Sismologia Curso Ing Sismo Resistente UPC

7/26/2019 Sismologia Curso Ing Sismo Resistente UPC

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Curso: Ingeniera Sismo-resistente

Introduccin a la sismologa

Profesor: Dr. Ing. Miguel Daz Figueroa

Facultad de Ingeniera Civil

Universidad Peruanade Ciencias Aplicadas


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Sismos

Vibraciones o sacudimientos de la cortezaterrestre causada por ondas ssmicas que segeneran por sbita liberacin de energa elstica

acumulada en la corteza y parte superior delmanto terrestre.Por sus consecuencias sobre la naturaleza y laszonas pobladas por el hombre, estn

considerados como peligros naturales.


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Origen de los SismosFuentes Principales

o TECTNICOS: movimientos de la cortezaterrestre. Son los ms frecuentes y de mayortamao, o magnitud.

o VOLCNICOS: asociados a la actividad de losvolcanes

o DESLIZAMIENTOS de grandes masas de tierrao COLAPSO de cavernas subterrneaso EXPLOSIONES nucleareso INDUCIDOS por grandes (altos) embalses de

agua


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Formas de Liberacin de la

Energa durante un Sismoo Rotura de rocaso Friccin : caloro Energa cinticao Energa Potencialo Energa de disipacin por vibraciones

(aproximadamente el 5% del total de laenerga)


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Estructura de la Tierra


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Estructura de la Tierra

o CORTEZA: comienza en la superficie y llega hasta 35km o ms en zonas continentales y 10 km bajo el mar.Es slida y fracturable.

o MANTO: desde la parte inferior de la cortea hasta

una profundidad de 2900 km. Por las condiciones dealta presin y temperatura, sus materiales se hallanen un estado entre slido y plstico. (SiAl)

o NUCLEO EXTERNO: entre los 2900 y 5200 km deprofundidad. Se ha inferido que es lquido,probablemente por las altas temperaturas. (NiFe)

o NUCLEO INTERNO: 2340 km de dimetro, es slido.


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Origen de los SismosTectnica de Placas

o Teora postulada por Alfred Wegener, en 1912.o Explica en forma integrada el origen de los

terremotos, la aparicin de los volcanes, la formacin

de cadenas de montaas y otros fenmenos.o La Litsfera est formada por una serie de placas que

conforman la superficie terrestre. El espesor de estasplacas es del orden de 70 km (bajo ocanos) y el

doble (bajo los continentes).o Las placas se desplazan sobre la astensfera (zona

parcialmente fundida, plastificada, de 700 km deespesor), debido a corrientes de conveccin.


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Tectnica de

Placas

Causas:Lneas de

conveccin

de calor


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o Los efectos de los movimientos de las placas son msperceptibles en sus bordes.

o Hace 225 millones de aos haba un solo continente

(Pangea) y un mar (Panthalasa). Hace 180 millones deaos, se tenan dos continentes Laurasia yGondwanalandia.

o Actualmente, se identifican 22 placas:

Norteamrica, Eurasia, frica, India, Antrtica,Pacfica, Nazca, Somalia, Sudamrica, Filipina, Arbica,Caribe, Cocos, China, Persa, Turqua, Tonga, Egea,Nuevas Hbridas, Adritica, Juan de Fuca y Rivera.


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Deriva Continental (Wegener, 1912)


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Deriva Continental (Wegener, 1912)


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o Evidencias de la deriva continental:o Correspondencia de contornos de plataformaso

Paleomagnetismo (los minerales muestrancaractersticas de los campos magnticos alcristalizarse o sedimentarse)

o Correspondencia de sucesiones litolgicas con fsiles

muy similares.o Observacin de la distribucin de zonas activas de

sismos y volcanes.


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Tectnica de Placas


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Placas Tectnicas


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Fuerzas en la Corteza Terrestre yEfectos en la Superficie


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Tipos de Encuentros entre Placas


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Encuentro entre Placas de Nazca ySudamericana


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Tipos de

Subduccinen el Per(IGP, 2000)


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Comparacin entre las Fallas de AnatoliaNorte (Turqua) y San Andrs (EEUU)


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Generacin de los SismosTeora del Rebote Elstico

o Postulada por H. F. Reid, en 1910.o Inicialmente propuesta para las fallas

superficiales de California, EEUU. Extendido aotros tipos de fallas.o La energa elstica, acumulada en las zonas de

convergencia o de movimientos relativos de las

placas, se libera sbitamente cuando se excedela capacidad resistente de los materiales,originndose las ondas ssmicas.


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Teora del Rebote Elstico (Reid, 1910)


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Falla Geolgica

o Fractura geolgica a lo largo de la cual se haproducido un desplazamiento de dos bloques

adyacentes en tiempos histricos, donde se hanlocalizado los focos de los sismos.o Los bloques desplazados pueden ser de

milmetros a centenares de kilmetros.o Los desplazamientos varan de 1 cm anual (en la

cercana de los polos) a 9 cm anuales (en elPacfico Ecuatorial).


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Tipos Principales deMovimiento de una Falla


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Panorama Ssmico Mundial


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Esquema de Generacin de lasOndas Ssmicas

Epicentro e Hipocentro


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SISMICIDAD

REGIONAL

De 1471 1991 : CERESIS 91-h

De 1991 1995 : NEIC

Mag 6.5 -7.9 Mag >= 8.0


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Patrones de Sismicidad en el Per

o La sismicidad en el Per es el resultado de :

La interaccin de las placas tectnicas Nazca y

Sudamericana

Los reajustes de la corteza terrestre como consecuencia

de esta interaccin y la morfologa alcanzada por la

Cordillera de los Andes.

o Esta ultima se desarrolla siguiendo los patrones

geomorfolgicos y tectnicos dominantes de los bordes

de las cordilleras occidental y oriental


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SismicidadHistrica


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SISMOS HISTRICOS EN PER

Sismos histricos en Per
http://localhost/var/www/apps/conversion/tmp/scratch_1/Sismos_Historicos.pdfhttp://localhost/var/www/apps/conversion/tmp/scratch_1/Sismos_Historicos.pdf


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Silencio

Ssmico(seismic gap)

Seismic gaps, Loveless et al., 2010


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Silencio Ssmico

Proyecto SATREPS

148 aos

270 aos


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Silencio Ssmico

Proyecto SATREPS

Dficit de deslizamientos desde1746.

