho a El Fall
Fall a Tac agu a
a ictori La V Falla
VE-08 Sistema de fallas de La Victoria
El A vila
Pí rit u
o Picha Falla
Fall a Falla Rio Guá rico
Fa lla
Tá cat a
VE-10 Sistema de fallas Tácata-La Victoria
Mapa NEOTECTÓNICO del oriente venezolano
La falla El Pilar se extiende hacia el este por un poco más de 400 km desde la trinchera de Cariaco, hasta el golfo de Paria, pasando por el puente de tierra entre los golfos de Cariaco y Paria con una extensión aquí de unos 80 km. Su movimiento es transcurrente dextral. Se calcula que su tasa de movimiento es de unos 5 mm al año y su intervalo de recurrencia es de unos 400 años con posibilidad de sismos de hasta 7.5 Ms de magnitud.
Los TIPOS de fallas y la GENERACIÓN de sismos
• FALLAS TRANSCURRENTES • FALLAS INCLINADAS – Falla Normal – Falla Inversa
La teoría del REBOTE ELÁSTICO
Si se coloca un pequeño peso en la canastilla, el bloque no se moverá debido a la fuerza de fricción entre el bloque y la mesa. Conforme aumenta el peso, la tensión en el cable continúa acumulándose hasta que iguala a la fuerza de fricción, a partir de ese momento el bloque comenzará a moverse.
Antes de un sismo se producen grandes concentraciones de energía producto de la deformación elástica de las rocas que forman parte de la corteza, hasta que rebasa un límite, en ese momento comienza a presentarse un fallamiento en algún punto llamado FOCO, desde donde se propaga a toda una superficie.
La secuencia del REBOTE ELÁSTICO
Falla trabada
TIPO de falla : TRANSCURRENTE
Una falla transcurrente es una falla en la que se producen desplazamientos horizontales y los dos bloques adyacentes se desplazan lateralmente en sentidos opuestos
Lateral Izquierda
Lateral Derecha
TIPO de falla : INCLINADAS FALLA NORMAL
FALLA NORMAL: En este tipo de falla el plano de falla es oblicuo respecto al horizonte; en ellas se producen desplazamientos a lo largo de una superficie de falla inclinada y los bloques se reajustan según las fuerzas a la que está sometida la región tectónica. Los bloques están sometidos a fuerzas de tensión. FALLA INVERSA
FALLA INVERSA: Es una falla en que los bloques están sometidos a fuerza de compresión perpendiculares a la falla y el bloque superior es forzado a deslizarse hacia arriba y asciende respecto al bloque inferior
El problemas de las fallas OCULTAS Traza superficial de fallas conocidas
Falla oculta, no hay evidencia superficial
FALLA CIEGA: En este tipo de falla la superficie del terreno no se rompe. El terreno sobre la falla no se fractura sino que se comba.
Expresión superficial – Falla Transcurrente
Falla Transcurrente
Expresión superficial – Falla Transcurrente
La Falla de Boconó pasa justo por el borde sur de la Laguna de Mucubají en su trazo entre Santo Domingo en el Estado Barinas y Apartaderos en el Estado de Mérida. La falla se hace evidente por una trinchera de cuatro metros de profundidad que pasa a 10m al sur del Centro de Visitantes de Mucubají.
A la derecha de la fotografía puede verse el borde formado por la morrena terminal. Esta estructura bloquea el curso original cuesta abajo a través del cual el agua de la quebrada Mucubají fluía hacia el Río de Chama y entonces a Mérida y el Lago Maracaibo. Después de este cambio, sus aguas se desviaron al Llano a través del Río Santo Domingo y las llanuras de Orinoco y el Océano Atlántico.
