PDF - Instituto Geofísico del Perú

INSTITUTO GEOFÍSICO DEL PERÚ
CENTRO NACIONAL DE DATOS GEOFÍSICOS
SISMOLOGIA
INFORME DE PRACTICAS PRE - PROFESIONALES
"CALCULO DE LA RELACION INTENSIDAD-ATENUACIÓN
APARTm DE LAS ISOSISTAS DE SISMOS DE SUBDUCCION
OCURRIDOS EN EL PERU"
REALIZADO POR:
IGOR ALBERTO VALDIVIA POLANCO
DIRECTOR: DR. HERNANDO TAVERA
LIMA - 2001
AGRADECIMIENTO
Mi agradecimiento de manera especial al director del Centro Nacional de
Datos Geofisicos - Sismología, Dr. Hemando Tavera, por todas sus enseñanzas,
concejos y orientaciones brindados en el desarrollo de mis Practicas Pre Profesionales, en la elaboración del informe y principalmente en mi formación
profesional y personaL
Así mismo, mi cordial agradecimiento a todo el personal que integra el área
del CNDG, por su apoyo y orientación constante en el desarrollo de.mis Practicas Pre
- Profesionales.
.
Mi agradecimiento especial al Instituto Geofisico del Perú por proporcionarme
una beca de formaciónPre - Profesionalen el área del CNDG- Sismología,graciasa
la cual se ha realizado el presente estudio.
INDICE
Agradecimientos
l.-Introducción
3
2.-Características Sismogénicas de Perú
6
2.1. Tectónica
6
2.2 Sismicidad
7
2.2.1 Sismicidad Histórica
7
2.2.2 Sismicidad Instrumental
9
3.-Intensidad
13
3.1 Escala de Mercalli Modificada
14
3.2 EscalaMSK
15
3.3 Comparación entre "MM" Y "MSK"
15
18
4.-Análisis de los Mapas de Isosistas
4.1 Sismo del 24 de Mayo de 1940
23
4.2 Sismo del 31 de Mayo de 1970
23
4.3 Sismo del 3 de Abril de 1999
23
5.-Curvas de Atenuación y Calculo de la Relación Intensidad
- Atenuación
25
26
5.1 Modelo Elipsoidal
5.1.1 Relación Intensidad - Atenuación.
28
5.1.2 Curvas de Atenuación
29
6.-Aplicación hecha al Sismo de Arequipa del 23 De Junio Del 2001
33
6.1 Curva de Atenuación y Mapa de Intensidades
33
6.2 Comparación entre el Mapa Teórico y el Real
7.-Discusión
34
B.-Conclusiones
39
Bibliografia.
Anexos
2
37
1. INTRODUCCION
El Perú se ubica en una de las regiones de mayor actividad sísmica en la Tierra
y por 10tanto, está expuesto a este tipo de peligro que trae consigo la pérdida de vidas
humanas y daños materiales. Debido a esta realidad, nace la necesidad de conocer los
efectos producidos por un
fenómeno sísmico, 10 que conlleva necesariamente a
conocer la atenuación de la energía generada por el mismo durante su propagación o
paso por el medio que circunda a su foco hasta llegar a la superficie. Considerando 10
anterior, el valor de atenuación de la energía liberada por un sismo representa un
punto importante en la determinación del Peligro Sísmico para una.región, el mismo
que viene dado por el efecto que sobre el suelo producen los sismos y que puede ser
representado por la aceleración, velocidad o desplazamiento del suelo o comúnmente
por la intensidad sentida en dicha zona (Udias y Mezcua, 1986). Además, el valor de
.
la atenuación va ha depender de la dirección de propagación de las ondas, el cual será
más acentuado para algunas direcciones, dependiendo principalmente y entre muchos
factores de la morfología de la zona, de la heterogeneidad de los materiales que.
conforman el medio de transmisión y de la profundidad del sismo. La intensidad pese
a que es una medida cualitativa, dado que describe los efectos producidos por el
sismo, representa muy bien este comportamiento.
En la actualidad, analizando los valores de aceleración del suelo, generados
por un evento sísmico, en función de la distancia epicentral, ayuda a estimar la
atenuación de la energía liberada por un sismo, siendo este un parámetro muy
importante y muy utilizado para los estudios de atenuación de una región, de ahí que
se haya producido un importante incremento en el número de acelerógrafos de
monitoreo constante en el ámbito mundial. En el Perú, aun no se dispone de una red
de acelerógrafos de registro constante, por 10que se ve limitada la utilización de este
parámetro a la hora de cuantificar la atenuación y estimar el comportamiento del
terreno dado un evento sísmico. No obstante y a pesar de esta limitación, instituciones
dedicadas a la investigación sismológica como el Instituto Geofisico del Perú, cuentan
con información suficiente para elaborar mapas de intensidad y así, disponer de
información útil para el estudio de la atenuación de la energía liberada por un sismo,
sien~o este el objetivo de este estudio.
3
Sin duda, es importante conocer el valor de atenuación para una determinada
región, pero este valor se vuelve irrelevante cuando depende de la dirección de
propagación de las ondas sísmicas. Si la energía, representada como ondas elásticas
generadas por un evento sísmico, se propaga desde el foco hacia diferentes
direcciones a través de un medio con características elásticas homogéneas, esta
energía se atenuará igual en todas las direcciones; es decir, no existe dependencia con
la dirección de la propagación. Si esta propagación de la energía se realiza en un
medio con características elásticas heterogéneas, la atenuación será diferente en todas
las direcciones y por lo tanto, esta dependerá de la dirección de propagación, siendo
este caso él que más se ajusta a la realidad. Sin embargo, cuando la atenuación de las
ondas para algunas direcciones es significativamente mayor, esta toma considerable
valor a la hora de evaluar la cantidad de energía que puede afectar a una determinada
región. Los mapas de isosistas reflejan la atenuación de la energía, tanto con la
distancia como con la dirección, mostrando normalmente tendencias circulares
.
cuando la heterogeneidad del medio no difiere mucho, y en otros casos elipsoidales
cuando existe una mayor heterogeneidad, como es el caso de las isosistas de los
sismos ocurridos en el Perú y cuyo origen se debe al pro~eso de subducción. .Estimar"
y comparar el valor de la atenuación para dos direcciones predominantemente bien
diferenciadas, representa uno de los objetivos de este estudio.
El presente estudio esta estructurado por diferentes capítulos los que están
organizados de manera tal, permiten cumplir con los objetivos señalados
anteriormente y además por otros que permiten dar un mejor conocimiento de la
importancia de este estudio. El capítulo 2 engloba características generales de la
sismicidad y la tectónica de Perú, en el capítulo 3 se realiza la descripción y
correlación de las escalas de intensidad de Mercalli Modificada y MSK; mientras que
en el capitulo 4, se hace una descripción de los mapas de Isosistas de tres sismos
representativos de los datos usados en este estudio. En el capítulo 5 se presenta una
descripción y discusión del modelo elipsoidal propuesto para evaluar la distribución
de la atenuación de la energía para los sismos de subducción de Perú, a partir de la
relaciónIntensidad- Atenuaciónobtenidoen este estudio.En el capítulo6, se realiza
una aplicación de la relación obtenida en este estudio para el sismo del 23 de junio del
2001, con la intención de obtener las curvas de atenuación teóricas de la energía
4
liberada. por dicho sismo y el mapa de intensidades teórico a fin de llevar a una
comparación con el mapa de intensidades elaborado por el Instituto Geofisico del
Perú. Finalmente, los capítulos 7 y 8 corresponden a las discusiones y conclusiones
del presente estudio.
5
2. CARACTERISTICAS SISMOGENICAS DEL PERÚ.
2.1 Tectónica
Existe un conjunto de fenómenos que revelan el proceso de interacción que
vive la placa Sudamericana y la de Nazca, los mismos que según la "Tectónica de
Placas" obedecen a un proceso de subducción de una placa oceánica (placa de Nazca)
debajo de una continental (placa Sudamericana). Uno de 10resultados de este proceso,
a través del tiempo, es la presencia en el borde occidental de Sudamérica del
desarrollo de una estructura importante denominada Cordillera de los Andes (Tavera
y Buforn, 1998).
La evolución de la Cordillera de los Andes generó la presencia de importantes
unidades estructurales de las que destacan principalmente la Franja de la Costa, la
Cordillera Occidental, la Cordillera Oriental, el Altiplano y la Zona Subandina,
división hecha por Audebaud et al.(1973) y Dalmayrac et al (1987) (Tavera y Buforn,
1998). Las características más relevantes de estas unidades estructurales se déscriben
a continuación:
La Franja Costera, es una zona estrecha de aproximadamente 40 km de ancho que se
extiende de norte a sur y esta constituida en su mayoría por suaves plegamientos
volcánicos y rocas sedimentarias del mesozoico. En la zona Sur, esta formada por
basamentos de rocas cristalinas fuertemente plegadas y sujetas a deformaciones desde
el Precámbrico.
