UNIVERSIDAD NACIONAL AUTONOMA DE NICARAGUA

UNIVERSIDAD NACIONAL AUTONOMA DE NICARAGUA
UNAN-MANAGUA
CENTRO DE INVESTIGACIONES GEOCIENTIFICAS,
ALCALDÍA MUNICIPAL DE CATARINA Y GEÓLOGOS DEL MUNDO
INFORME DE INVESTIGACION
ESTUDIO DEL EFECTO DE SITIO EN ÁREA URBANA DE LA
CIUDAD CATARINA.
REALIZADO POR:
CLAUDIO A. ROMERO LOPEZ
Enero del 2005
OBJETIVOS
Objetivo General:
- Determinar el efecto de sitio en la zona urbana de Catarina.
Objetivos Específicos:
- Recopilación de Información de tectonica (sísmicidad), geológica (tipos
de roca, suelos, geomorfologia e hidrológica) y geotécnica en la
región donde se encuentra la ciudad de Catarina, con el propósito de
establecer microzonas con diferentes niveles de peligrosidad.
- Desarrollar una red de puntos de medición sobre el área urbana de
Catarina, usando un acelerógrafo Digital de Kinemetrics-Etna para el
registro de microtremores, tomando en cuenta las microzonas
encontradas y su peligrosidad.
- Aplicar Técnica de Nakamura a los registros obtenidos en las
microzonas para estimar funciones de transferencia empíricas (FTE).
- A partir de las FTE, estimar la frecuencia o banda de frecuencias
dominantes (F ) y su amplificación relativa (A ) para las microzonas ya
0
0
establecidas.
- Realizar un estudio de prospección sísmica de refracción, generando
ondas P y SH, para obtener un modelo sismico en una microzona.
- Estimar funciones de transferencia teórica (FTT) usando el modelo
sísmico determinado en el paso anterior, con método de Haskell y
comparar con las FTE estimadas con registros de microtremores.
- Con los valores de T y A , realizar mapas de valores de periodos
0
0
dominantes y amplificaciones relativas del área urbana de Catarina.
INDICE
1 NTRODUCCIÓN...................................................................................................................................01
2 POSICIÓN GEOGRÁFICA Y ALGUNAS CARACTERÍSTICAS DE CATARINA................................02
3 ACTIVIDAD SÍSMICA DE CATARINA.................................................................................................03
4 FUNDAMENTOS TEÓRICOS..............................................................................................................07
4.1 EL EFECTO DE SITIO ..........................................................................................................07
4.1.1 Definición y características...................................................................................07
4.1,2 Proceso de evaluación ..........................................................................................09
4,1.2.1 Información...............................................................................................09
4.1.2.2 Registros sísmicos...................................................................................09
4.1.4.1.1 Movimientos sísmicos fuertes ...................................09
4.1.4.1.2 Movimientos sísmicos débiles o moderados.... .......10
4.1.4.1.3 Microtremores (vibración ambiental).........................10
4.1.2.3 Técnicas de análisis.................................................................................11
4.1.2.3.1
Cociente o razón espectral relativa a un sitio de
referencia......................................................................11
4.1.4.3.2
Cociente o razón espectral H/V para un mismo
sitio................................................................................12
4.1.4.3.3 Resultados....................................................................13
4.2 MÉTODO DE NAKAMURA....................................................................................................13
4.3 MÉTODO DE HASKELL........................................................................................................15
4.4 PROSPECCIÓN SÍSMICA HORIZONTAL.............................................................................16
5 INSTRUMENTACION Y TRABAJOS A REALIZAR............................................................................19
5.1 Equipos de Medición............................................................................................................19
5.2 Trabajos de Campo...............................................................................................................20
5.3 Procesamiento y Análisis de los resultados......................................................................21
5.3.1 Registros de microtremores..................................................................................21
8.3.1.1 Curvas FTE de Catarina...........................................................................22
8.3.1.2 Tabla de valores de F , T , A , coordenadas y observaciones de
0
0
0
microtremores en Catarina...................................................................................26
5.3.2 Registros de sísmica de refracción con ondas SH.............................................29
5.3.3 Determinación de las FTT - Haskell.....................................................................30
5.3.4 Relación FTT y FTE................................................................................................31
5.3.5 Relación de la FTT con promedios de FTE..........................................................31
6 CONCLUCIONES................................................................................................................................32
7 RECOMENDACIONES........................................................................................................................34
8 BIBLIOGRAFÍA....................................................................................................................................35
9 ANEXOS...............................................................................................................................................37
Resumen
El presente trabajo de investigación tiene como Objetivo General: Determinar el
efecto sitio en la zona urbana de Catarina. El estudio de este efecto, esta
orientado a conocer la respuesta del suelo o del sito en sus modos de vibrar
ante un evento sismico.
La atención se limita a la zona urbana de Catarina y para ello se realiza una
recopilación de información de interés geológico, tectónico y geotécnico de la
zona. Para conocer la respuesta del suelo se realizan estudios de microtremores
mediante acelerómetros Digitales de Kinemetrics-Etna de fabricación USA.
Mediante los registros digitalizados de los microtremores se estiman las Funciones
de Transferencia Empírica (FTE) por la técnica de Nakamura que establece la
relación entre las componentes Horizontal-Vertical (H/V) y Transversal-Vertical
(T/V). Realizadas las anteriores Razones Espectrales se determinan las
Frecuencias dominantes (F ) de los suelos, sus Períodos (T ) y sus
Amplificaciones relativas (A ).