Expresión superficial – Falla Transcurrente Retroceso del glaciar y evidencias de actividad tectónica
Traza de falla sur falla de Boconó
Expresión superficial – Falla Transcurrente
Evidencias tectónicas Lagunillas, municipio Sucre
Imagen satelital Google Earth
Expresión superficial – Falla Transcurrente
Evidencias tectónicas Loma de los Maitines, Municipio Libertador
Desplazamiento - Falla Transcurrente Desplazamiento relativo de lados opuestos de la falla de San Andrés observado después del Terremoto de San Francisco de 1906.
La cerca en Balinas, California, fue desplazada en 3m; la dislocación alcanzó en algunos sitios valores de 6 m.
Desplazamiento – Falla NORMAL
Dislocación vertical en traza de falla directamente observable en la superficie.
Terremoto de Cariaco del 09.07.1997 Falla lateral derecha del Pilar Carretera que une Cariaco con Casanay en el estado Sucre, Venezuela Dislocación de 25 cm Dislocación ó Rechazo
Vista aérea del desplazamiento de la falla.
Características de las fallas Azimut: Ángulo entre la traza del plano de falla y la dirección norte.
N
AZIMUT
superficie Traza de la Falla Héctor Mine (terremoto del 16 de Octubre de 1999) fa lla
BUZAMIENTO
Buzamiento: Ángulo entre el plano de falla y la superficie del terreno.
TIPOS DE ONDAS S I S M Ó G R A F O S
NATURALEZA DEL MOVIMIENTO DEL TERRENO
REGISTROS DE LAS ONDAS SÍSMICAS
A C E L E R Ó G R A F O S
Tipos de ONDAS sísmicas Para poder predecir o determinar la forma en que va a vibrar el terreno durante un sismo, que intensidad tendrá el movimiento y su duración, es preciso conocer las características de las ondas sísmicas y la forma en que la energía es irradiada a través del medio sólido de la Tierra. Cuando la roca se fractura debido a la deformación de la corteza, se libera la energía acumulada en el material que es principalmente en forma de calor; una parte menor es irradiada en forma de ondas sísmicas que se propagan a través del medio sólido de la Tierra, a partir de la zona donde se inició la ruptura (foco o hipocentro).
ONDAS DE CUERPO (Ondas P y Ondas S) ONDAS DE SUPERFICIE (Ondas Love y Ondas Rayleigh
Onda Compresional - ONDA P
Direc ción
ONDA P
de pro pagac ión
Movim iento
de las partíc ulas
Propagación de la deformación: El movimiento de las partículas consiste en dilataciones y compresiones alternantes. El movimiento se realiza en forma paralela a la dirección de propagación (longitudinal). El material retorna a su forma original después de que pasa la onda.
Onda de corte - ONDA S
Direc ción
ONDA S
de pro pagac ión
Movim iento
de las partíc ulas
El movimiento de la partícula es transversal y es perpendicular a la dirección de propagación de la onda. El movimiento transversal mostrado aquí está vertical pero puede estar en cualquier dirección. Cuando el desplazamiento es vertical (SH) y cuando es horizontal (SH). El material vuelve a su forma original después del paso de la onda.
Onda Rayleigh - ONDA R Direc ción
ONDA RAYLEIGH
de pro pagac ión
Movim iento
de las partíc ulas
El movimiento de la partícula es elíptico (retrógrado) en el plano vertical y paralelo a la dirección de propagación. La amplitud decrece con la profundidad. El material retorna a su forma original después del paso de la onda.
Onda Love - ONDA L Direc ción
ONDA LOVE
de pro pagac ión
Movim iento
de las partíc ulas
El desplazamiento de la partícula consiste de movimientos transversales alternantes, horizontal y perpendicular a la dirección de propagación. La amplitud decrece con la profundidad. El material retorna a su forma original después de que la onda pasa.
Velocidad de ondas sísmicas La velocidad de propagación de las ondas sísmicas depende de la densidad y de las propiedades elásticas de las rocas y del material a través del cual se transmiten. Utilizando la teoría de elasticidad se obtienen expresiones que determinan la velocidad de las ondas P y S.