La Cordillera Occidental, se constituye del batolito plutónico andino de mayor
volumen y continuo desde Venezuela hasta Tierra del Fuego en Chile. En el Perú se
distribuye de norte a sur paralelo a la línea de costa. La parte mas elevada de esta
cordillera (4200-4500m) está formada por series del Mesozoico, mas o menos
plegados y recubiertos de manera heterogénea por una capa volcánica del Cenozoico.
Esta cordillera aumenta notablemente su anchura en la región sur del Perú.
El Altiplano, se encuentra situado entre las Cordilleras Occidental y Oriental. En la
región Sur tiene un ancho de 200 Km extendiéndose hacia el norte hasta
6
90S
aproximadamente, en donde alcanza un ancho de 50 Km Y después desaparece. Esta
región está formada por una serie de cuencas intramontañosas del Cenozoico que se
prolongan hacia el altiplano boliviano. La zona Sur de esta unidad esta invadida por
estructuras volcánicas activas de Terciario Superior.
La Cordillera Oriental, en promedio menos elevado que la Cordillera Occidental
(3700-4000m) y corresponde principalmente a un extenso anticlinal formado
esencialmente por depósitos intrusivos del Precámbrico. En la región Sur, se
contomea en dirección EW para luego continuar paralela a las unidades mencionadas
anteriormente.
La Zona Subandina, es una zona de anchura variable en donde se amortiguan las
estructuras andinas. La zona Subandina se encuentra entre la Cordillera Andina y la
Llanura Amazónica; está formada por una cobertura de sedimentos del Mesozoico y
del Cenozoico, fuertemente afectada por pliegues de gran longitud de onda.
2.2 Sismicidad
2.2.1 Sismicidad Histórica
La recopilación más completa sobre los sismos históricos ha sido
realizada por Silgado (1968, 1978, 1985) YDorbath et al, (1990b), los mismos
que se enumeran en la Tabla 1, detallando la intensidad máxima que
alcanzaron (lo) Y la magnitud que se les asignó (M). Para el periodo 1513 1959, los sismos con intensidades iguales o mayores al valor de intensidad
VIII en la escala de Mercalli Modificada, se ubican a lo largo de la línea de
costa, en el centro y sur del país, tal como se observa en la Figura 1, (Silgado,
1978; Dorbath et al., 1990b). La posible ausencia de sismos históricos en otras
regiones se debería principalmente, a que después del siglo XVI la mayor
población se concentraba en las ciudades más importantes, que en este caso se
ubicaban en la región costera, por lo que los relatos adquiridos principalmente
describen a las ciudades importantes, restándole importancia a las demás
regiones. La mayoría de estos sismos generaron maremotos y produjeron
daños a lo largo de la costa Oeste de Sudamérica desde 90S hasta 37°S y en
muchos lugares alrededor del Pacífico (Montessus de Ballore, 1911; Hatori,
7
Tabla 1. Principales sismos ocurridos en el Perú entre 1513 y 1959, 10 VIII MM
(Silgado, 1978; Dorbath et al, 1990b) extraído de Taveray Buforn (1998). El sismo
de 1940 y 1942 forman parte de los datos utilizados en este estudio.
Fecha
(dd-mm-aal
22-01-1582
09-07-1586
24-11-1604
14-02-1619
31-05-1650
13-11-1655
12-05-1664
16-06-1678
20-09-1687
21-10-1687
22-01-1725
28-09-1746
13-05-1784
07-12-1806
10-07-1821
18-09-1833
13-08-1868
09-05-1877
28-07-1913
06-08-1913
24-05-1940
24-08-1942
10-11-1946
01-11-1947
12-12-1953
M
(SilGADO)
7.9
8.1
8.4
7.8
7.2
7.4
7.8
lat.S
(O)
-16.3
-12.2
-18.0
-8.0
-13.8
-12.0
-14.0
-12.3
-13.0
-16.4
lon.W
(O)
-73.3
-77.7
-71.5
-79.2
-72.0
-77.4
-76.0
-77.8
-77.5
-71.6
(MM)
X.
IX.
IX.
IX
X
IX
X
IX.
IX.
VIII
-12.0
-77.0
VIII
-
-11.6
-16.5
-12.0
-16.0
-18.2
-18.5
-19.5
-17.0
-17.0
-10.5
-15.0
-8.3
-11.0
-3.6
c77.5
-72.0
78.0
-73.0
-71.0
-71.2
-71.0
-73.0
-74.0
-77.6
-76.0
-77.8
-75.0
-80.5
X.
X.
VIII
VIII
VIII
X.
VIII
IX
X
VIII.
IX.
X
IX
VIII
8.4
8.0
7.5
7.9
-7SO
-75°
lo
-
8.2
-
-
8.6
7.5
7.0
7.7
8.2
8.4
7.2
7.5
7.7
-18°1
-81°
-72°
-(jg°
Figura 1. Distribución de los Principales sismos ocurridos en Perú
entre 1513 y 1959, 10 = VIII MM (Silgado, 1978) extraído de Tavera y
Buforn, 1998. En círculos rojos los sismos históricos incluidos en este estudio.
8
1968). Para el interior del país, solo se dispone de información de tres sismos,
el del Cuzco de 1650, Huaraz de 1946 y el de Satipo de 1947 (Tavera y
Bufom, 1998).
Según Silgado (1978) y Dorbath et al., (1990b), en la costa central del
Perú, los sismos mayores son los de 1586 (el primer gran sismo del que se
obtuvo documentación histórica), 1687 y el de 1746 que destruyó
completamente la ciudad de Lima y generó un maremoto con olas de 15 a 20
m de altitud. Durante el periodo 1513-1959, Lima fue destruida sucesivamente
por un total de 15 sismos (Silgado, 1978). En la región Sur, los sismos más
importantes son los de 1604, 1784 y 1868, este ulti¡no es el mejor
documentado y descrito en detalle por Montessus de Ballore(1911) y Vargas
(1922). Estos sismos destruyeron las principales ciudades del Sur del Perú y
.
Norte de Chile. El sismo de 1868 fue sentido desde Guayaquil (Ecuador) hasta
Concepción (Chile) generando un importante maremoto con olas de 15 m de
altitud (Silgado, 1978; Dorbath et al., 1990b). En la región Andina, el único
sismo histórico documentado es el ocurrido en 1650, que destruyó l~ cuidaddel Cuzco y fue sentido en Lima, Arequipa y La Paz. En la zona Central, el
sismo ocurrido en 1947 afectó un área ~áxima de 4000 km2 y fue sentido casi
en todo el Perú. Para este período (1513-1920), no existe información sobre
sismos ocurridos en la zona Andina y Subandina del Norte y Centro del Perú,
pero en la actualidad se ha comprobado que estas zonas son sísmicamente muy
activas (Tavera y Bufom, 1998).
2.2.2 Sismicidad Instrumental
La sismicidad instrumental considera a los sismos ocurridos a nivel
mundial a partir de 1960, debido a que en ese año surge la Red Sísmica
Mundial (World Wide Standarized Seismic Network) y con cuya información
se mejoró el cálculo de los parámetros que definen las características de los
sismos (tamaño y ubicación). El mapa de sismicidad de Perú, para el periodo
comprendido entre 1960 a 1995, (Catalogo Sísmico de Perú
-
Instituto
Geofisico del Perú) se muestra en la Figura 2. En esta figura los sismos han
9
sido diferenciados por su profundidad en sismos de foco superficial (h ~ 60
Km, círculos rojos), intermedios (60 < h ~ 350 Km, círculos verdes) y
profundos, (h > 350 Km, círculos azules) y tal como en su distribución a
profundidad, apreciado en los perfiles AA', BB' Y CC'de la parte Norte,
Centro y Sur respectivamente. Los sismos con foco a profundidad superficial
se localizan en la zona oceánica en dirección paralela a la línea de costa,
produciendo sismos de magnitud elevada con relativa frecuencia (magnitud ;::
7.0); tal como los sismos ocurridos en 1960 (Ms = 7.5), 1966 (Ms = 8.0), 1970
(Ms = 7.8) Y 1974 (Ms = 7.6). De estos sismos, el más importante es el que
ocurrió el 31 de mayo de 1970, conocido como uno de los más catastróficos en
el mundo por haber producido la muerte de 67000 personas, 250000
desaparecidos y 180000 heridos (Plafker et al., 1971; Abe, 1972; Silgado,
1978). Otro grupo importante de sismos son los producidos por la subsidencia
del escudo brasileño bajo la Cordillera Andina, estando la mayor parte de
estos sismos localizados en la zona de transición entre la Cordillera Oriental y
el margen occidental de la zona Subandina (entre 3°S y 13°S). En la zona del
Altiplano también existen sismos superficiales pero son menos numerosos y
más dispersos. En general, los sismos que ocurren en esta zona presentan
magnitudes moderadas (~ 6.5) entre las'que se puede nombrar los ocurridos en
1969 (mb = 5.6 y mb = 5.8), 1990 (mbc=6.1) y 1991 (mb = 6.5). Asimismo, se
observa la presencia de zonas de bajo índice de sismicidad entre la línea de
costa y la Cordillera Occidental (4°S a 13°S), mostrando que en estas zonas el
régimen de deformación cortical probablemente es menor o que existen
períodos mayores de recurrencia para sismos de magnitud elevada (Tavera y
Bufom, 1998).