0
0
0
Para fundamentar los datos empíricos realizados por la técnica de Nakamura en la
búsqueda de las FTE, se hace necesario relacionar estas mismas con las
Funciones de Transferencia Teóricas (FTT), realizadas mediante el método de
Haskell. Para poder estimar las FTT, son necesario datos de velocidades de los
estratos constituyentes de los suelos en los cuales se realiza las mediciones de
microtremores. Con tales objetivos de conseguir únicamente las velocidades de
las ondas sísmicas en los diferentes estratos, se realiza en el Barrio Latino de
Catarina un estudio de prospección sísmica de ondas SH. Con los resultados de
este estudio, puede ser posible generar mediante Haskell una curva característica
que se relaciona con las curvas empíricas encontradas en el sitio. Además el
método brinda otros datos de interés de ciertos parámetros físicos de los
diferentes estratos que componen el suelo en estudio (espesor, densidad,
velocidad de ondas S y P, amortiguación de ondas S y P).
Retomando los valores de las frecuencias dominantes, periodos y amplificaciones
relativas encontradas en las diferentes Funciones de Transferencia Empíricas, se
estable con ello, mapas de periodos dominantes y amplificaciones relativas sobre
el área urbana de Catarina.
Los resultados obtenidos mediante estos diferentes procedimientos, métodos y
técnicas, de las cuales se toman en cuenta algunas limitantes establecidas en la
técnica de Nakamura para microtremores (Lermo et al., 1987b; Lermo et al.,
1994b; Riquer et al., 2003) y el método de Haskell aplicable solo a condiciones
homogéneas (no toma en cuenta efectos topográficos encontrados en la zona de
estudio). Se logro hacer estimaciones de las FTE sobre la zona en estudio,
encontrando tres diferentes tipos de bandas de frecuencias dominantes: La
primera entre 1.3 a 2.5 hz, con valores de periodos dominantes de 0.77 a los 0.40
segundos y amplificaciones relativas de 3 a 4 veces. Se encontró que estos
valores de bajas frecuencias están relacionados en su mayoría a efectos
topográficos que son ocasionados por la forma irregular del terreno en las laderas
de la Laguna. Por otro lado, se encuentran estos mismos valores en algunos
puntos dentro del área urbana de Catarina, la respuesta a la causa de estas bajas
frecuencias en estos lugares la proporciona Haskell, al proyectar una curva de
FTT cuya frecuencia y amplificación entra en correspondencia con las curvas
proporcionada con los registros de microtremores. El método establece
amplificaciones de 3 a 4 veces en la banda de frecuencia mencionada al introducir
los valores de velocidades bajas de 200 m/s para un tercer estrato encontrado por
sísmica de refracción de espesor de 25 m. El dominio de estas bajas frecuencias
en este tipo de suelo entra en correspondencia con tipos de estructuras por
encima de los 8 pisos de altura, tipos de estructuras que no son muy comunes en
este lugar.
Se aprecia seguidamente una segunda banda de frecuencia baja-intermedia de
2.5 a los 5 hz, periodos dominantes de 0.40 a 0.20 segundos y amplificaciones de
2 veces y por ultimo tercera, con una banda de frecuencias altas de los 8 a los 14
hz, periodos dominantes entre 0.13 a los 0.07 segundos y amplificaciones de 2 a
un poco menos de 2 (tomando en cuenta las consideraciones de la Técnica de
Nakamura), que son tomados en cuenta como posibles efectos de sitio.
Del análisis de estas frecuencias dominantes en estos tipos de suelo, el mapeo de
los periodos dominantes en el área urbana de Catarina y prestando atención al
tipo de vivienda en el lugar, resulta útil tomar en cuenta los periodos que se
encuentran en la microzona cercana al Cementerio de Catarina con valores de
0.11 segundos, frecuencias dominantes en los 9 hz y amplificación de 2 veces.
Posiblemente estos valores de T en este tipo de suelo, tenga algún efecto sobre
0
estructuras pequeñas menores a los 3 pisos (ver Mapas 4 y 5 de Anexos). Mas
datos sobre estos resultados se brindan con detalle en las Conclusiones del y
Recomendaciones.
Además del Peligro sísmico al que puede estar sometida el área urbana de
Catarina, parte de ella puede estar sometida a otros tipos de peligro. Tal es el
caso de su Turistico Mirador que se encuentra cercano a las laderas de la Laguna
la que puede enfrentar movimientos de masas. Para este tipo de casos, se
recomienda tomar en cuenta las altas amplificaciones registradas por efecto
topográfico en las laderas de la laguna (ver Mapa 5) y las pendientes
pronunciadas en el mismo lugar, estos dos componentes sugieren tomar en
cuenta para cualquier época del año posibles desprendimientos de masa
(deslizamientos o derrumbes) ante un eventual sismo como el ocurrido en el año
2000.
Por otro lado, el caso de los mapas realizados de periodos dominantes y
amplificaciones relativa, se recomienda, que en caso de construcciones de interés
social o habitacional en Catarina, recomendamos el uso de los mapas de periodos
y amplificaciones dominantes, para tener simplemente una idea de la respuesta
del sitio (Mapa 4 y 5)
1. INTRODUCCION
Catarina es uno de los nueve municipios del Departamento de Masaya y se
encuentra localizada a 49 km de la ciudad Capital. Esta ubicado en la región SurOriental de Nicaragua y posee desde su Mirador un buen panorama turistico que
abarca Tisma, Laguna de Apoyo, la reserva ecológica del Volcán Mombacho,
Lago de Nicaragua e Isletas de Granada.
La artesanía y el turismo, son dos de sus principales fuentes económicas. El
turismo y su clima tropical de sabana, le hace un atractivo para el turista extranjero
y nacional para asentarse en el lugar. Esto ha generado una expansión del área
urbana de Catarina y se comience a tener una visión de ordenamiento territorial
por parte de las autoridades municipales. Dentro de esta visión, se proyectan
diferentes tipos de estudios que abarcan desde la protección del medio ambiente y
sus recursos naturales, estudios geológicos, peligros y amenazas naturales o
antrópicas que pueden afectar las viviendas y la vida de las personas del lugar.
