CAPITULO 1: PRINCIPIOS DE SISMOLOGIA
• Introducción • Tectónica de Placas • Fallas • Terrem erremotos otos Tectóni Tectónicos cos • Diseño y Implementación de Algoritmos Numéricos
Es un movimiento oscilatorio, a veces violento, de la superficie de la tierra que produce una liberación de energía
Clasificación de los Terremotos según su origen-Según Scheidegger Es un movimiento oscilatorio, a veces violento, de la superficie de la tierra Terremoto de Colapso Terremoto de origen Volcánico Terremoto Causado por Explosiones Terremoto Tectónico
ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA
ZONA CONCÉNTRICA Corteza
ESPESOR (KM) 0-160
Superior
482
Inferior
2123
Núcleo externo (fluido)
2252
Núcleo interno (sólido)
1222
Manto
MOVIMIENTO DE LAS PLACAS TECTONICAS Bordes divergentes.- Bordes de placas que se
alejan y forman las crestas submarinas. Bordes convergentes.- Bordes de placas que se
acercan. Entre placas continentales (forman montañas), entre una placa oceánica y otra continental (forman montañas) o entre placas oceánicas (forman islas). Bordes transformantes.- Bordes de placas que
se desplazan horizontalmente una con respecto de la otra.
Teoría de la Deriva Continental
Desde los años 1900 se tiene conocimiento de que los continentes están en permanente movimiento. La teoría del movimiento continental fue razonablemente establecida en 1930, pero no fue universalmente aceptada. En 1950, la ciencia del paleomagnetismo proveyó con nueva evidencia sobre el movimiento de los continentes
Geometría de la Falla Para analizar el proceso sísmico tectónico es necesario introducir un conjunto de parámetros que permitan describir la falla que genera el terremoto. Se entiende por falla una estructura tectónica a lo largo de la cual se ha producido una fractura y un desplazamiento diferencial de los materiales adyacentes.
Falla Normal o de Deslizamiento
Falla Inversa
Falla de Rumbo o Transcurrente
Otros tipos
Concepto Es un fenómeno de sacudida brusca y pasajera de la corteza terrestre producida por la liberación de energía acumulada en forma de ondas sísmicas.
Clasificación del terremoto por Profundidad • Terremoto Superficial.- Cuando ocurre en la corteza de la Tierra (hasta 70 km de profundidad). • Terremoto Intermedio.- Si ocurre entre los 70 y los 300 km. • Terremoto Profundo.- Si ocurre profundidad mayor de 300 km.
a
un
Sismicidad Global
La naturaleza de los terremotos
Teoría elástica del rebote(Reid-1960) Plano de falla
Carretera antigua
Carretera construida en terreno ya deformado Terreno antes de ser deformado
Deformación del terreno
Discontinuidad
Deformación
Falla del terreno
La naturaleza de los terremotos La generación de un sismo consta, por tanto, de dos etapas: • Acumulación lenta de la energía elástica • Relajación súbita
Para estudiar los principios de propagación de ondas se utilizaran dos principios fundamentales extraídos de la óptica La Ley de Snell Permite calcular la inclinación para la cual la onda incidente se propaga por la interface de los medios. Principio de Huygenys Cuando una onda alcanza un punto de un medio materia, este se comporta como un foco emisor que crea un frente de ondas secundarias
Sismómetros • Es un instrumento utilizado para detectar y registrar sismos. • Generalmente, consiste en una masa sujeta a una base fija. • Durante un sismo, la masa se mueve, pero la base no y ese movimiento es comúnmente transformado en un voltaje eléctrico que es registrado en papel, cinta magnético u otro dispositivo.
Este registro es proporcional al movimiento de la masa del sismógrafo con relación a la tierra, pero puede ser matemáticamente transformado a un registro que represente el movimiento absoluto del suelo
Acelerómetros
Se deno denomi mina na acel aceler eróm ómet etro ro a cual cualqu quie ierr inst instru rume ment nto o dest destin inad ado o a medi medirr acel aceler erac acio ione nes. s. Es el tipo de aceleración asociada con el fenómeno de peso experimentado por una masa de prueba que se encuentra en el marco de referencia del dispositivo.