La sismicidad con foco a profundidad intermedia (60 < h ~ 350) se
distribuye de manera irregular, pudiendo definirse tres zonas. La primera se
distribuye paralela a la línea de costa por debajo de los 90S y se caracteriza por
la frecuente presencia de sismos de magnitud elevada, siendo los más
importantes los ocurridos en 1958 (Ms = 6.5), 1968 (Ms = 6.0), 1974 (Ms =
6.4), 1979 (Ms = 6.9), 1982 (mb = 6.1) y 1993 (mb = 6.0). Un segundo grupo
de sismos se localiza en el interior del continente (zona Norte y Centro) a lo
10
Instituto
-860
-820
-8"10
-800
Geofisico del Perú
-780
-760
-7"10
-720
-700
-680
-660
-6"10
00
00
-20
-20
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-"lO
-60
-60
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-100
-120
-120
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-160
-1"10
Ins1i tuto Geofísic:o
del Perú
h : Profundidad (km)
-160
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60<hs300
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Figura 2. Sismicidad instrumental de Perú, para el periodo 1960 1995 (mb> 5.O)
Catálogo Sismico del Perú (IGP). a) Distribución epicentral; b) Perfiles sísmicos
en función a la profundidad de los focos sísmicos.
11
l~go de la Cordillera Oriental y la zona Subandina. Estos sismos siguen una
línea N-S y raramente producen daños. El tercer y más importante grupo se
localiza en la región Sur del Perú, siendo esta región la de mayor índice de
sismicidad. En los dos primeros grupos los sismos alcanzan profundidades del
orden de 100 a 120 km; mientras que para el tercer grupo, la profundidad
máxima de los sismos es de 300 km. La actividad sísmica más profunda (h >
350) se localiza en la región Centro y Sur del Llano Amazónico. Esta
actividad, es mayor en la región central (60S a II°S) alineada en la dirección
N-S y cubriendo un área de aproximadamente 500 Km de longitud (borde
Perú-Brasil); mientras que, en la región Sur es menos numerosa y más
dispersa (borde Perú-Bolivia) (Tavera y Bufom, 1998).
12
3. INTENSIDAD
Una fonna de describir el tamaño de un sismo, es por los efectos que este
produce en las personas y en el medio que les rodea; es decir, por los daños
ocasionados en edificios y estructuras construidas por el hombre o por sus
consecuencias sobre el terreno. La intensidad de un sismo en un punto detenninado de
la superficie de la Tierra, es la fuerza con que se siente en dicho punto. Este concepto
no difiere, por tanto, del de intensidad de un campo cualquiera de fuerzas, aunque la
fonna de medirse sea indirecta (Udias y Mezcua, 1986). Así mismo, debe entenderse
que la intensidad del sismo en un punto cualquiera dependerá de la magnitud del
mismo y otros parámetros de la fuente sísmica, tales como: dist<mciaal epicentro,
camino seguido por las ondas (medio que rodea la fuente) y lugar de llegada de las
mismas (medio que rodea el punto evaluado).
Para medir el grado de intensidad de un sismo existen diversas escalas de
intensidad establecidas de manera empírica y que son de uso en la actualidad (MM,
MSK, EMS-92). En general, estas escalas de intensidad se dividen en grados de
intensidad referidos a los efectos sentidos y vistos por las personas, los mismos que
son descritos en ténninos universales con la finalidad de estandarizar las escalas. Los
efectos que definen los grados de intensidad son:
a) Efectos o descripciones de como son sentidos y percibidos los sismos por las
personas en su medio ambiente.
b) Daños producidos en las construcciones y edificaciones hechas por el hombre,
según sus diversos tipos.
c) Cambios advertidos en la naturaleza.
El desarrollo de las escalas de intensidad para medir el tamaño de un sismo se
realizó en fonna progresiva a partir del siglo XIX. Así, las primeras escalas de
intensidad se deben ha los trabajos de S. de Rossi y F. A. Forel en Italia y Suiza
respectivamente y quienes proponen la escala Rossi - Forel divida en diez grados (1 al
X) en el año de 1883. Una modificación de esta escala es la propuesta por G. Mercalli
13
en 1902~primero con diez grados y a propuesta de Cancani, de 12 grados (1 al XII).
Esta escala fue la base para sustentar a las usadas en la actualidad. En América se
utiliza la llamada escala de Mercalli Modificada (MM) propuesta por H. Wood y F.
Newmann en 1931, y posteriormente por C. F. Richter en 1956. Para Europa la escala
usada esta basada en los trabajos de S. V. Medvedev, W. Sponheuer y V. Kamik en la
URSS, y recibe el nombre de MSK, la misma que también tiene doce grados y es
equivalente a la de Mercalli Modificada (Udias y Mezcua, 1986). Para Perú, Ocola
(1979 y 1988) realizo algunas modificaciones a la escala MSK, con intención de que
sea empleada para evaluar las intensidades de los sismos de Perú.
3.1 Escala de Mercalli Modificada (MM)
La escala de intensidad de Mercalli Modificada fue propuesta por Harry O.
Wood y Frank Newman en el año de 1931 y luego por C. F. Richter en 1956, la cual
resulta de una modificación hecha a la escala propuesta por G. Mercalli en 1902. Esta
escala, al igual que las demás, no se basa en los registros instrumentales del
terremoto, sino en la forma como perciben las personas el movimiento y en la
evaluación de los daños y efectos que produce este en las estructuras y en el medio
ambiente. La nomenclatura de esta escala es. expresada en números romanos y Íos
valores de sus grados son aproximadamente proporcionales; es decir, una intensidad
de grado IV equivale al doble de una intensidad de grado 11.
La escala de Mercalli Modificada es la más difundida en los países americanos
y por lo tanto, es la escala con la que se han elaborado la mayoría de mapas de
Isosistas de los sismos de Perú, tanto los históricos como los recientes. Dado a que
esta escala permite evaluar la intensidad de un evento sísmico a partir de la simple
descripción de daños, efectos en las personas, en estructuras y principalmente en la
naturaleza; es que investigadores han podido deducir mapas de intensidades a partir
de los relatos y crónicas hechas por testigos presénciales de los diferentes sismos
históricos. Actualmente, los sismos evaluados con esta escala se hacen mediante
entrevistas ha diferentes pobladores de la región afectada, en la que se interroga de
forma objetiva como afectó el sismo dicha región para luego buscar que grado de
intensidad de esta escala coincide con la descripción que hace el poblador. Una
14
descripción de las características de cada grado de la escala de Mercalli Modificada se
encuentra en el Anexo.
3.2 Escala MSK
En la mayoría de los países de Europa, la escala de intensidad utilizada es la
M.S.K propuesta en 1964 por S. V. Medvedev, W. Sponheuer y V. Kamik en
colaboración con un grupo de trabajo constituido por la XIII Asamblea General de la
U.G.G.I. Esta escala desarrollada en Europa realiza la descripción de sus grados
usando los tipos de construcciones típicas de allí, así como los daños propios de estas
estructuras. A fin de que esta escala pueda ser aplicada en Pero, acola (1979)
modificó las descripciones de cada grado con la inclusión de construcciones propias
de Perú. Así mismo, añadió además del valor de grado n los valores de grado n+ y n-,
que simbolizan un valor de intensidad de n+1/4 para n+ y n-1/4 para n-.
Al evaluar las intensidades nfeaiante la escala MSK a diferencia de la escala
de intensidad MM, se requiere adicionalmente inforniación del tipo de suelo y
condiciones geológicas en donde se hace la evaluación, el nivel freático, el material
de la construcción afectada, la antigüedad de esta y la calidad de la construcción
referente al diseño de la estructura. Toda esta infonnación influye notablemente para
dar un valor final de intensidad. Todos estos ténninos obligan a que se haga una
evaluación in situ de la intensidad de fonna calificada y adecuadamente. Una
descripción general de las características de la escala MSK se presenta en el Anexo.
3.4 Comparación entre MM y MSK
La intensidad es un valor cualitativo que corresponde a una descripción hecha
por un observador de los efectos producidos por un sismo en las personas y en las
construcciones. Considerando 10 anterior, es posible que dos observadores que
evalúan la intensidad de un detenninado lugar, discrepen en sus apreciaciones, y mas
aún cuando esta es interpretada con diferentes escalas. Reiter (1990), elaboró un
cuadro de equivalencias entre las escalas de intensidades sísmicas más conocidas,
tomando como patrón la de Mercalli Modificada (Figura 3). En esta comparación,
15
Reiter represento el valor de cada grado por medio de celdas equivalentes al tamaño
de los efectos en cada grado de intensidady para cada escala de intensidad.Según
Reiter, entre las escalas MM y MSK existe una equivalencia total para los grados de
intensidad que van del grado IV al grado XII al igual que para el grado 1. Para los
grados II Y III, según las celdas, la diferencia sería significativamente variable; es
decir, el tamaño de la celda de grado III en la escala MSK es mayor comparado con la
celda que representa el grado III en la escala MM en un tercio de grado y el tamaño de
la celda del grado II en la escala MSK es menor que la que comprende a la escala MM
en la mitad (Figura 3). Estas diferencias muestran que el grado III en MSK, considera
características que se describen en la escala II de MM.