Una de las amenazas naturales que el municipio esta sometido, son las
actividades sísmicas de la zona, catalogada por el INETER como una zona alta a
muy alta sísmicidad (Figura 4). La geologia, tipo de relieve y origen volcánico de
Laguna Apoyo, representa en sí mismo, diferentes tipos de amenazas. Entre ellas
los deslizamientos y fallamientos localizados en el lugar que pueden activarse
mediante una actividad sísmica intraplaca o de fallamiento local en la periferia de
la zona.
Los sismos son uno de los fenómenos naturales que más daño causan cuando
estos se llegan a manifestar. Sabemos que estos no son más que una liberación
de energía que se mantiene en forma potencial en el interior de la tierra y que es
liberada en energía de movimiento a través de las ondas sísmicas. Cuando estos
ocurren, las perdidas humanas y materiales pueden variar según la intensidad del
sismo, forma de propagación de las ondas, tipo de construcción de las viviendas y
sobre todo del tipo de suelo por el cual se propagan las ondas.
Por tanto, este trabajo de investigación que se presenta, esta orientado al estudio
de la respuesta del suelo o del sito ante un evento sismico. La atención del
estudio se limita a la zona urbana de Catarina y para ello se realiza recopilación de
información de interés geológico, tectonico, geotécnico, estudios de microtremores
para estimar las FTE mediante técnica de Nakamura, determinación de las
amplificaciones relativas, frecuencias y periodos dominantes, estudio de
prospección sísmica para determinación de velocidades de las ondas SH de los
estratos, estimación de las FTT por el método de Haskell, relación de las FTE de
microtremores con las FTT, realización de mapa de los periodos dominantes y
amplificaciones relativas sobre el área urbana de Catarina.
2. POSICIÓN GEOGRÁFICA Y ALGUNAS CARACTERÍSTICAS
CATARINA
Catarina, Municipio de Masaya, esta localizado en la parte Oeste de la Caldera
2
Volcánica del Volcán de Apoyo, con una extensión territorial de 11.49 Km (Figura
1). Los limites de Catarina son: Al Norte con el Municipio de Masaya, al Sur con el
Municipio de San Juan de Oriente, al Este con la Laguna de Apoyo y Al Oeste con
el Municipio de Niquinohomo.
Figura 1: Mapa de ubicación del Municipio de Catarina.
Datos del Instituto Nacional de Estadísticas y Censo (INEC), para el año 2000 el
total de la población es de 8,299 habitantes, siendo la población urbana de 4,049
habitantes y la población rural de 4,250 habitantes.
La Caldera de Apoyo es una estructura volcánica de forma casi circular de unos 6
km de Diámetro. El punto mas alto del borde de la caldera es de 542 msnm, se
encuentra al Norte de Catarina en el margen occidental y el punto mas bajo se
encuentra a 190 msnm, en el borde Nor-Oriental. La Caldera se ubica dentro de la
Cordillera Volcánica, al Sur-Este de la ciudad de Managua entre el volcán Masaya
y el volcán Mombacho y representa el edificio volcánico más pequeño de esta
zona.
La formación de la caldera ocurrió alrededor de los 23,000 años atrás, del colapso
de un estratovolcán denominado pre-Apoyo, cuyos productos se localizan en el
sector Sureste de la Caldera (Sussman, 1985). Estos productos, están
constituidos por flujos lávicos localmente alterados y piroclastos ácidos e
intermedios. En el borde occidental y meridional se hallan domos dacíticos
recubiertos por potentes acumulaciones de pómez silícea, que se originaron de las
erupciones explosivas del volcán pre-Apoyo y que recubren gran parte de los
territorios aledaños a la Laguna incluyendo aquí la ciudad de Catarina.
La zona del borde externo perteneciente al mirador de la ciudad de Catarina,
presenta pendientes Moderadas a Fuertemente inclinadas, en donde predominan
depósitos Pumíticos recubiertos por las tobas de Ticuantepe. Relacionadas estas
ultimas a erupción del Volcán Masaya.
Las laderas de esta zona, se caracterizan aun por la presencia de una buena
vegetación y de valles profundos que se han derivado seguramente de una fuerte
erosión, en algunos casos, se observan cortes erosivos completamente verticales
que dan formas de cañón.
3. ACTIVIDAD SÍSMICA DE CATARINA
Según informe de INETER, (Tenorio et al., 2000): El día 06 de Julio del 2000, a las
1:30 pm hora local, se registro un terremoto de Magnitud ML= 5.4, en el sector de
la Ermita al Norte de la Laguna de Apoyo, Figura 2.
Figura 2: La estrella en color azul muestra la localización del sismo
en la Ermita, la de color amarillo el sismo de la Ceibita. Informe
mensual: ” Sismos y Volcanes de Nicaragua”, Julio 2000; INETER.
El sismo fue sentido en el Pacifico, fuerte en Managua y muy fuerte en la Laguna
de Apoyo, Masaya, Diriá, Diriomo, Catarina, San Juan de Oriente, Comarcas
cercanas al epicentro, volcán Bombacho y Granada. Los registros de las
componentes Horizontal, Vertical y Transversal de este sismo registrado por la
estación de Masaya (MAS), ubicada en las oficinas de Catastro de INETER, se
presentan en la Figura 3.
Figura 3: Sismo ocurrido en el sector de la Ermita al norte de la Laguna de Apoyo.
Registro de la estación sísmica instalada en Masaya (estación código MAS-acelerómetro).