Vp =
Vs =
E 1 - (1 + ) (1 - 2 ) G
∴ G = Vs2
E y G el módulo de elasticidad y de cortante del medio de propagación, ρ es la densidad, el coeficiente de Poisson.
Velocidad de ondas sísmicas Valores promedio de las velocidades de propagación en el granito y el agua son:
Granito :
VP = 5,5 Km / s
VS = 3,0 Km / s
Agua :
VP = 1,5 Km / s
VS = 0 Km / s
Las ondas P se transmiten a mayor velocidad que las ondas S, así las primeras ondas que se perciben en la superficie son las ondas primarias P, que hacen vibrar la superficie verticalmente, pocos segundos después arriban las ondas secundarias S, que hacen vibrar la superficie horizontalmente. La velocidad de propagación aumenta con la profundidad.
Velocidad de ondas sísmicas Las ondas de cuerpo viajan mas velozmente que las ondas de superficie, de estas últimas las ondas Love L son mas veloces que las ondas Rayleigh R.
VP > VS > VL > VR A medida que las ondas se alejan de la fuente, los distintitos tipos de ondas se van separando y pueden ser diferenciadas claramente en los registros sísmicos o sismogramas. Cerca del foco, todos los tipos de ondas pueden estar mezclados, dando lugar a sismogramas complejos, difíciles de interpretar. Cerca de la falla causativa, a distancias menores de 150 km, prevalecen en los sismogramas las ondas de cuerpo P y S, ya sean directas, reflejadas o refractadas. A mayores distancias comienzan a predominar las ondas de superficie Love y Rayleigh de menor amplitud.
Velocidad de ondas sísmicas: Reflexión y Refracción Epicentro del sismo
Las propiedades físicas de los materiales determinan las características de las ondas sísmicas: cuando las ondas pasan a un medio de distinta densidad se modifica la velocidad de propagación y su trayectoria es desviada, lo que revela la existencia de una discontinuidad entre capas o estratos, proporcionando información sobre la configuración interna del planeta y revelan su estructura en capas concéntricas.
Registro de las ONDAS sísmicas Con la finalidad de medir y analizar el movimiento producido por un sismo se desarrollaron los sismógrafos. El primer sismógrafo fue construido a finales del siglo pasado, y aún cuando el diseño se ha hecho más complejo, el principio básico empleado, incluso en instrumentos de diseño reciente, es el mismo.
Primer sismómetro, inventado por el astrónomo chino Zhang Heng en el año 130 DC.
Registro de las ONDAS sísmicas - SISMÓMETRO Esquema simplificado de un sismógrafo para el registro del movimiento vertical del terreno. La masa del péndulo tiende a permanecer estacionaria durante el movimiento del terreno y el estilete fijado a la misma, traza sobre papel ahumado que se mueve a velocidad constante, las vibraciones del terreno. Modelo matemático X
K
U = X - Xs
m Xs
Movimiento armónico del soporte
U = Xo Sismógrafo primitivo
r2 (1- r 2 )2 + ( 2 r )2
r = relación de frecuencias ξ = amortiguamiento del sistema ≅ 0.6 - 0.7 U/Xo = respuesta relativa máxima
Registro de las ONDAS sísmicas - SISMÓMETRO
En el presente, los sismógrafos mas avanzados son los llamados de banda ancha que hacen posible obtener un registro digital del movimiento.
Los centros sismológicos modernos operan redes sismográficas telemétricas que cubren todo un país o una región extensa. En estos casos, la señal captada por los aparatos localizados en sitios remotos es retransmitida a través de ondas de radio de muy alta frecuencia (VHF), o a través de satélites artificiales, a un centro de registro.