MERCALL
MODIFICAD
I
ROSSI
FOREL
MSK
I
11
11
IV
11
I
11
111
JMA
MERCALLI
CANCAM
SIEBERG
I
IV
111
IV
111
111
11
V
IV
111
VI
V
IV
VII
VI
V
V
VI
VI
VII
VIII
VII
VIII
V
VIII
IX
VIII
X
IX
VI
XI
XII
X
XI
VII
IX
IX
X
XI
X
VII
XII
XII
Figura 3. Escala de intensidades sÍsmicas y su equivalencia (Reiter, 1990).
16
A pesar de la discrepancia entre estas dos escalas, en este estudio se
consideraron equivalentes, de tal manera que la información expresada en términos de
la escala MSK se expresará en términos de la escala MM sin sufrir ninguna variación
en la distribución de sus Isosistas. Este criterio se aplicó para uniformizar los datos
debido a que un mapa Isosistas empleado en este estudio se encuentra expresado en
términos de MSK (sismo de 1979).
17
4. ANALISIS DE LOS MAPAS DE ISOSISTAS.
Al analizar las formas de las Isosistas de sismos de subducción en Perú, se
aprecia que estas se asemejan a elipses circunscritas con eje mayor orientado en
dirección paralela a la línea de costa y eje menor con dirección perpendicular a la
misma (Figura 4). Un análisis preliminar hecho sobre las Isosistas, permite deducir un
mayor grado de atenuación de las ondas que se propagan en dirección perpendicular a
la línea de costa. Esta diferencia podría explicarse, si se considera la presencia de la
Cordillera de los Andes ubicada es esa dirección, la misma que representa una masa
de gran volumen con espesores de hasta 70 Km y anchos del orden de 50 a 250 Km,
tal como se detalla en el capítulo 2 de este estudio.
Los datos utilizados en este estudio corresponden a los mapas de Isosistas de
los sismos ocurridos en 1940, 1942, 1966, 1970, 1974, 1979,~1993,1996 y 1999. Los
parámetros de estos sismos que son empleados en este estudio se encuentran en la
Tabla 2. Así mismo, en la Figura 4 se muestra los mapas de intensidades de todos
estos sismos.
Tabla 2. Parámetros hipocentrales de los sismos utilizados en este estudio.
EVENTO
1
2
3
4
5
6
7
8
9
FECHA
DD/MM/AA
24/05/40
24/08/42
17/10/66
31/05/70
03/10/74
16/02/79
18/04/93
12/11/96
03/04/99
EPICENTRO
LATITUD
n
11.22 $
15.20 $
10.72 $
9.36$
12.50$
16.52 $
11.75 $
14.99 $
16.61 $
LONGITUD
PROF.
n
77.79 W
75.30 W
78.70 W
78.87 W
77.98 W
72.60 W
76.62 W
75.67 W
72.82 W
(KM.)
50
60
78
64
33
41
94
33
92
Ms
8.8
8.6
8.0
7.8
7.8
8.5
5.9
7.6
6.8
REFERENCIA
120 KM AL NW DE LIMA
110 KM. AL NW DE NAZCA
LIMA
CHOMBOTE
LIMA
AREQUIPA
NAZCA
ICA
18 KM. AL NW DE CAMANA
A continuación se realiza una breve descripción de las características de las
curvas de Isosistas de 3 sismos analizados en este estudio, los mismos que representan
la disposición de las Isosistas de los sismos de subducción, tanto para la región Norte
(1970), Centro (1940) como para la región Sur del Perú (1979).
18
lSaJlSTAS DEL SISMO DEL
24 DE MAYO DE 1940 (MM)
-11
~
*.
m
a.
EPICENTRO
CIUDADES
CURVAISOSlSTA
VALORDEIN1'J:KIIII)AI)
-7%0
-
-"O
-8U.
-61.
-11J"
-12"
-140
-160
ISOSISTAS DEL SISMO DEL
24DEAG~"O
1942(MM)
*
-ISOI
.
"C1IIlVAISOSlSTA
IV
VALORDEINTJ:NSlDAQ
IIJIIUIC"".
-790
b.
EPICEN'lRO
CIUDAD
-770
WWXlI,,".
-750
-730
-710
Figura 40Isosistas de los diferentes sismos utilizados en este estudio. a) sismo del 24 de mayo
de 1940; b) 24 de agosto de 1942; c) 17 de octubre de 1966; d) 31 de mayo de 1970; e) 3 de
octubre de 1974;f) 16 defebrero de 1979; g) 18 de abril de 1993; h)12 de noviembre de 1996;
i) 3 de abril de 1999.
19
-2"
.(j°
-14°,
c.
ISOSISTAS DEL Sl~O DEL
11 DE:OCTUBREDE: lPdd(MM)
.
'*
-18°
EPICENTRO
CIUDAD
CURVAISDSlSTA
IALOR DE ~nEIISID'«)
VI
1J!!nENI:D., Ir. l!LG&ID.l!rn1
-79°
-71°
-7S.
-08
ISOSISTAS DEL SISMO DEL
-140
*.
31 DE MAYO DE 1970(MM)
EPICENTRO
d.
CIUDAD
~CURVA
ISOSISTA
V
-16'
VALORDEINTENSIDAD
REFERJtNClA,
-810
J:. SlLGAJ)O
,IP1S.
-7fY>
-770
Figura 4. Continuación,
20
-750
-730
.
HUANCO
-10°
-12°
-14°
JSOSJSTAS DEL SJSMO DEL
3DEOCTUBREDE
1974(MM)
*.
-16°1
e.
EPICEN'JRO
CIUDAD
""--"CURVA ISOSJSTA
IV VALORDE INTENSIDAD
IDDJ!R:a.,GJllII!CII:I\
a:ou.
YODAID, 1~.
-77°
-730
-150
-160
-170
ISOSISTAS DEL SISMO DEL
16 DE FEBRERO 1979 (M3K)
EPICENTRO
.
f.
*
~
5+
CJUDAD
CUR\1A.lSOSISTA.
VALCRDEJNTENSIDAD
1I!lIJ!II!1ICIA.: P. CIIJE!IIJIA.1IIII..
-750
-740
-730
Figura 4. Continuación.
21
-720
-710
-60
g.
ISOSISTAS DEL SISMO DEL
18 DEABRD., DE 1993(MM)
*.
EPICENTRO
CIUDAD
,
CURVAISOSISTA
VAlDRDEIN'I'ENSIDA:
CIk!I11ACO
y
",10.
IV
-800
-760
-720
-111"
-14°
h.
rsoslSTAS [ELSISM':¡ [EL
13 [E NOVIEMBRE DE 1996(t-1M)
*.
EPICENTRO
CITJDAD
-ISo' ,
CURVAISOSISTA
IV VAlDRDEINTENSIDAC
RElJJ!!Nt:IA:
(HARmA'" Ir AL.,."
-68°
-7fi'
-SOO
-l2"
-14°
.
l.
-16"
rSOSlSTAS DEL SISMO DEL
3DEABRD..DE
1999(MM)
* ""cw-
-lsolA ::'SO...TA
IV
VALOROEnm:NSmAD
LDIIJIIIt"'""
-1S0
U.,...
-16°
-74°
Figura 4. Continuación.
22
-12°
-111"
4.1 Sismo del 24 de Mayo de 1940
De acuerdo a Silgado (1978), este sismo tuvo una intensidad máxima de VII a
VIII grados en la escala de Mercalli Modificada y una vasta área de percepción que
comprendió casi todo el Perú, extendiéndose hasta el puerto de Guayaquil (Ecuador)
al Norte y el puerto de Arica (Chile) al Sur (Figura 4a). Así, el grado de intensidad 111
tuvo un radio de alcance de aproximadamente 1100 Km en dirección paralela a la
línea de costa. Sin embargo, en dirección perpendicular; este mismo alcanzó un radio
de 440 Km aproximadamente; es decir, prácticamente la tercera parte de la longitud
de percepción del sismo en dirección paralela a la línea de costa. El mapa de Isosistas
de este sismo muestra, a simple vista, que existe una gran diferencia en la atenuación
de la onda en las dos direcciones, denotando muy claramente la tendencia elipsoidal
de las curvas Isosistas.