La Tabla 1, muestra los valores de las aceleraciones máxima registrada en cada
una de las componentes del vector aceleración del sismo. La última casillas
muestra la relación de la aceleración del sismo en función del valor de la gravedad
realizado por INETER.
Registro Sismo de la Ermita
Componente
a/g
n
0.27
v
0.14
e
0.17
Tabla 1: Muestra los valores de la relación de la aceleración del sismo de la Ermita con
el valor de la gravedad realizado por el INETER.
Como puede verse el valor máximo de la aceleración del sismo de La Ermita
registrado por la estación acelerográfica instalada en Masaya, se registra en la
componente Norte con un valor de 0.27 g (comúnmente para registrar la
aceleración máxima de un sismo se utiliza el mayor valor entre las tres
componentes).
Seguidamente a la ocurrencia del sismo de la Ermita, ocurrieron una serie de
réplicas entre las zonas de Masaya, Laguna de Apoyo, Diriá y Granada, que
alcanzaron magnitudes hasta 5.2 (sismo al Noroeste de la ciudad de Masaya, el
día 07 de julio del 2000, estrella en color amarillo en Figura No. 1). Algunas de
estas réplicas fueron fuertes que causaron algunos daños considerables en las
zonas cercanas a los hipocentros, que se localizaron a bajas profundidades. La
mayor actividad sísmica registrada por los equipos de INETER, fue entre los días
del 06 al 09 de Julio, pero la actividad se mantuvo en menor escala en todo el
mes.
Por efectos del sismo de magnitud 5.4 Richter, las construcciones en la parte
Norte de la Laguna se vieron fuertemente afectadas, se observaron
agrietamientos, derrumbes y deslizamientos sobre los suelos y parte de la playa
de la Laguna se hundió por aproximadamente 50 cm.
En Catarina, no se reportaron fisuras en el terreno que puedan estar relacionadas
a los movimientos tectónicos, pero se observaron pocas fisuras milimétricas en el
borde externo superior de la caldera. Los daños observados en las casas (Foto 1 y
2) u otras infraestructuras son mayores acercándose al borde de la laguna. La
parte alta del borde externo oeste de la caldera (al norte y noreste del Mirador) y
se observaron numerosas fisuras semicirculares asociadas al borde caldérico, las
cuales son fuente de futuros movimientos de ladera. En la ladera NO del Mirador,
el sismo de La Ermita provocó la ocurrencia de dos grandes derrumbes en
depósitos pumíticos; (Pérez M y Dévoli G, 2000)
Foto 1:
Foto 2:
Ambas fotos son Tomadas del Informe mensual: ” Sismos y Volcanes de Nicaragua”, Julio 2000; INETER.
En el mismo informe de INETER, (Morales et al., 2000); establecen en la escala
Mercalli:
“Mirador de Catarina. (11º54.76' – 86º04.38'): Agrietamiento en el suelo. Iglesia
con serias afectaciones. Un kiosco de paja caído. Hubo corte de energía eléctrica
al momento del sismo. Los animales se inquietaron. Se movieron objetos pesados
(VII)”.
“Catarina. (11º54.77' – 86º04.40'): Cayeron casas de adobe. Las personas
sintieron como si algo se movía debajo de la tierra en dirección SE – NO. Cayeron
objetos pesados. El tendido eléctrico osciló con violencia y la energía eléctrica
falló. La iglesia quedó agrietada. Las personas no podían correr al momento del
temblor. La tierra se movía como especie de remolino. Los animales domésticos
se inquietaron. Desde lo alto de la iglesia, la cual se encuentra agrietada por
dentro y fuera, cayó una cruz quebrándose al impactar el suelo; en el piso, de esta
misma iglesia, quedaron diseminados toda clase de objetos religiosos y trozos de
imágenes que cayeron de sus pedestales. Una persona observó que el suelo se
movía como un remolino. Los animales domésticos se inquietaron mucho.
Vehículos de regular tamaño se balancearon (VII)”.
El sistema tectónico activado por los sismos del 06 y 07 Julio, corresponden a
fallamientos normales en una estructura de edad reciente y a estructuras
caldericas residuales antiguas, relacionadas a la evolución tectono-volcánica de la
Caldera de Apoyo y al Complejo Volcánico del Volcán Masaya. En Apoyo, el
sistema de fallas que dieron origen al primer sismo, tienen un rumbo NoresteSuroeste y se logran observar en afloramiento pumítico en la zona conocida como
bajadero público (Pérez y Dévoli, 2000).
Según el anterior informe, se contabilizaron 9 fallas en la zona de la Caldera de
Apoyo y otro informe del Sistema Nacional de Prevención, Mitigación y Atención
de desastres (ver informe de Análisis del Peligro por sísmicidad, deslizamientos y
derrumbes en la Laguna de Apoyo; INETER, MARENA, CIGEO, MTI,. 2000), se
contabilizaron 6 fallas normales con un rumbo 35-50º NE con buzamiento al
Sureste.
Por nivel de amenaza sísmica considerado en esta zona por INETER (Figura 4),
es bueno conocer sobre los efectos del suelo ante la ocurrencia indeseada de
sismo en o las cercanías del lugar. Sobre todo, conocer de este efecto en zonas
urbanas donde la concentración de vivienda y seres humanos puede ser
considerable. Tal es el caso de la ciudad de Catarina, que se encuentra localizada
en las cercanías de esta Laguna Cratérica y por efecto de sitio puede enfrentar
graves daños materiales y humanos ante un eventual fenómeno sísmico.
Figura 4: Mapa de zonas de Amenaza Sísmica de Nicaragua. Tomado del Informe
mensual: ” Sismos y Volcanes de Nicaragua”, Julio 2000; INETER.