Registro de las ONDAS sísmicas - SISMÓMETRO Venezuela cuenta con la Red Sismológica Nacional, la cual está constituida por 35 estaciones Banda Ancha distribuidas en las zonas de mayor actividad sismológica del país. Adicionalmente, se cuenta con las Redes Locales (proyecto actualmente en ejecución) que complementan a la Red Sismológica Nacional con información de carácter local registrado en nuestro país
http://www.funvisis.gob.ve
Redes SISMOGRÁFICAS Locales Es un proyecto -actualmente en ejecución- que consiste en la instalación de cuarenta (40) estaciones sismológicas, distribuidas en cinco (5) redes locales, que vienen a complementar la información de la Red Sismológica Nacional en las regiones de mayor concentración poblacional y económica de Venezuela.
Las redes locales planificadas para Venezuela son: - Red Centro-Norte - Red Lara - Red Los Andes - Red Sucre --Red Zulia
http://www.funvisis.gob.ve
Red Sismológica de los Andes Venezolanos (RedSAV), ULA, Mérida.
La Red Sismográfica de los Andes Venezolanos (RedSAV) cuenta con once estaciones remotas ubicadas estratégicamente con el fin de registrar la actividad sísmica de cualquiera de las múltiples fallas geológicas que surcan la región. RedSAV tiene cobertura sobre gran parte del estado Mérida y parcialmente sobre los estados Trujillo, Zulia, Barinas y Táchira
http://celeste.ciens.ula.ve
Registro de las ondas sísmicas
Típica lectura de un sismograma. Nótese el tiempo de arribo de las ondas P y S.
Registro de las ONDAS sísmicas - ACELERÓGRAFOS El diseño sismorresistente de edificios y obras civiles requiere un conocimiento adecuado de las características e intensidad del movimiento del terreno durante sismos destructivos. El parámetro más frecuentemente empleado para designar la intensidad de la sacudida sísmica es la aceleración máxima del terreno, expresada en gals (cm/seg2) o en porcentaje de la gravedad (%g). Los sismógrafos, debido a su alta sensibilidad, no son generalmente aptos para registrar la sacudida violenta del terreno en el área epicentral. Para este fin se diseñaron los ACELEROGRAFOS, capaces de registrar aceleraciones superiores a 1g.
A diferencia de los sismógrafos que operan en forma contínua las 24 horas del día, los acelerógrafos inician automáticamentre el registro cuando la intensidad del movimiento del terreno sobrepasa determinado límite prefijado.
Red ACELERÓGRAFICA nacional
Actualmente, se cuenta con 134 estaciones acelerográficas distribuidas en Venezuela http://www.funvisis.gob.ve
La utilidad de una red ACELERÓGRAFICA La Red inició sus actividades en el año 1980 con la finalidad de registrar los movimientos fuertes de terreno. Los primeros registros acelerográficos corresponden al sismo del 18 de octubre de 1981 en la frontera colombo-venezolana en donde se obtuvieron 3 registros. Desde 1981 hasta la fecha, se han obtenido más de 80 registros acelerográficos, siendo la aceleración máxima registrada de 178.90 cm/s2. La mayoría de las estaciones acelerográficas se encuentran a lo largo del sistema principal de fallas: Boconó - San Sebastian - El Pilar.
Los datos obtenidos de la REDAC permite evaluar: La respuesta de los perfiles geotécnicos típicos de nuestras principales ciudades y de futuros asentamientos poblacionales. La respuesta de sistemas estructurales propios. Las leyes de atenuación y su ajuste con las características sismotectónicas del país. La actividad sísmica en las zonas de mayor concentración urbana y en futuros desarrollos poblacionales, a fin de reducir la vulnerabilidad y los costos de protección sísmica.