4.2 Sismo del 31 de Mayo de 1970
Silgado (1978), describe el sismo de 1970 como uno de los más catastróficos
en la historia del Perú, debido a que produjo la muerte de 50000 personas, 20000
personas desaparecidas y 150000 heridos. La mayor mortalidad se debió al gran alud
o avalancha que siguió al sismo y que sepultó al pueblo de Yungay. En la Figura 4d,
se presenta el mapa de Isosistas de este sismo elaborado por Silgado (1978), en el que
también se aprecia la diferencia en la atenuación de la energía en ambas direcciones
paralela y perpendicular a la línea de costa. El mapa Isosistas de este sismo, refleja
una longitud de percepción para la Isosista de grado IV aproximadamente 450 Km en
dirección paralela a la línea de costa y de 300 Km en dirección perpendicular, lo que
significa una diferencia de aproximadamente
un tercio en radio de percepción
máximo.
4.3 Sismo del 3 de Abril de 1999
Este sismo llamado "Terremoto de Arequipa" produjo una intensidad máxima
de grado VI en un área aproximada de 7900 km2 y un área de percepción de 90000
km2 correspondiente a la Isosista de grado 111,tal como se muestra en el mapa de
23
Isosistas de la Figura 4i (Página Web del Centro Nacional de Datos Geofisicos
http://cns.igp.gob.pe.).
Al igual que en los sismos descritos anteriormente, las curvas de Isosistas de
este sismo presentan cualitativamente la misma tendencia elipsoidal. El radio de la
Isosista de grado 111en la dirección paralela a la línea de costa es de 330 Km Y de la
dirección perpendicular a esta es de 190 Km, lo cual significa una diferencia de
aproximadamente el doble, al igual que para el sismo de 1940.
Así mismo, si se observa la Figura 4, todos estos sismos presentan
características semejantes en cuanto a la distribución geométrica .de sus curvas de
Isosistas, así como también la proporción entre los radios de percepción paralelos y
perpendicular a la línea de costa que es de aproximadamente 2 al, esto quiere decir
que la distancia epicentral de percepción de un determinado grado de intensidad para,
la dirección perpendicular a la línea de costa equivale aproximadamente a la mitad de
la distancia epicentral de percepción del mismo grado para la dirección paralela a la
línea de costa.
24
5. CURVAS DE ATENUACION y CALCULO DE LA RELACION
ATENUACION
- INTENSIDAD.
Durante muchos años se ha tenido como objetivo principal, detenninar una
relación de atenuación de la energía liberada por un sismo con respecto a la distancia
epicentral o hipocentral y que este asociada a otros parámetros del sismo. Como se
describió en el capítulo 4, para los sismos de subducción de Perú, esta relación no es
la misma en todas sus direcciones, asumiendo esta moción debido a la fonna que
presentan sus curvas de Isosistas, las cuales son mucho más alongadas en dirección
paralela a la línea de costa en comparación a la dirección perpendicular, poniendo en
claro la diferencia de atenuación de la energía para esas dos direcciones.
En este estudio, se detenninará una relación que pennita estimar los valores de
intensidad teóricos para los sismos de subducción de Perú, para dos direcciones de
propagación principales cuyos grados de atenuación están bien diferenciados e
identificados en el capitulo anterior; a partir de los parámetros reales del sismo. Según
Ambraseys (1985), existe una relación de atenuación de la energía liberada"por un
sismo entre la intensidad que provocada un evento sísmico en superficie y la
respectiva distancia hipocentral; en la que también se relaciona a la magnitud de
ondas superficiales Ms calculada para el evento. La relación de atenuación estará
definida por;
I=B] + B2 (Ms) + BJ(R) + B4LOG (R)
(1 )
donde Bb B2' BJ, B4 son coeficientes a ser detenninados, Ms es la magnitud del
sismo a partir de las ondas superficiales, R es la distancia focal o hipocentral que
corresponde al radio epicentral medio DI =(Rl - h//12 de la Isosista 1 expresado en
Km Y ho
representa la profundidad focal promedio, obtenida a partir de las
profundidades de los sismos empleados en este estudio, la cual también se expresa en
Km.
25
5.1 Modelo Elipsoidal
Tal como se observó en el capítulo 4 de este estudio, un modelo de atenuación
elipsoidal es el que mejor se ajusta a la geometría descrita por las curvas Isosistas de
los sismos de subducción ocurridos en Perú. Considerando esta idea, si se toma cada
curva Isosista como una elipse (Figura 5), el centro de la misma sería el epicentro del
sismo (E) o su prolongación a la costa, para los casos en que el epicentro esté ubicado
en el mar. El eje mayor de la elipse, AA', estaría dado en dirección paralela a la línea
de costa y el eje menor, BB', en dirección perpendicular. Considerando que el límite
costero no presenta una dirección única, se tomara como eje paralelo a la costa una
línea que pase por el epicentro del sismo o la prolongación de este.y que sea 10más
paralelo al limite costero en ese punto. Como es evidente, solo se tendrá la mitad de la
elipse con referencia al eje mayor, debido a que los epicentros de los sismos están en
el mar o muy cerca de él. Esto trae como consecuencia la existencia de dos semiejes
,
en la dirección paralela a la costa (EA y EA') y un solo semieje en la dirección
perpendicular a la línea de costa (EB'). Considerando lo indicado anteriormente, la
metodología seguida en este estudio es como sigue (Figura 5):
En dirección paralela a la linea de costa, una vez identificado el eje mayor de
la elipse, se procede a medir la distancia comprendida entre el epicentro o punto
central de la elipse y el punto de intersección entre cada curva Isosista con el eje
mayor AA'(distancia epicentro - Isosista), pero como en esta dirección se va ha tener
dos valores, debido a los dos sentidos de propagación, estos se promediaran para
obtener al final el valor "D¡", para la curva Isosista i. Para los casos en que el eje
mayor (AA') pase por el mar y no se intercepte cón las curvas de las Isosistas, se
prolonga el punto máximo de elongación de la misma de forma perpendicular al eje
mayor (AA') y se toma la medida del punto de intersección hasta el epicentro.
Para la dirección perpendicular a la linea de costa, se procederá de la misma
forma que para el caso anterior, con la diferencia de que solo se obtendrá una sola
medida y ya no se promediará siendo este valor definido por "di".
26
'-
-16
ISa5ISTAS
DEL SISMO
DEL
24 DE MAYO DE 1940 (MM,)
E
CENTRD DE LA ELIP S&:
--.
EJE MAYOR DE LA ELIPSE.
---
EJEMENORDELAELIPSE
-
PRDLONGACIONES
-800
Figura 5. Metodología gráfica seguida en este estudio. Las líneas negras representan
los ejes de la elipse y las rojas la prolongación máxima de las curvas sobre el eje mayor.
27
5.1.1 Relación Atenuación
- Intensidad.
Partiendo de la relación dada por Ambraseys (1985), se puede generar
tantas ecuaciones como curvas Isosistas se han evaluado para todos los sismos
empleados en este estudio (Tablas 3a y 3b). A partir de estas ecuaciones, es
posible calcular los coeficientes de la relación definida en la ecuación 1 de
este capítulo. Para poder obtener el valor de los coeficientes de la ecuación 1,
se recurre a un modelo de regresión lineal para relaciones que tenga 2 o más
variables independientes llamado "Modelo de Regresión Lineal Múltiple"
(Hines y Montgomery, 1993).
Los resultados obtenidos para cada dirección, son:
.
Para la dirección AA', paralela a la línea de costa:
1 = 8.8909 + J.0742(Ms)
para R
.
= (Di -
-
0.0012(R) - 4.7749(Log R):I: 0.35
(3)
6r1Yh
Para la dirección BB' , hacia el interior del continente:
1= 8.9084 + 1.0706(Ms)
para R
= (di
- 0.0032(R) -
5.1484(Log R):I: 0.61
(4)
- 6r1Yh
siendo 1 la intensidad calculada, Ms magnitud obtenida a partir de las ondas
superficiales, R la distancia hipocentral correspondiente al radio epicentral dIa
profundidad
focal promedio
de ho = 60 Km, obtenida
promediando
las
profundidades de todos los sismos empleados en este estudio.
Con estas dos relaciones se puede obtener valores de intensidad
teóricos tanto para la dirección paralela a la línea de costa como para la
perpendicular, para diferencias distancia hipocentral R con solo conocer la
magnitud de ondas de superficie Ms del sismo. La distancia hipocentral se
calculará utilizando la profundidad promedio calculada en este estudio (60
Km).
28
Tabla 3. Radio epicentro- Isosista promedio para cada una de las curvas
en todos los sismos analizados en el presente estudio. a) dirección paralela a
la líneade costa (DJy b) direcciónperpendiculara la línea de costa (dJ.
"i"
representa el grado de intensidad de la curva de la cual se ha tomado el
radio.
EVENTO
FECHA
PROF.