4. FUNDAMENTOS TEÓRICOS
4.1. EL EFECTO DE SITIO
4.1.1. Definición y características
Las principales variables que influyen en el peligro sísmico son:
Ubicación del epicentro, dada por sus coordenadas y su profundidad focal, con
lo cual queda señalada la ubicación del foco.
Tamaño o magnitud del sismo.
Mecanismo de generación y la dirección de propagación de la ruptura.
Las características del medio a través del cual viajan las ondas sísmicas.
La distancia epicentral.
Las características locales del sitio de observación.
Debido a las incertidumbres y a la complejidad que resulta de incluir todos los
parámetros en un mismo modelo, sólo se consideran las variables más
significativas:
La magnitud del sismo.
El decaimiento (atenuación) de las amplitudes de las ondas sísmicas a medida
que aumenta la distancia epicentral, con lo cual quedan incluidas de
manera implícita las características del medio a través del cual se propagan
las ondas sísmicas.
Las características locales del sitio en observación.
La Figura 5, muestra algunas de las variables antes mencionadas:
Figura 5. Variables más significativas de las que depende el peligro sísmico (modificado de Kuroiwa, 2002).
A la última variable se le conoce como efecto de sitio, y se define como la
influencia de las propiedades geotécnicas, geológicas y topográficas de los
estratos más superficiales de la corteza terrestre en las características de los
movimientos sísmicos esperados para un sitio (Chávez et al., 1987).
De observaciones durante temblores de origen tectónico (Seed and Idriss, 1982) o
debidos a explosiones nucleares (Rogers et al., 1984) se ha llegado a la
conclusión que las propiedades geotécnicas, geológicas y topográficas de los
estratos más superficiales de la corteza terrestre, cuyos espesores son de
decenas o centenas de metros, tienen gran influencia en las características de los
movimientos sísmicos esperados para un sitio. Estos estratos determinan, en gran
medida, la amplitud, contenido de frecuencias y duración del movimiento (Chávez
et al., 1987).
La amplificación de las ondas sísmicas en la zona lacustre del Valle de México es
un fenómeno bastante conocido y documentado (Rosenblueth, 1953; SánchezSesma et al., 1988; Singh et al., 1988a, b). Esta amplificación es la causa más
importante de los daños que se presentan en esta ciudad por influencia de
temblores costeros, cuyas distancias epicentrales son mayores de 350 km (Figura
6).
Figura 6: El esquema muestra la posición relativa de las estaciones que registraron el terremoto de México, el 19 de
septiembre de 1985. Los sísmogramas muestran las componentes E-O de la aceleración y muestran la atenuación de la
amplitud con la distancia, así como la amplificación del movimiento en los suelos sedimentarios y blandos en la zona del
antiguo Lago de Texcoco en México. D. F. Caleta de Campos es la estación mas cerca al epicentro. Teacalco se encuentra
a 332 km del epicentro. El registro de la UNAM a 400 km de distancia, es en suelo rocoso con una aceleración máxima de
4.7 % g; el SCT (Secretaria de Comunicaciones y Transportes), muy cercano al anterior, es en suelo sedimentario blando
con una amplificación de la aceleración de 18.7 % g. (Tomado de M. Celebi. J. Prince et al..1987
Como el efecto de sitio se manifiesta en los estratos superficiales de la corteza
terrestre, para cuantificarlo es necesario determinar la respuesta dinámica de la
estratigrafía de suelo en el lugar de interés. En la naturaleza, el subsuelo puede
presentarse como un depósito de suelos –con diferentes propiedades índice y
mecánicas– cuya base es una formación rocosa (Trueba, 1991). La profundidad
de la roca basal podría estar a varias decenas o centenas de metros bajo la
superficie del terreno. Cuando ocurre un terremoto, la señal sísmica llega a la
formación rocosa basal, se filtra a través del medio estratificado y finalmente se
manifiesta en la superficie libre. Si la amplitud de la señal sísmica en superficie
libre es mayor que la correspondiente en la formación rocosa basal, ocurre una
amplificación del movimiento respecto a la base rocosa. De esta manera, los
parámetros que comúnmente se obtienen para cuantificar el efecto de sitio son: la
amplificación relativa y el periodo natural de vibración del suelo.
4.1.2. Proceso de evaluación
Para realizar el proceso de evaluación de los efectos locales de un sitio, se deben
tomar en cuenta algunos aspectos:
4.1.2.1. Información
Generalmente, al evaluar los efectos locales de un sitio, se realiza una
investigación preliminar sobre aspectos como:
Tectónica y sísmicidad de la región.
Geología local.
Topografía y geomorfología.
Geotecnia (estudios previos).
A partir de la información disponible, es posible ubicar puntos de interés en el
lugar de estudio para registrar movimientos sísmicos del terreno. Además, esta
información permite una mejor comprensión de los resultados obtenidos en el
estudio realizado.
4.1.2.2. Registros sísmicos
Para determinar la amplificación relativa (A ) y el periodo natural de vibración (T )
r
0
del suelo, se utilizan los registros de: movimientos sísmicos fuertes, movimientos
sísmicos débiles o moderados, y microtremores (vibración ambiental). Los
resultados que se obtienen a partir de estos registros, pueden complementarse
con los obtenidos a partir de modelos analíticos de propagación de ondas que
idealizan la estratigrafía superficial como un medio continuo o uno discreto
(Ohtsuki y Yamahara, 1984); para aplicar estos modelos, es necesario contar con
información sismológica de la región donde se encuentra el sitio de interés, así
como con información geotécnica de la estratigrafía en dicho sitio (Chávez et al.,
1987).