Gráficos de Registro
Tipos de Ondas Sísmicas Ondas Internas o de Volumen Las Ondas Centrales o Corporales viajan desde punto de rotura a través de la Tierra hacia puntos distantes en la superficie. • Ondas de Compresión (Longitudinales) / Ondas P “Ondas Primarias” • Ondas de Corte (Transversales) / Ondas S “Ondas Secundarias” Ondas Superficiales Las Ondas Superficiales viajan a través de la superficie terrestre y producen la mayor vibración de ésta (y probablemente el mayor daño). • Ondas R “Ondas Rayleigh” • Ondas L “Ondas Love” Vibraciones Libres Solo cuando se producen terremotos muy fuertes los cuales hacen que toda la tierra vibre.
Matemáticamente, la existencia de las ondas internas se deduce a partir de las ecuaciones de Cauchy que relacionan los esfuerzos con las aceleraciones en un medio elástico. Aceptando que se pueden despreciar las fuerzas de volumen y que el medio es isótropo, se obtiene una ecuación escalar y otra vectorial que indican, respectivamente, la presencia de una perturbación irrotacional y otra rotacional. Estas perturbaciones corresponden, a su vez, a las ondas P y S cuyas velocidades vienen dadas por las expresiones:
Las ondas S no se transmiten a través de medios fluidos, como el núcleo externo de la Tierra, en los que el coeficiente de rigidez se aproxima a cero. Esta propiedad origina la zona de sombra para la recepción de ondas S telesísmicas en las distancias epicentrales situadas, aproximadamente, entre 105° y 180°
Las ondas “P” viajan a través del magma (zona de rocas fundidas) a una velocidad de 5800 (m/s) y llegan primero a la superficie ya que logran una mayor velocidad y van empujando pequeñas partículas de material delante de ellas y arrastrando otro tanto detrás.
Las ondas "S" en cambio, por ir más lentas, a una velocidad de aproximadamente 3000 (m/s), van desplazando material en ángulo recto a ellas (por ello se les denomina también "transversales").
Propagación de la Onda “P”
Propagación de la Onda “S”
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.
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.
Propagación de la Onda Love
Propagación de la Onda Rayleigh
VR,L < VS < VP VP = Velocidad de las ondas P VS = Velocidad de las ondas S VR,L = Velocidad de las ondas Rayleigh y Love
La secuencia típica de un terremoto es: primero el arribo de un ruido sordo causado por las ondas "P" compresivas, luego las ondas "S" cortantes y finalmente el "retumbar" de la tierra causado por las ondas superficiales.
El primer indicio de la ocurrencia de un terremoto es el registro en el sismograma de la onda de compresión, seguida de la llegada de la onda de corte y el posterior arribo de las ondas superficiales.
Un terremoto es localizado cuando se conoce la posición geográfica de su epicentro y la profundidad focal.
D
C P C S C P
C S
( S P )
Donde: CS= Velocidad de la onda S CP= Velocidad de la onda P
Localización del foco de terremoto
Tiempo de llegada, en varios sismógrafos, de las ondas producidas por un terremoto
•
Los terremotos superficiales se producen por deslizamientos repentinos y están acompañados por una liberación de la energía elástica almacenada en la roca durante un periodo largo de tiempo.
•
No se sabe con certeza si los terremotos profundos son acompañados también por una liberación de energía elástica (teoría elástica del rebote) o son solo contracciones abruptas de parte de la placa que se ha deslizado por debajo de otra placa.
•
La energía liberada por un terremoto se dispersa de la siguiente manera: La mayor parte se reabsorbe localmente por el movimiento, deformación y calor de la roca. • La otra parte se dispersa en forma de ondas sísmicas. • Los mayores terremotos principalmente ocurren a lo largo de los bordes convergentes y transformantes. •
Escalas Sísmicas Mediciones subjetivas
Las mediciones subjetivas de los terremotos (Intensidad) fueron desarrolladas antes del advenimiento de los instrumentos modernos de medición y todavía son utilizadas actualmente. Éstas tratan de describir la fuerza de un terremoto en términos de los efectos que éste causa en las personas, edificios y el terreno. Una escala numérica es establecida para clasificar diferentes cantidades de daño. Mediciones objetivas
Para evitar la subjetividad asociada con las mediciones de la intensidad, se desarrollaron mediciones objetivas. Una de estas mediciones fue la propuesta por Richter en los años 1930 y que se le la conoce con el nombre de Magnitud Local ML.