Ms
(KM)
RADIO EPICENTRAL MEDIO" Di .. (KM)
Da
D7
Da
Ds
D4
D3
D2
1025,99
-
1
24/05/1940
50
8,8
99,29
2
24/08/1942
60
8,6
104,2
3
17/10/1966 78
8,0
65,84 148,1 356,6 452,7 573,4 732,503
4
5
31/05/1970
03/10/1974
64
33
7,8
7,7
6
7
8
16/02/1979 41
94
12/11/1996 33
8,3
6,0
7,5
9
03/04/1999
6,9
18/04/1993
EVENTO
FECHA
92
24/05/1940
-
-
PROF. Ms
(KM)
1
65,73
136,9
50
664,30
248,6
561,1
169,4
109,5
166,7
187,8
208,3
369,4
302
299,6
39,68 118,3 231,6
48,78 115,2
96,97
-
153,5
94,28
250,5
165
-
453,8
377
229
-
-
340,105 464,8
359,6 480,803
244,1- 333,33
600
0
-
RADIOEPICENTRALMEDIO" di .. (KM)
da
8,8
179,67 302,60 442,08
23,64
d7
da
ds
d4
d3
56,74
108,7
179,7
274,2
444,4
-
-
-
d2 .
2
24/08/1942
60
8,6
86,11
122,2
194,4
255,6
361,1
3
4
17/10/1966
31/05/1970
03/10/1974
16/02/1979
18/04/1993
12/11/1996
03/04/1999
78
64
33
41
94
33
92
8,0
7,8
38,41
68,86
93,28
197,5
228,5
-
41,67
263,4
306,7
170,6
329,2
7,7
8,3
6,0
7,5
6,9
153,6
150,2
97,22
-
-
-
-
-
70,46
262,6
158,2
124,7
327,3
195,3
189,7
444,4
-
5
6
7
8
9
-
106,4
77,38
134,9
34,63 92,35 144,3
-
-
-
24,24
21,68
101
-
-
77,44
32,52
189,9
114,5
5.1.2 Curvas de Atenuación.
La elaboración de las curvas de atenuación o curvas de Intensidad
-
Atenuación consiste en plotear los valores de intensidad teóricos obtenidos
utilizandola relaciónde Intensidad- Atenuaciónversus la distanciaepicentral
medida en los mapas de intensidades, que sirvieron para calcular la relación
de Intensidad- Atenuación;por ultimo, estos puntos ploteadosse unen para
formar una curva. Cada sismo tiene su curva de Intensidad - Atenuación, tal
como se observa en la Figura 6, en la que también se incluye una curva de
atenuación con los valores reales de intensidad, con la intención de ver la
correspondencia gráfica entre los datos teóricos y los reales.
29
[I]
24 DE MAYO DE 1940. DIRECCIONPARAL8..A
10
A LA LINEA DE COSTA
10
8
....
6
t5
...
4
3!:
8
....
C§
üi
C§
6
ü5
z
w
...
3!:
2
4
2
O
O
O
500
1000
DISTANCIAEPICENTRAL
(o.)
O
1500
10
8
z 6
4
z
w 4
400
500
6
ü5
ü5
!2
-
3!!:
2
2
O
O
O
200
400
DISTANCIAEPICENTRAL(o.)
O
600
100
200
300
400
DISTANCIAEPICENTRAL
(di)
10
17 DEOCTUBRE DE 1966. DIRECCION
PERPENDICULARA LA LlNEA DECOSTA
10
8
....
6
...
8
C§
ü5
6
~
4
z
z
~
300
8
...
C§
ü5
200
24 DEAGOSTO DE 1942. DIRECCION
PERPENDICULARA LA LINEA DE COSTA
C§
C§
100
DISTANCIA EPICENTRAL (di)
24 DEAGOSTO DE1942. DlRECCION
PARAL8..A A LA LlNEA DECOSTA
10
....
24 DEMAYO DE1940. DlRECCION
PERPENDICULARA LA LlNEA DECOSTA
4
3!!:
3!!:
2
2
O
O
O
Figura
Aliado
200
400
600
DISTANCIAEPICENTRAL(o.)
6. Curva
de Atenuación
izquierdose
presentan
-
O
800
Intensidad media
las curvas
que
para
corresponden
100
200
300
DISTANCIAEPICENTRAL
(di)
todos los sismos empleados
a la dirección
en la derecha para la direcciónperpendicular.Línea azul
Intensidad
media,
el punto
verde
el par
de coordenadas
30
paralela
400
en este estudio.
a la línea de costra,
representa la curva de Atenuación
-
de intensidad y distancia epicentral real.
31 DE MAYO DE 1970
-DlRECCla-.I
___aPARALELA
. a. .._a
10
31 DE MAYO DE 1970
A
PERPENDICULAR
10
8
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2
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200
300
400
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500
DlSTAtClA EPICENTRAL (Q)
i:
300
400
(di)
3 DEOCTlERE DE1974 DlRB:CION
PERPeDCULAR A LA LltEA DECOSTA
10
8
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6
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2
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O
100
200
300
O
400
16 DE FEBRERO DE 1979
-
100
150
200
-
16 DE FEBRERO DE 1979 DlRECCION
PERPENDICULAR A LA LINI:A DE COSTA
DlRECCION
PARALB.A A LA LINI:A DE COSTA
8
50
DlSTAtClA EPlCENTRAL(di)
DlSTAtClA EPlCENTRAL(Q)
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200
EPICENTRAL
-
3 DEOCTlEREDE 1974 DlRB:Cla-.I
PARALELAA LA LIta DECOSTA
10
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-
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DlRECCION
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-
A LA LINCA DE COSTA
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a: 2
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O
50
100
150
200
O
250
O
DISTANCIA EPICENTRAL (1>.)
50
100
150
200
DISTANCIA EPICENTRAL (di)
Figura 6. Continuación.
31
250
19 DE ABRIL DE 1993
7
6
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. . DlRECCION
19 DE ABRIL DE 1993.
PARALaA
A LA LINE:ADECOSTA
PERPENDICULAR
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(di)
12 DE NOVIBIIIBRE DE 1996 . ti RECCION
PARALaA
12 DENOVIBlllBREDE1996.
A LA LINCA DECOSTA
8
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600
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800
100
200
DISTANCIA
DlSTNACIAEPICENTRAL(Q)
7
DIRECCION
A LA LlNEA DE COSTA
3 DEABRIL DE 1999. DIRECCIONPARALB.A A
LA LINfA DE COSTA
3 DEABRlL
300
500
EPICENTRAL (di)
DE 1999.
PERPENDICULAR
400
DlRECCION
A LA LINEA DE COSTA
7
6
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200
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DISTANCIAEPICENTRAL(e.)
o
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o
50
100
DISTANCIA
Figura 6. Continuación.
32
150
EPICENTRAL
200
(di)
250
6. APLICACIÓN HECHA AL TERREMOTO DE AREQUIPA DEL 23 DE
JUNIO DEL 2001.
6.1 Curva de Atenuación y Mapa de Intensidades.
Las curvas de atenuación para el sismo del 23 de junio del 2001, tanto para la
dirección paralela a la línea de costa como para la perpendicular a esta, se obtuvieron
a partir de la relación de Intensidad - Atenuación encontradas en este estudio, de la
misma forma como se generaron las curvas de atenuacióno curvas de IntensidadAtenuación para los sismos empleados en este estudio (visto en el capítulo anterior) y
cuyo resultado se muestra en la Figura 7. En las curvas de atenuación para el sismo
del 23 de junio, se puede ver que para un valor de intensidad cualquiera la distancia
epicentral que corresponde para la dirección perpendicular a la línea de costa es
aproximadamente la mitad que la distancia epicentral para la dirección paralela a la
línea de costa.
La elaboración del mapa de intensidades teóricas parte del criterio establecido
en el capítulo 5 en el calculo de la relación de Intenci9n
- Atenuación,
cuando se-
empieza a medir las distancias Epicentro - Isosista de cada mapa de intensidades, con
la intención de obtener valores de distancia hipocentral para cada curva de Isosistaen
cada uno de los sismos. En este caso, se dan valores de distancia epicentral arbitrarios
para calcular distancias hipocentrales R, utilizando el valor de la profundidad focal
media que se calculó y empleó en este estudio (bu = 60 Km). Con los. diferentes
valores de R y la magnitud de ondas de superficie del sismo se calculan distintos
valores de intensidad teóricos para ambas direcciones con cada una de las relaciones.
Para graficar las curvas, primero se trazan los ejes de las elipses de la misma forma
como se hizo en el capitulo anterior y segundo, a partir del epicentro del sismo o de
su prolongación a la costa (E), se miden sobre estos ejes las distancias epicentrales
cuyo valor de intensidad obtenido por cada una de las relaciones encontradas y que
sea lo más próximo a un valor entero. Estas distancias representan los semiejes de las
elipses cuyo centro es E (epicentro del sismo) y las cuales representan las diferentes
curvas de Isosistas del sismo (Figura 8). Al graficar las elipses en el mapa, toda la
curva que se grafique dentro del continente representan las curvas Isosista teóricas
del sismo (Figura 9a).