4.1.2.2.1. Movimientos sísmicos fuertes
La información más valiosa sobre efectos de sitio para ser aplicada en
microzonación sísmica es el uso directo de registros de movimientos sísmicos
fuertes, debido a que incluyen efectos no lineales y amplios contenidos de
frecuencias. Una de las limitaciones en el análisis de movimientos sísmicos fuertes
es que sólo se aplica para los lugares donde los instrumentos de registro están
densamente colocados y donde la sísmicidad es elevada. Por esta razón, en
muchos casos, los registros de movimientos fuertes no son suficientes para dibujar
curvas detalladas de periodos dominantes del suelo.
4.1.2.2.2. Movimientos sísmicos débiles o moderados
Borcherdt (1970), Rogers et al. (1984), Chávez-García et al. (1995), Lermo y
Chávez-García (1993), entre otros, demostraron buena correlación del factor de
amplificación para un sitio entre datos de movimientos débiles o moderados y
datos de movimientos fuertes. Una parte controvertida de la aplicabilidad de estos
registros es la presencia de efectos no lineales durante movimientos sísmicos
fuertes del terreno. Sin embargo, aportan información útil para realizar una
estimación preliminar del nivel de amplificación del suelo durante un sismo.
4.1.2.2.3. Microtremores (vibración ambiental)
La superficie terrestre vibra constantemente, con amplitudes muy pequeñas del
orden de micrómetros que se llaman vibraciones ambientales. Kanai y Tanaka
(1961) definen los microtremores como vibraciones del suelo con amplitudes entre
-5
-4
1x10 y 1x10 centímetros, con periodos de 0.05, 0.1 a 1.0, 2.0 segundos,
generados por el tránsito vehicular, operación de centros fabriles, el viento que
hace oscilar árboles, edificios, etc.; como resultado de sus investigaciones con
microtremores, concluyeron que el periodo dominante para un movimiento sísmico
fuerte o débil está bastante relacionado con el periodo dominante para
microtremores (Figura 7). Desde los trabajos de Kanai en la década de los 50, los
microtremores se han convertido en una de las herramientas más utilizadas para
evaluar el efecto de sitio.
Figura 7: Comparación de la relación Frecuencia-Periodo
entre sismos y microtremores (Kanai et al.. 1961)
Para algunos sitios de la Ciudad de México donde se tienen registros de
movimientos fuertes en la zona lacustre, el periodo asociado al máximo del
espectro de Fourier de aceleración es muy parecido al periodo fundamental del
suelo (Singh et al., 1988a); el periodo para el cual ocurre la mayor amplificación
parece estar relacionado con el periodo del modo fundamental de vibración de la
capa de arcilla más somera (Lermo y Chávez-García, 1994a). Los periodos
asociados a los máximos espectrales de microtremores ocurren,
aproximadamente, para los mismos periodos asociados a los máximos del
espectro de Fourier de aceleración de movimientos fuertes (Lermo y ChávezGarcía, 1994b).
No obstante los cuestionamientos que se han hecho sobre su utilidad (Gutiérrez y
Singh, 1991; Lachet y Bard, 1994), las mediciones de microtremores siguen
presentando un alto atractivo para la caracterización de la respuesta de un sitio,
tanto por su sencillez de operación y su bajo costo como por la rapidez con que se
obtienen resultados.
4.1.2.3. Técnicas de análisis
Básicamente, son tres las técnicas utilizadas para el análisis de los registros
sísmicos: directamente de la densidad espectral de potencia, el cálculo de la razón
o cociente espectral con un sitio de referencia, y el cálculo de la razón o cociente
espectral entre las componentes horizontales y la vertical de un mismo registro. A
las razones o cocientes espectrales también se les conoce como funciones de
transferencia, cuya representación gráfica consta de:
En el eje de las ordenadas, la amplificación relativa (cociente espectral).
En el eje de las abscisas, la frecuencia. Por lo general, las gráficas se
presentan con dominio en la frecuencia.
4.1.2.3.1. Cociente o razón espectral relativa a un sitio de
referencia
Fue introducido por Borcherdt (1970). También se le conoce como cociente o
razón espectral estándar. Consiste en calcular un cociente de amplitudes
espectrales, de la siguiente manera: el numerador corresponde al espectro de
amplitudes de Fourier de la señal sísmica registrada en el sitio de interés, y el
denominador es el espectro de amplitudes de Fourier de la señal sísmica
registrada en un sitio de referencia. Como se pretende determinar la respuesta
dinámica de la estratigrafía de suelo en el lugar de interés, lo ideal sería ubicar la
estación de referencia en la formación rocosa basal; sin embargo, esto sería poco
práctico y muy costoso debido a la considerable profundidad a la cual podría
encontrase. Por esta razón, el sitio que servirá como referencia, en superficie,
debe seleccionarse cuidadosamente de manera que sus niveles de amplificación
sean los mínimos. Generalmente, se seleccionan terrenos rocosos; la idea es que
el registro en roca sea representativo del campo de ondas incidente en la interfase
de la formación rocosa basal y el medio estratificado, y evitar así errores de
interpretación en los resultados.
Si el valor de dicho cociente es cercano a la unidad, para una determinada
frecuencia, se concluye que no hay amplificación significativa del movimiento
sísmico del suelo en el sitio de interés respecto a la del sitio de referencia. Si el
valor del cociente es mayor o menor que la unidad, para una determinada
frecuencia, se concluye que hay una amplificación o una deamplificación –
respectivamente– de dicho movimiento.
Como vemos, para utilizar esta técnica es necesario contar con dos registros
sísmicos simultáneos: uno en el sitio de interés y el otro en el sitio de referencia.