Estaciones acelerográficas en la ciudad de Mérida
Estaciones acelerográficas en la ciudad de Mérida
ESTACIÓN ACELEROGRÁFICA FACULTAD DE INGENIERÍA
Estaciones acelerográficas en la ciudad de Mérida
ESTACIÓN ACELEROGRÁFICA SEDE DE LA GOBERNACIÓN
Registros acelerográficos
Integración numérica ACELERACIÓN
VELOCIDAD
DESPLAZAMIENTO
Las componentes mas importantes del movimiento del terreno
Parámetros importantes del movimiento del terreno
Registro Tacubaya, Terremoto de México 1985 0,04
• Amplitud
0,032
• Duración • Contenido Frecuencial
Aceleración (g)
0,024 0,016 0,008 0 -0,008 -0,016
• Contenido de Energía
-0,024 -0,032 0 15
30
45
60
75 90 105 120 135 150 Tiempos (seg)
Parámetros importantes del movimiento del terreno Las obras construidas por el hombre son susceptibles al contenido de frecuencias de vibración del terreno, pues ésta puede causar efectos de resonancia en las estructuras, dependiendo de su altura y rigidez. El caso mas desfavorable es cuando el período natural de vibración de la estructura coincide con el período predominante del movimiento del terreno. Amplificación Dinámica (D)
Edificios bajos y rígidos tienen periodos de vibración cortos y son mas vulnerables a sismos de foco cercano.
Edificios altos y flexibles, con periodos de vibración largos son vulnerables a las vibraciones de terremotos de focos lejanos cuyas ondas tienen periodos predominantemente largos.
Parámetros importantes del movimiento del terreno
La duración de un sismo depende de la magnitud del evento y de la distancia epicentral. A mayor magnitud, mayor duración de la fase intensa y mayor cuantía de daños ocasionados a las estructuras.
La duración se incrementa con la distancia epicentral a medida que las ondas sísmicas se dispersan cuando se alejan del foco. A distancias epicentrales grandes (200 a 300 km) el movimiento puede durar varios minutos si es producido por un sismo de gran magnitud.
Registros acelerográficos Terremoto de San Francisco, California 22/03/57 Comp : S80E, DE=11 km.
ACELERACION (g)
0.16 REGISTRO: GOLDEN GATE PARK
0.08 0 -.08 -.16
Amax=0.105g t=1.46seg 0
5
10
15
20
25
30
35
40
TIEMPO (segundos)
Terremoto de Michoacán, México 19/09/85 Comp: N00E, DE=333 km.
ACELERACION (g)
0.16 REGISTRO: TEOCALCO
0.08 0 -.08 -.16
Amax=0.052g t=10.76seg 0
5
10
15
20
25
TIEMPO (segundos)
30
35
40
LOCALIZACIÓN y ocurrencia de los sismos
EPICENTRO
FOCO
PROFUNDIDAD DE LOS FOCOS
Plano de falla y propagación de la ruptura
Superficie de ruptura Hipocentro (foco) Plano de falla Trazo superficial de la falla
epicentro hipocentro
Las ondas sísmicas se propagan a través de un volumen de roca, partiendo de una zona extensa y compleja de ruptura y no de un punto definido. No obstante, es conveniente determinar el sitio en el cual se inició la fractura de la roca y del cual se emanaron los primeros pulsos de las ondas sísmicas
La profundidad del foco tiene una gran importancia práctica. Sismos superficiales suelen causar mayores niveles de daño.
Sismos superficiales y profundos La profundidad de los focos varía según la fuente sísmica en que se generan: SISMOS SUPERFICIALES
Aquellos cuyo foco se sitúa entre 0 y 20 km de profundidad.
SISMOS SOMEROS
Aquellos cuyo foco se sitúa entre 20 y 70 km de profundidad.
SISMOS INTERMEDIOS
Aquellos cuyo foco se sitúa entre 70 y 300 km de profundidad.
SISMOS PROFUNDOS
Aquellos cuyo foco se sitúa entre 300 y 700 km de profundidad.
En fallas de transformación y fallas locales, la profundidad generalmente es superficial, de 5 a 20 km. En las zonas de subducción, la profundidad de los focos aumenta gradualmente a medida que la placa oceánica se inclina y sumerge bajo la placa continental.