Mximo deslizamiento es 15 m.Mw 8.9, aproximadamente.


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Silencio ssmico

Proyecto

SATREPS


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Sismicidad en Per


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El Mecanismo de SubduccinClasificacin de los Sismos (por la profundidad focal)


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Tipos deSubduccin

en el Per(IGP,2000)


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Sismgrafos en Estacin


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SismogramaRegistro de un sismgrafo


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Tipos de Ondas Ssmicas

Ondas de Cuerpo, slidas o esfricas: Viajan en el interior de la tierra.Primarias (longitudinales, volumtricas, compresionales)Similares a las ondas de sonido, pueden viajar en slidos y fluidos.Secundarias (transversales, distorsionales, cortantes)

Componentes SV y SH, no viajan a travs de fluidos.

Ondas de Superficie: producen los PGARayleigh. Ondas P y SV.Love. Ondas SH y los estratos blandos superficiales.

Sismograma


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Ondas P Ondas S

Ondas LOndas R

=

(1 )

(1 + )(1 2)

< <

=

, =

2(1 + )

< 0.92


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Sismograma


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Parmetros que influyen en lavelocidad de una onda smica

Stanford Rock Physics

Laboratory - Gary Mavko

Trayectoria de las ondas ssmicas P y S


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Trayectoria de las ondas ssmicas P y S,Tangentes al ncleo exterior, para

Conformar la zona de silencio


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Notacin Geomtrica

Distancia

epicentral

Profundidad Cs: [2 km/s - 5 km/s]Cp: [3 km/s - 8 km/s]


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MAGNITUD Concepto creado por Richter en

1935, para sismos registradoslocalmente (en california).

Cuantifica los sismos de formaabsoluta.

Se define: ML = log A

A es la amplitud en micras(milsimas de mm) registrada enun sismmetro Wood-Anderson(T= 0.8 s, B=0.8, Amp=2800) a100 Km del epicentro.


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MAGNITUD

Se requiere correcciones por distancia al epicentro, profundidad y mecanismofocal, tipo de instrumento.

En la definicin no se distingue entre ondas P,S o L,R.

Es habitual medir las ondas de cuerpo, en cuyo caso se obtiene la magnitud .

Para sismos con distancia epicentral importante se determina la magnitud de

ondas superficiales con periodos del orden de 20s, . Correlacin emprica para Sudamrica (Sarria):

Ms es mejor que ML como medida del poder destructivo de un sismo.


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Momento Ssmico (Mo)Y Magnitud Kanamori

Mo = A * D * G (t-m)A = rea de la falla

D = desplazamientoG = mdulo de rigidez al

corte(3 * 106 t/, 3 10

dinas/c

Magnitud Kanamori:Mw =0,67 log

Mo en dinas-cmEjemplo: sismo de Alaska, 1964: Ms = 8,4 , Mw = 9,2

ENERGA LIBERADA POR UN SISMO


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ENERGA LIBERADA POR UN SISMO

Gutemberg y Richter, 1956:

log E = 11,8 + 1,5 Ms (ergios)

log E = 4,8 + 1,5 Ms (julios), 1 julio= 10 7 ergios

Ejemplo: Per, 1970, Ms= 7,8 (mb=6,6)

E= 3,16 * 1023 ergios.

Consumo anual de energa en EEUU: 1026

ergiosExplosin atmica en Bikini (1945): 10 19 ergios

Suponiendo que se libere la energa durante un ao:

1 ao = 3,154* 10 7 s,

r= 3,16*10 23 / 3,154*10 7~ 10 16 erg/s

1kwh (kilowatt-hora) = 10 10 erg/s

Energa ssmica: 10 16/ 10 10 = 10 6 kwh= 1000 Mw

Equivale a la produccin de la Central del Mantaro.


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Huaraz, 1970Ms7.8 (mb6.6)

= 11.8 + 1.5

= 4.8 + 1.5

Ergios

Julios

INTENSIDAD


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INTENSIDAD

Es la valoracin emprica del sacudamiento del

suelo que se produce durante un sismo,considerando:

A) cmo es percibido por las personas B) cules son sus efectos sobre las construcciones C) alteraciones del entorno

Los daos en las construcciones dependen de lamagnitud del sismo, condiciones locales (de

sitio) del suelo y topografa, prcticas

constructivas, tiempo de construccin.


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INTENSIDAD

No puede establecerse una relacin nica entrela Intensidad y la Magnitud, ni entre la Intensidad

y la Aceleracin mxima del terreno.

En un mapa, las lneas de igual intensidad sellaman ISOSISTAS.


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INTENSIDAD

Escalas de Intensidad:Rossi, Italia (1874-78)Forel, Suiza (1881)Rossi-Forel (883): X grados

Mercalli, Italia (1902)Mercalli, Cancani, Sieberg (1902 1904)Revisin de Wood y Newmann (1931): Escala

Mercalli Modificada (MM), XII grados.

Revisin de Richter (1956): MM-56, XII gradosMedvedev, Sponheuer y Karnik (1964): MSK, XII

gradosAgencia Meteorolgica Japonesa (JMA), 7 grados

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