En ocasiones esto no es posible, ya sea por una falla instrumental en alguna de
las estaciones, o por la escasa instrumentación sísmica que impide la obtención
de registros en los sitios de interés.
4.1.2.3.2. Cociente o razón espectral H/V para un mismo sitio
Fue introducido en el contexto de análisis de microtremores por Nakamura (1989).
Se le conoce también como técnica de Nakamura, técnica H/V o simplemente
REHV, y puede aplicarse incluso a los registros de movimientos sísmicos fuertes o
débiles (Lermo y Chávez-García, 1993). Para este cociente, no se requiere una
estación de referencia. Consiste en calcular un cociente de amplitudes
espectrales, de la siguiente manera: el numerador corresponde a las amplitudes
del espectro de Fourier de la componente Norte-Sur o la Este-Oeste del registro
obtenido, y el denominador corresponde a las amplitudes del espectro de Fourier
de la componente vertical del mismo registro.
Esta técnica, aplicada a registros de microtremores, ofrece una estimación
aproximada de la frecuencia natural de vibración del terreno, pero subestima
demasiado los valores de amplificación relativa del suelo (Lermo et al., 1987b;
Lermo et al., 1994b; Riquer et al., 2003). Además, sólo nos permite obtener el
periodo asociado al primer modo de vibrar de la estratigrafía del sitio, pero no
define los periodos para modos superiores (Riquer et al., 2003).
Aunque la técnica H/V aplicada a registros de sismos permite una mejor
estimación de la amplificación relativa en comparación con la técnica H/V aplicada
a microtremores, también proporciona información sólo del primer modo de vibrar
del suelo. La razón espectral estándar aplicada a sismos fuertes y/o débiles es
más confiable que estas dos, ya que permite obtener los niveles de amplificación
relativa más severos dentro de los eventos registrados, y además permite definir
los periodos asociados a modos de vibrar superiores (Lermo y Chávez-García,
1994a).
Lermo y Chávez-García (1994a, b) compararon los resultados que obtuvieron de
la técnica REHV aplicada a microtremores con los que obtuvieron de la técnica
razón espectral estándar aplicada a registros de temblores. Concluyeron que los
microtremores, cuando son analizados con la técnica REHV, permiten una
estimación bastante aproximada del periodo dominante (T ) de sedimentos sujetos
0
a amplificación dinámica, en un intervalo de frecuencias de 0.3 a 10 Hz, junto con
una estimación preliminar del nivel de amplificación relativa (A ).
r
4.1.2.4. Resultados
Por lo general, los estudios de efecto de sitio están enfocados a determinar, para
las estratigrafías de suelo que subyacen a los puntos de medición, los siguientes
parámetros de comportamiento dinámico:
Periodos dominantes de vibración. Pueden presentarse en mapas de
distribución de periodos o en mapas de curvas de isoperiodo.
Amplificaciones relativas del movimiento. Pueden presentarse en mapas de
distribución de amplificaciones relativas o en mapas de curvas de
isoamplificación relativa.
Mapas de microzonificación sísmica. Basados en la configuración de las
curvas de isoperiodo.
Y en menor cantidad:
Perfiles de velocidades de propagación ondas de cortante (β) a través del
medio estratificado.
Mapas de microzonificación por peligro de: fallas activas, inestabilidad de
taludes, inundaciones, agrietamientos.
4.2. MÉTODO DE NAKAMURA
Para estimar la función de amplificación de un estrato de suelo con respecto a otro
que tiene caracteristicas diferentes (FTE), usualmente se calculan los cocientes
espectrales de las componentes horizontales registradas en terreno blando
relativamente a una estación de referencia (Borcherdt, 1970). Para esto se
obtienen señales de un conjunto de estaciones, una de las cuales (colocada en
roca) sirve de referencia.
Aunque el cálculo de las FTE ha resultado ser muy útil para evaluar efectos de
sitio en una amplia variedad de ambiente (Borcherdt y Gibas, 1976; Jarpe et al.,
1988; Singh et al., 1988 a y b; Chávez-García et al., 1990), esta técnica tiene
limites para estimar los efectos de sitio. Uno de los más importantes es que
requiere de una estación de referencia adecuada. Una alternativa para evaluar la
FTE, que no requiere una estación de referencia, fue originalmente propuesta por
Nakamura (1989) para interpretar mediciones de microtremores.
.Para el desarrollo de esta técnica conocida como cociente horizontal sobre
vertical (Horizontal to Vertical Spectral Ratio, HVSR, por sus siglas en inglés),
Nakamura plantea varias hipótesis. Él supone que los microtremores consisten
fundamentalmente en ondas Rayleigh, y que los efectos de amplificación de un
sitio, son debidos a la presencia de un estrato blando sobre un semi-espacio.
Según Nakamura, en el dominio de la frecuencia hay 4 amplitudes espectrales
comprometidas: las componentes horizontales y vertical del movimiento en la
superficie y en la base del estrato blando (Figura 11). Él asume que el movimiento
del microtremor es producido por fuentes muy locales tales como el tráfico.
Suponiendo ahora que las fuentes locales no afectan el movimiento del
microtremor en la base del estrato del suelo, es posible estimar la amplitud de la
fuente, A , por el cociente:
s
(1)
Donde V es la amplitud del espectro del componente vertical del movimiento en la
s
superficie y V es la amplitud del espectro del componente vertical del movimiento
b
en la base del estrato. Nakamura define una estimación de los efectos de sitio, S
como el cociente:
e
(2)
Donde H es la amplitud del espectro de Fourier del componente horizontal del
s
movimiento en la superficie y H es la amplitud del espectro de Fourier del
b
componente horizontal del movimiento en la base del estrato.