33
6.2 Comparación entre el Mapa Teórico y el Real.
El Instituto Geofisico del Perú a través del área de sismología del Centro
Nacional de Datos Geofisicos, obtuvo el valor de la magnitud de ondas de superficie
para el sismo (Ms = 7.9), el cualjunto con las relacionesde Intensidad- Atenuación
obtenidas en este estudio, han permitido elaborar el mapa de intensidades teóricas
para este sismo (Figura 9a). Este mapa muestra valores de intensidad (Mercalli
Modificada) de VII para las localidades de Chala, acoña, Caravelí y Camaná y grado
VIII en MM para las localidades de Atico, Cerro de Arena y La Planchada; que están
comprendidas entre acoña y Chala. El radio de percepción máximo correspondiente a
la Isosista de grado 111,que se obtuvo en dirección paralela a la línea de costa es de
685 Km aproximadamente y de 361 Km para la dirección perpendicular,
extendiéndose desde Lima por el norte hasta Iquique por el sur y al Cuzco en
dirección perpendicular a la línea de costa.
Paralelamente, El Instituto Geofisico del Perú a través del área de sismología
del Centro Nacional de Datos Geofisicos, elaboró el mapa de intensidades del sismo,
utilizando información obtenida mediante encuestas hechas por vía telefónica y de
forma personal a los pobladores de las diferentes localidades afectadas por el evento,
siendo el resultado de esta evaluación el mapa de la Figura 9b (Tavera et al., 2001), el
cual también esta expresado en grados de la escala de Mercalli Modificada. Al
observar ambos mapas de Isosistas, estos muestran una gran semejaza enla geometría
de las curvas y los valores de intensidad máxima, con la única diferencia que el
epicentro se ubica en el centro del área que encierra la Isosista de grado VIII, para el
mapa Teórico; mientras que para el mapa Real, este se ubica al extremo NW de dicha
área. Sin embargo, en términos generales los mapas de intensidades son similares.
34
CURVA DE ATENUACiÓN DEL SISMO DE 23 DE JUNIO
DEL 2001
10
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:i
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-
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W
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-
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Direcciónparalelo a la linea de costu.
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3
2
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o
o
200
400
600
800
1000
1200
DISTANCIA EPICENTRAL (KM)
Figura 7. Curvas de atenuación elaboradas con la relación de intensidad
atenuación obtenido en de este estudio.
-:u-7S0
-730
-750
-ógo
Figura 8. Elipses generadas mediante la relación de Intensidad Atenuación,
a partir de los radios epicentrales obtenidospara cada grado de intensidad.
35
-120
-150
-1110
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-210
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-780
-720
-7'50
-690
Figura 9, Comparación entre el mapa de intensidad real y el teórico, a) Mapa de
isosistas teórico elaborado a partir de la relación de Intensidad Atenuación
obtenido en este estudio; b) Mapa de isosistas real elaborado por el CNDG - IGP.
36
7. DISCDSION.
La atenuación de la energía liberada por un sismo al propagarse desde el foco
sísmico hasta un punto de la superficie puede ser representado por los mapas de
curvas de Isosistas. La distribución de estas curvas en superficie sugiere la presencia
de anomalías de mayor o menor grado de atenuación y estas a su vez pueden ser
asociadas a una determinada estructura o a una característica geológica de la zona. En
el caso de los sismos que ocurren en la zona de subducción de Perú, al ser sus curvas
Isosistas elipsoidales, sugieren que la presencia de la cordillera Andina juega un rol
importante como efecto atenuante de la energía liberada por estos sismos. La forma
como se puede analizar este fenómeno es muy sencilla, si consideramos a la cordillera
como un gran bloque de espesores de hasta 70 Km Y anchos que van desde 50 a 250
Km, la cual representaría un gran obstáculo para la energía transmisión por este
medio, 10 cual se traduce como una mayor atenuación de esta y menor movimiento
del suelo y efecto en superficie.
La intensidad no requiere de la utilización de sofisticados equipos ni de un
monitoreo permanente que represente una cuantiosa inversión, 10 cual no -le resta
precisión ni importancia a los resultados, muy por el contrario, sus resultados son de
una importancia esencial para los estudios de' comportamiento del suelo frente a los
movimientos sísmicos de una región y requisito importante para 10 que significa la
vulnerabilidad de una región frente a posteriores eventos sísmic,os.Esta importancia
provocó que las escalas de intensidad aumenten sus criterios de evaluación de
información.
El resultado de este estudio representa básicamente una relación de atenuación
del valor de intensidad con respecto a la distancia epicentral, en la que se incluye a la
magnitud de ondas de superficie del sismo y la profundidad del sismo. En cuanto a la
profundidad del sismo, se consideró una sola profundidad promedio para cualquier
sismo evaluado, la que resultó de un promedio de 9 sismos utilizados en este estudio,
siendo este suficiente para el calculo de las relaciones. Este valor de profundidad
provoca variaciones mínimas para las Isosistas de baja intensidad, pero si llega a
influir para distancias epicentrales pequeñas (Isosista de mayor intensidad), por ser su
rango de variación más pequeño con la distancia hipocentral.
37
El sismo del 23 de junio del 2001, sirvió como ejemplo para evaluar la
relación, el cual al ser evaluado por dicha relación de Intensidad - Atenuación
obtenida en este estudio. El mapa de Isosistas Teórico comparado con el Real que fue
elaborado por el Instituto Geofisico del Perú, mostró una notable diferencia en cuanto
al alcance desarrollado por las curvas para el sentido SE de propagación, siendo este
mucho menor. Esta diferencia puede atribuirse a la naturaleza compleja del evento, el
cual tuvo una extensa área de ruptura que se prolongó desde el epicentro del sismo
250 Km en el sentido sur paralelo a la línea de costa, provocando mas daños y por
consecuencia curvas de intensidades mayores bien elongadas, no siendo de igual
forma en dirección norte. No obstante, las distribuciones de las curvas de intensidad
son muy similares.
38
8. CONCLUSIONES
Las conclusiones obtenidas en este estudio se detallan a continuación:
1. La intensidad como un parámetro muy importante para detenninar la energía que
afecta un área detenninada.
2. A fin de explicar la fonna elipsoidal de las curvas de Isosistas de los sismos
ocurridos en la zona de subducción de Perú, se ha propuesto y calculado una
relación de atenuación denominada Modelo Elipsoidal.
3. La diferencia de atenuación en dirección paralela y perpendicular a la línea de
costa está en razón de 1 a 2 respectivamente.
4. Es importante señalar que en la dirección perpendicular a la línea de costa, la
Cordillera Andina se comporta como estructura atenuante de la energía sísmica
liberada por sismos de subducción de Perú.
5. El mapa de intensidades teórico para el sismo del 23 de junio del 2001, presenta
una disposición de curvas similares al mapa elaborado por el I.G.P. Sin embargo,
en dirección SE las Isosistas de grado VIII, VII y VI presentan mayor elongación
respecto del teórico, lo cual probablemente sea debido a la característica del
proceso de ruptura del sismo el mismo que según Tavera et. al. (2001) se produjo
en dirección SE.
39
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42
-
Sismología del Instituto
ANEXO 1
ESCALAS DE INTENSIDADES DE MERCALLI MODIFICADA
Grado I : Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente
favorables.
Grado 11: Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los
pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar.
Grado 111:Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos
altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de
motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el
paso de un carro pesado. Duración estimable
Grado IV: Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por
pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de
ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un carro pesado chocando
contra un edificio, los vehículos de motor estacionados se balancean daramente.
Grado V: Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas
piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; pocos casos de
agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en
los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes de péndulo.
Grado VI: Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen
hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de
aplanados o daño en chimeneas. Daños ligeros.
Grado VII: Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en
edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinari.asbien
construidas; daños considerables en las débiles o mal planeadas; rotura de algunas
chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento.
Grado VIII: Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno;
considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras
débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas
de productos en los almacenes de las fábricas, columnas, monumentos y muros. Los
muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades.
Cambio en el nivel del agua de los pozos. Pérdida de control en las personas que
guían vehículos motorizados.
Grado IX: Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de
las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los edificios sólidos,
con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta
notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.
Grado X: Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor
parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y
cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen.
Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes.
Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes.
Grado XI: Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos.
Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio.
Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas.
Grado XII: Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las
cotas de nivel (ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba.
ESCALA DE INTENSIDAD SÍSMICA MSK
.
Efectos Que Definen Los Grados De Intensidad Msk
a) Los fenómenos sentidos por las personas y percibidos en su medio ambiente.
b) Los daños producidos en las construcciones según sus diversos tipos.
c) Los cambios advertidos en la naturaleza
.
Tipos De Construcciones Que Definen Los Grados De Intensidad Msk.
Tipo A: Con muros de mampostería en seco o con barro, de adobes, de tapial.
Tipo B: Con muros de fabrica de ladrillo, de bloques de mortero, de mampostería con
mortero, de sillarejo, de sillería, entramados de madera.
Tipo C: Con estructura metálica o de hormigón armado.
.
Terminos De Cantidad Que Definen Los Grados De Intensidad Msk.
Los términos de cantidad utilizados en la definición de los grados de intensidad
corresponden aproximadamente a los siguientes porcentajes:
AIgunos
5%
Muchos
50% La mayoría
75%
CLASIFICACIÓN
DE LOS DAÑOS EN LAS CONSTRUCCIONES
.