Intensidad
Se entiende por intensidad sísmica en un punto la fuerza con que en él se experimentan los efectos del terremoto. Probablemente sea el parámetro de tamaño de mayor interés en Ingeniería y se obtiene estimando cualitativamente los daños producidos por el terremoto. Su uso se inició con los trabajos de Rossi y Forel en Italia y Suiza, respectivamente, a finales del S. XIX. Desde entonces se han desarrollado varias escalas que evalúan los efectos de los terremoto de una manera estrictamente cualitativa.
Intensidad
Actualmente, las escalas más utilizadas para medir la intensidad sísmica son: Mercalli Modificada (MM)
La primera fue propuesta por Mercalli en 1902 y modificada por Wood y Newman en 1931 y Richter en 1956 usada en América. Medvedev-Sponheuer-Karnik (MSK)
La segunda se debe a los trabajos de Medvedev, Sponheuer y Karnik en1967. Usada en Europa Además, existen otras escalas de uso más local (como la de la AgenciaMeteorológica de Japón, JMA), o que ya sólo tienen interés histórico(escalas Rossi-Forel y Mercalli - Cancani - Sieberg).
Intensidad
Intensidad
Intensidad La inmensa mayoría del daño ocasionado por los terremotos corresponde a sismos con intensidad superior a VII en la escala MM. Esta escala señala los daños a cuatro tipos de construcción clasificados de acuerdo con los materiales empleados y la calidad de ejecución. Los daños de la mampostería de adobe (Tipo D) se inician con el Grado VII
Por su parte, la escala MSK distingue tres tipos de construcción. En esta escala, los daños para las construcciones de tipo A son ligeros en el grado V y graves en el VII. El grado IX corresponde a la destrucción de las construcciones de tipo B, al pánico general, y a la posible presencia de licuefacción. Los grados I-VI corresponden a temblores, es decir sismos pequeños Los grados VII y VIII indican terremotos medianos Los grados IX-XI sismos grandes. El grado El grado XII señala destrucción total en las estructuras.
Intensidad El principal inconveniente de la intensidad es que su evaluación es, en gran medida, subjetiva.
Además, la separación entre dos grados consecutivos no es uniforme a lo largo de la escala y la atribución de uno u otro valor a un terremoto concreto no es, a veces, fácil. Tampoco tiene en cuenta la variación en las condiciones del emplazamiento por lo que la evaluación de los daños puede ser equívoca. Sin embargo, la intensidad tiene un gran interés para el Ingeniero en cuanto que es una medida de la fuerza del movimiento del terreno y del grado con que la vibración es sentida. Además, es el único parámetro de tamaño aplicable directamente a la época no instrumental.
Intensidad La atenuación de la intensidad con la distancia, que puede estimarse a partir de los mapas de isosistas, es otro parámetro de gran importancia para la estimación de la peligrosidad (López Arroyo, 1991). La expresión más general para esta relación es:
Siendo: I la intensidad en el punto considerado; Iο la intensidad epicentral; R la distancia hipocentral H la profundidad del foco. Los coeficientes a y b se relacionan respectivamente con la atenuación por expansión geométrica y con la absorción anelástica introducida por el medio.
Magnitud • A diferencia de la intensidad, es una medida instrumental que se relaciona con la energía sísmica liberada en el foco y transmitida por ondas sísmicas. • La magnitud es una constante que no depende del lugar de observación. Como mide la energía transmitida por las ondas sísmicas, este parámetro, en sus diferentes escalas, se relaciona directa o indirectamente con las amplitudes de las fases registradas. • La magnitud 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). • La generalización de la escala de magnitud Richter a terremotos locales ocurridos en zonas diferentes que el Sur de California, y registrados con otros tipos de sismógrafos ha dado lugar a la magnitud local ML. • Para los sismos más alejados se definen dos tipos de magnitud: mb y Ms según se mida la amplitud de ondas internas (generalmente P) o de ondas superficiales (Ondas Rayleigh de aproximadamente 20 s de período)
Magnitud • M ≤ 5.3 representa un sismo moderado • 5.3 < M ≤ 7.3 representa un sismo fuerte • M > 7.4 representa un sismo muy fuerte
La magnitud de un terremoto depende de la longitud y ancho del desplazamiento en la falla. Aunque la escala de Ritchter es abierta en ambos extremos, los terremotos más grandes han tenido magnitudes del orden de 8.7 a 9.5. El factor que limita la cantidad de energía y por tanto la magnitud de Ritchter es la resistencia de las rocas que forman la corteza terrestre.