Localización instrumental de los focos
En un sismograma se registran los diferentes tipos de ondas generadas por un sismo que alcanzan una estación sismológica dada en orden sucesivo de tiempo. La ubicación del epicentro se hace analizando sus registros e identificando los diferentes tipos de ondas, en particular las ondas o fases P y S.
Localización instrumental de los focos
El conejo es más veloz que la tortuga y ambos empiezan a correr desde el punto t0, a medida que se alejan de ese punto la distancia entre ambos será mayor. Un observador en t1 notaría pasar al conejo y un instante después a la tortuga. Un observador en t2 notaría pasar al conejo y después a la tortuga con una separación de tiempo mayor que el observador del punto anterior. Se utiliza en tiempo transcurrido entre la llegada de ambos a un punto dado para calcular la distancia al origen.
Localización instrumental de los focos – Las ondas P arriban primero, luego las ondas S, y después las ondas L y R – Después de un terremoto, la diferencia en el tiempo de arribo de las ondas a una estación sismográfica puede ser usada para calcular la distancia de la estación al epicentro Ondas de superficie
Ondas de cuerpo Arribo de la onda P
Arribo de la onda S
Ruido de fondo
Marcas de tiempo
Intervalo de tiempo entre la onda P y S TIEMPO
Arribo de la onda L
Localización instrumental de los focos Si la velocidad promedio de estas ondas es conocido, se puede utilizar la diferencia en el tiempo de arribo de éstas a la estación (S menos P) de la siguiente manera:
Tiempo =
Distancia Velocidad
La onda P tiene una velocidad Vp, mientras que la onda S tiene una velocidad Vs. Ambas se originan del mismo sitio - hipocentro Ambas recorren la misma distancia, pero la onda S toma mas tiempo que la onda P. El tiempo para que la onda S recorra la distancia R: El tiempo para que la onda S recorra la distancia R: La diferencia de tiempo: Ts − Tp =
R Vs R Tp = Vp
Ts =
1 Vp - Vs R R 1 = R = R Vs Vp Vs Vp Vp Vs
Localización instrumental de los focos Vp - Vs (Ts − Tp ) = R Vp Vs
Resolviendo para la distancia R, queda:
R =
VP ∗ VS (TS - TP ) ( VP - VS )
R = k (TS - TP ) donde k =
VP ∗ VS ( VP - VS )
TP y TS son los tiempos de arribo de las ondas de compresión P y de corte S, respectivamente, expresadas en segundos; VP y VS son las velocidades de propagación de las ondas P y S en km/seg; y R es la distancia al epicentro del foco en referencia en km; la constante k se expresa en km/seg
Localización instrumental de los focos Epicentro
Para determinar la posición exacta de un foco se requiere al menos los registros de tres estaciones
Se traza en un mapa tres arcos de círculos, con centro en la estación sismológica y con radio igual a la distancia determinada del foco.
Epicentro
El punto de intersección es la posición del epicentro del foco
Conociendo la distancia focal a tres estaciones sismológicas y trazando en cada estación un arco de círculo de radio igual a la distancia, se determina el epicentro como el punto de intersección de los tres arcos de círculo.
Localización instrumental de los focos Profundidad
La longitud y latitud del foco y tiempo de ocurrencia del evento se determina así combinando la información de registros de varias estaciones sismológicas.
Ocurrencia y secuencia de los sismos
Latitud
La localización de los focos sísmicos y su distribución en proyección horizontal permite determinar la sismicidad relativa de un país o una región.
Longitud Sismicidad para Venezuela entre 1973-1999 (NEIC)
Ocurrencia y secuencia de los sismos
Distribución con la profundidad de los focos sísmicos.
Sismicidad entre 1610-1999
SISMOLOGÍA Prof. Pedro J. Rivero Rivero Departamento de Estructuras, Escuela de Civil Facultad de Ingeniería, ULA