QUE
DEFINEN LOS GRADOS DE INTENSIDAD MSK.
Clase 1 - Daños ligeros: Fisuras en los revestimientos, caída de pequeños trozos de
revestimiento.
Clase 2 - Daños moderados: Fisuras en los muros, caída de grandes trozos de
revestimiento, caída de tejas, caída de pretiles, grietas en las chimeneas e incluso
derrumbamientos parciales en las mismas.
,
Clase 3
- Daños
graves: Grietas en los muros, caída de chimeneas de fábrica o de
otros elementos exteriores.
Clase 4 - Destrucción: Brechas en los muros resistentes, derrumbamiento parcial,
perdida del enlace entre distintas partes de la construcción, destrucción de tabiques y
muros de cerramiento.
Clase 5 - Colapso: Ruina completa de la construcción.
DESCRIPCIÓN DE LOS GRADOS DE INTENSIDAD MSK
Grado 1: La sacudida no es percibida por los sentidos humanos, siendo detectada y
registrada solamente por los sismógrafos.
Grado 11: La sacudida es perceptible solamente por algunas personas en reposo, en
particular en los pisos superiores de los edificios.
Grado 111: La sacudida es percibida por algunas personas en el interior de los
edificios y sólo en circunstancias muy favorables en el exterior de los mismos. La
vibración percibida es semejante a la causada por el paso de un camión ligero.
Observadores muy atentos pueden notar ligeros balanceos de objetos colgados, más
acentuados en los pisos altos de los edificios.
Grado IV: El sismo es percibido por muchas personas en el interior de los edificios y
por algunas en el exterior. Algunas personas que duermen se despiertan, pero nadie se
atemoriza. La vibración es comparable a la producida por el paso de un camión
pesado con carga. Las ventanas, puertas y vajillas vibran. Los pisos y muros producen
chasquidos. El mobiliario comienza a moverse. Los líquidos contenidos en recipientes
abiertos se agitan ligeramente. Los objetos colgados se balancean ligeramente.
Grado V: a) El sismo es percibido en el interior de los edificios por la ~ayoría de las
personas y por muchas en el exterior. Muchas personas que duermen se despiertan y
algunas huyen. Los animales se ponen nerviosos. Las construcciones se agitan con
una vibración general. Los objetos colgados se balancean ampliamente. Los cuadros
golpean sobre los muros o son lanzados fuera de su emplazamiento. En algunos casos
los relojes de péndulo se paran. Los objetos ligeros se desplazan o vuelcan. Las
puertas o ventanas abiertas baten con violencia. Se vierten en pequeña cantidad los
líquidos contenidos en recipientes abiertos y llenos. La vibración se siente en la
construcción como la producida por un objeto pesado arrastrándose; b) En las
construcciones de tipo A son posibles ligeros daños (clase 1). e) En ciertos casos se
modifica el caudal de los manantiales.
Grado VI: a) Lo siente la mayoría de las personas, tanto dentro como fuera de los
edificios. Muchas personas salen a la calle atemorizadas. Algunas personas llegan a
perder el equilibrio. Los animales domésticos huyen de los establos. En algunas
ocasiones, la vajilla y la cristalería se rompen, los libros caen de sus estantes, los
cuadros se mueven y los objetos inestables vuelcan. Los muebles pesados pueden
llegar a moverse. Las campanas pequeñas de torres y campanarios pueden sonar. b}
Se producen daños moderados (clase 2) en algunas construcciones del tipo A. Se
producen daños ligeros (clase 1) en algunas construcciones del tipo B y en muchas del
tipo A. e) En ciertos casos pueden abrirse grietas de hasta un centímetro de ancho en
suelos húmedos. Pueden producirse deslizamientos en las montañas. Se observan
cambiosen el caudalde los manantialesy en el nivelde aguade los pozos.
.
Grado VII: a) La mayoría de las personas se aterroriza y corre a la calle. Muchas
tienen dificultad para mantenerse en pie. Las vibraciones son sentidas por personas
que conducen automóviles. Suenan las campanas grandes. b) Muchas construcciones
del tipo A sufren daños. graves (clase 3) y algunas incluso destrucción (clase 4).
Muchas construcciones del tipo B sufren daños moderados (clase 2). Algunas
construcciones del tipo C experimentan daños ligeros (clase 1). e) En algunos casos,
se producen deslizamientos en las carreteras que transcurren sobre laderas con
pendientes acusadas, se producen daños en las'juntas de las canalizaciones y aparecen
fisuras en muros de piedra. Se aprecia oleaje en las lagunas y el agua se enturbia por
remoción del fango. Cambia el nivel del agua de los pozos y el caudal de los
manantiales. En algunos casos, vuelven a manar manantiales que estaban secos y se
secan otros que manaban. En ciertos casos se producen derrames en taludes de arena o
de grava.
Grado VIII: a) Miedo y pánico general, incluso en las personas que conducen
automóviles. En algunos casos se desgajan las ramas de los árboles. Los muebles,
incluso los pesados, se desplazan o vuelcan. Las lámparas colgadas sufren daños
parciales. b) Muchas construcciones de tipo A sufren destrucción (clase 4) y algunas
colapso (clase 5) Muchas construcciones de tipo B sufren daños graves (clase 3) y
algunas destrucciones (clase 4). Muchas construcciones de tipo C sufren daños
moderados (clase 2) y algunas graves (clase 3). En ocasiones se produce la rotura de
algunas juntas de canalizaciones. Las estatuas y monumentos se mueven y giran. Se
derrumban muros de piedra. e) Pequeños deslizamientos en las laderas de los
barrancos y en las trincheras y terraplenes con pendientes pronunciadas. Grietas en el
suelo de varios centímetros de ancho. Se enturbia el agua de los lagos. Aparecen
nuevos manantiales. Vuelven a tener agua pozos secos y se secan pozos existentes. En
muchos casos cambia el caudal y el nivel de agua de los manantiales y pozos.
Grado IX: a) Pánico general. Daños considerables en el mobiliario. Los animales
corren confusamente y emiten sus sonidos peculiares. b) Muchas construcciones de
tipo A sufren colapso (clase 5). Muchas construcciones de tipo B sufren destrucción
(clase 4) y algunas colapso (clase 5). Muchas construcciones del tipo C sufren daños
graves (clase 3), y algunas destrucciones (clase 4). Caen monumentos y columnas.
Daños considerables en depósitos de líquidos. Se rompen parcialmente las
canalizaciones subterráneas. En algunos casos, los carriles del ferrocarril se curvan y
las carreteras quedan fuera de servicio. e) Se observa con frecuencia que se producen
extrusiones de agua, arena y fango en los terrenos saturados. Se abren grietas en el
terreno de hasta 10 centímetros de ancho y de mas de 10 centímetros en las laderas y
en las márgenes de los ríos. Aparecen además, numerosas grietas pequeñas en el
suelo. Desprendimientos de rocas y aludes. Muchos deslizamientos de tierras.
Grandes olas en lagos y embalses. Se renuevan pozos secos y se secan otros
existentes.
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Grado X: b) La mayoría de las construcciones del tipo A sufren colapso (clase 5).
Muchas construcciones del tipo B sufren colapso (clase 5). Muchas construcciones de
tipo C sufren destruc.ción (clase 4) y algunas colapso (clase 5). Daños peligrosos en
presas; daños serios en puentes. Los carriles de las vías férreas se desvían y a veces se
ondulan. Las canalizaciones subterráneas son retorcidas o rotas. El pavimento de las
calles y el asfalto forman grandes ondulaciones. e) Grietas en el suelo de algunos
decímetros de ancho que pueden llegar a un metro. Se producen anchas grietas
paralelamente a los cursos de agua. Deslizamientos de tierras sueltas en las laderas
con fuertes pendientes. En las riberas de los ríos y en laderas escarpadas se producen
considerables deslizamientos. Desplazamientos de arenas y fangos en las zonas
litorales. Cambio de nivel de agua en los pozos. El agua de canales y ríos es lanzada
fuera de su cauce normal. Se forman nuevos lagos.
Grado XI: b) Daños importantes en construcciones, incluso en las bien realizadas, en
puentes, presas y líneas de ferrocarril. Las carreteras importantes quedan fuera de
servicio. Las canalizaciones subterráneas quedan destruidas. e) El terreno queda
considerablemente deformado tanto por desplazamientos horizontales como verticales
y con anchas grietas. Muchos deslizamientos de terrenos y caídas de rocas. Para
determinar la intensidad de las sacudidas sísmicas se precisan investigaciones
especiales.
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Grado XII: b) Prácticamente se destruyen o quedan gravemente dañadas todas las
estructuras, incluso las subterráneas. e) La topografia cambia. Grandes grietas en el
terreno con importantes desplazamientos horizontales y verticales. Caída de rocas y
hundimientos en los escarpes de los valles, producidas en vastas extensiones. Se
cierran valles y se transforman en lagos. Aparecen cascadas y se desvían los ríos.