Magnitud Existe más de cinco formas de medir la magnitud de un temblor, las que se determinan utilizando las distintas partes de un sismograma o las diferentes ondas que se registran, ya que para establecer las magnitudes se realizan procesos que pueden implicar filtrar las señales sísmicas, dejando pasar solamente cierto tipo de ondas en un período determinado MS O MAGNITUD DE ONDAS SUPERFICIALES Dejando pasar solo las ondas con períodos entre 15 y 25 segundos, de las cuales se seleccionan las con mayor amplitud para determinar la magnitud de un movimiento telúri. Uno de los problemas de este método que se satura alrededor de los 8 grados, por lo que no permite calcular sismos mayores, lo que obliga a utilizar otro tipo de medición. MW MAGNITUD MOMENTO Calcular el tamaño de la falla, “el producto de su ancho, largo y el desplazamiento que produjo se multiplica por el módulo de rigidez , representa muy bien el tamaño del un temblor, pero calcularlo es un proceso que demora. Mps MAGNITUD DE ONDAS INTERNAS Existe otro tipo de magnitudes que se calculan utilizando las ondas internas captadas por los sismógrafos, que se dividen en dos tipos: primarias (P) y secundarias (S). Las primeras se caracterizan por ser longitudinales y por desplazarse a una gran velocidad, mientras que las ondas S son perpendiculares a la propagación y son más lentas.
Magnitud ML MAGNITUD LOCAL Un tipo de magnitud que se mide utilizando estos dos tipos de ondas internas mb MAGNITUD DE ONDAS INTERNAS Utilizada por el USGS, para entregar su medición preliminar. Este tipo de medición considera también las estaciones de campo lejano a un sismo, tomando el mayor número de resultados posible para entregar una magnitud más precisa. ME MAGNITUD DE ENERGIA Mide la cantidad de energía irradiada por un sismo MD MAGNITUD DE DURACION Calculada en base a la duración del registro de la señal sísmica
Magnitud
A M log10 A O A = Amplitud máxima de la línea de registro del sismómetro AO = Lectura en el sismómetro producida por un sismo de tamaño estándar (sismo de calibración). Generalmente AO es 0.001 mm.
Esta ecuación asume que una distancia de 100 (km) separa el sismógrafo del epicentro.
Magnitud Para otras distancia se puede utilizar el nomograma de corrección de la magnitud de Ritchter, siguiendo los siguientes pasos: Determinar el tiempo de separación entre los arribos de las ondas P y S. Determinar la máxima amplitud de oscilación. Conectar el tiempo en la escala de la izquierda y la amplitud en la escala de la derecha con una línea recta. Leer la magnitud de Ritchter en la escala central y la distancia entre el sismógrafo y el epicentro en la escala de la izquierda.
Magnitud
http://www.sciencecourseware.com/eec/Earthquake_es/TravelTimeCurve/
Magnitud • En 1956, Gutenberg y Richter determinaron la siguiente correlación aproximada que ha sido verificada con datos de explosiones subterráneas.
log10 E 11.8 1.5 M s log10 E 5.8 2.8 mb E = Energía irradiada en (erg) M = Magnitud en la escala de Richter
Magnitud • La energía irradiada por un terremoto es menor a la energía total liberada. La diferencia se produce por la generación de calor y otros efectos no elásticos. Todavía se sabe muy poco sobre la energía total liberada por un terremoto. • El hecho de que en una zona de falla se produzca un terremoto, no ofrece garantía alguna de que se haya liberado suficiente energía para prevenir otro terremoto. • La mayor parte de la energía liberada por un terremoto toma la forma de calor y efectos inelásticos cerca de la zona de ruptura. Solamente una pequeña fracción de la energía liberada toma la forma de ondas sísmicas. • La relación entre la energía que toma la forma de ondas sísmicas y la energía total liberada por un terremoto es llamada “eficiencia sísmica” de un terremoto y es típicamente del orden de 10%.
Magnitud
Energía (erg)
3 4 5 6
1.995∙1016 6.310·1017 1.995∙1019 6.310∙1020
Se requieren: 31623 terremotos de magnitud 3 1000 terremotos de magnitud 4 32 terremotos de magnitud 5 para liberar energía equivalente terremoto de magnitud 6
de un
Magnitud
log10 L 1.02 M W 5.77 L = Longitud aproximada de la falla en (km) M = Magnitud en la escala de Richter La ecuación de correlación depende del sitio y aún así tiene gran dispersión, por ello se la debe considerar como aproximada.
Magnitud
log10 ( LD 10 ) 1.90 M W 2.65 2
6
L = Longitud de desplazamiento de falla en (m) D = Longitud aproximada vertical u horizontal desplazamiento de la falla en (m) M = Magnitud
de
Esta ecuación debe ser considerada también como aproximada.
Aceleración Máxima pico del Terreno PGA
Es el cambio de velocidad de un cuerpo en una unidad de tiempo. Una partícula de terreno se desplaza de ida y vuelta irregularmente durante un terremoto, pero su movimiento puede ser descrito como el cambio en su posición, velocidad o aceleración en función del tiempo. La aceleración es seleccionada porque los códigos prescriben cuanta fuerza horizontal los edificios deben resistir durante un sismo. Esta fuerza está relacionada con la aceleración del terreno. ¿Qué es la máxima aceleración del terreno?
Es la máxima aceleración que experimenta una partícula de suelo durante el movimiento que produce un terremoto. La aceleración máxima del terreno (ao) es en general medida en (g), eso quiere decir como una fracción o porcentaje de la aceleración gravitacional. No es posible tener correlaciones precisas entre intensidad, magnitud y aceleración máxima del terreno porque muchos factores contribuyen en el comportamiento sísmico y estructural de las edificaciones. En una región geográfica con métodos de diseño y constructivos consistentes, se puede dar una buena correlación entre el comportamiento estructural y la aceleración del terreno porque la intensidad se basa en el daño observado.
Aceleración Máxima pico del Terreno PGA
La siguiente ecuación aproximada propuesta por Gutenberg y Richter en 1956 relaciona la magnitud del sismo con la aceleración máxima del terreno en el epicentro.
log10 ao 2.1 0.81 M 0.027 M 2
ao = Aceleración máxima del terreno en (g) M = Magnitud en la escala de Richter
Aceleración Máxima pico del Terreno PGA
MMI
Aceleración máxima del terreno (g)
IV V VI VII VIII IX X XI XII
< 0.03 0.03 – 0.08 0.08 – 0.15 0.15 – 0.25 0.25 – 0.45 0.45 – 0.60 0.60 – 0.80 0.80 – 0.90 > 0.90
Correlación entre intensidad y Aceleración
Con objeto de poder utilizar simultáneamente valores de intensidad y de magnitud, se han establecido diferentes expresiones empíricas que relacionan ambos parámetros. Una de las pioneras es la establecida entre Io y ML por Gutenberg y Richter (1956) para el Sur de California:
Proceso de Atenuación y Amplificacion Queda claro que el medio atravesado por las ondas afecta estrechamente la composición espectral de los movimientos del suelo. Paralelamente, la amplitud de las ondas sísmicas se ve atenuada con la distancia recorrida debido a la expansión geométrica del frente de ondas, la absorción inelástica del medio y el esparcimiento (scattering) originado por sus heterogeneidades. Si el medio se supone elástico, homogéneo e isótropo, la energía radiada desde el foco debe conservarse, por lo que al aumentar el frente de ondas las amplitudes registradas son cada vez menores. Por tanto, la atenuación por expansión geométrica depende directamente de la distancia epicentral y la profundidad del foco.
Proceso de Atenuación y Amplificación
Proceso de Atenuación y Amplificación
Proceso de Atenuación y Amplificación