Para compensar los efectos de sitio (S ) por el efecto de la fuente, se calculan los
efectos de sitio modificados, S , así:
e
m
(3)
Lo cual es equivalente a escribir:
(4)
Si finalmente se acepta que el cociente H / V = 1, los efectos de sitio corregidos
por la fuente serán:
b
b
(5)
Esto indica que la estimación de los efectos de sitio está dada por el cociente
espectral de la componente horizontal sobre la componente vertical del
movimiento en la superficie.
La hipótesis de que: H / V = 1; fue verificada experimentalmente por Nakamura
b
b
(1989), usando registros de microtremores obtenidos con mediciones en pozo.
Lermo y Chávez-García (1993) verificaron si las hipótesis de Nakamura eran
consistentes. Ellos supusieron que tenían una onda Rayleigh (modo fundamental)
propagándose en un estrato sobre un semiespacio. De ser ciertas las
suposiciones de Nakamura, la elipticidad en la superficie (cociente del movimiento
horizontal sobre vertical) debía ser semejante a la función de transferencia de un
modelo I-D con incidencia vertical de una onda S. Adicionalmente, la elipticidad en
la interfase sedimentos sub-estratos debería ser cercana a la unidad. Los sitios
elegidos para hacer esta prueba fueron dos estaciones de movimientos fuertes en
la Ciudad de México. La primera estación sobre suelo blando (zona de lago) y la
última sobre suelo más duro (zona de transición). Los resultados obtenidos
presentaron una buena aproximación de las curvas para la frecuencia de
ocurrencia del más alto pico de amplificación entre la función de transferencia
unidimensional y la elipticidad en la superficie, lo cual, corrobora la expuesto por
Nakamura.
4.3. MÉTODO DE HASKELL
Los efectos de la geología y topografía locales en la respuesta sísmica de un sitio
determinado, han sido estudiados ampliamente por diferentes métodos.
Recientemente se han logrado modelar irregularidades bi y tridimensionales,
utilizando para ello métodos de fronteras. Sin embargo, estos métodos, aún son
complicados y hasta ahora están restringidos a geometrías simplificadas y
frecuencias relativamente bajas.
Los modelos unidimensionales, son en cambio de muy fácil manejo y por ello han
sido muy utilizados en problemas de riesgo sísmico (Sánchez-Sesma, 1985). Para
ello se supone al suelo formado por estratos paralelos de extensión horizontal
infinita. La anterior aproximación, desprecia los efectos que pueden ocasionar las
irregularidades laterales, ello ha dado buenos resultados cuando las capas,
aunque sólo aproximadamente horizontales, presentan altos contrastes de
propiedades (caso del Valle de México).
El método de Haskell (1962), quien hizo correcciones del método matricial de
Thomson (1950), por ello conocido como el método de Thomson-Haskell, es un
método que permite calcular la función de transferencia de una estratigrafía
determinada. El método es ampliamente utilizado en sismología, utilizando para
ello resultados o estudios de la teoría de vibraciones casuales. Aunque el método
solo admite estratos planos y paralelos, la solución satisface exactamente las
condiciones de frontera en todo el dominio y permite considerar incidencia oblicua
de ondas SH (Ondas S polarizadas horizontalmente).
Cuando se consideran varios estratos sobre un semiespacio, las ecuaciones de
movimiento son distintas en cada estrato, pues de uno a otro varían las
propiedades mecánicas. Ante la incidencia de ondas elásticas se deben resolver
las ecuaciones y satisfacer las condiciones de frontera en las interfases, si se
desea conocer el movimiento en cualquier punto de la estratigrafía.
El método matematico de Haskell, es un poco complejo y extenso para tocar en un
informe técnico de este tipo (mas información Chávez-García y Sánchez-Sesma;
1986 y Romero C, 2004). De lo anterior, sólo mencionaremos los aspectos finales
de la relación de algunos parámetros físicos de cada estrato, en especial para el
caso de una capa homogénea:
Hay que considerar en el modelo teórico, que la propagación de las ondas
sísmicas a través de las diferentes capas del subsuelo deben tomar las siguientes
condiciones:
a) Que el comportamiento del suelo sea lineal para cualquier nivel de
excitación.
b) Que los estratos del suelo sean horizontales y se extiendan lateralmente
hasta el infinito, para que en ellos no se incluyan efectos de irregularidad
lateral.
Además, que los estratos descansen sobre un semiespacio homogéneo.
Donde el periodo de vibración para el caso de una capa se contempla por la
expresión:
Donde:
n = 0, 1, 2, 3........
Para una incidencia normal y el primer modo de vibración se tiene que el periodo
de vibración es:
Donde: H es el espesor del estrato y β representa la velocidad de la onda
e
sísmica en el estrato.
4.4. PROSPECCIÓN SÍSMICA HORIZONTAL
Para poder procesar la función de transferencia teórica con el método de Haskell,
es necesario introducir algunos parámetros físicos de los estratos por los cuales
se transfiere la onda. La velocidad con que la onda viaja, es uno de estos
parámetros y para poder determinarla existen diferentes métodos geotécnicos y
sísmicos. En nuestro caso, para poder determinar las velocidades de las ondas,
hemos utilizado uno de los métodos sísmicos: La
“Prospección Sísmica
Horizontal”, proceso que se detalla a continuación.
Este método consiste en el registro de las ondas sísmicas producidas mediante
impactos o cargas de dinamita; las ondas producidas se captan con geófonos en
varios puntos localizados a lo largo de una línea (tendido o perfil). En general, la
fuente emisora de las ondas se coloca en algún punto del perfil, repitiendo cada
prueba 4 o 5 veces con objeto de promediar los tiempos de arribo a cada uno de
ellos.
Para realizar este tipo de estudio, existen dos tipos de técnicas: la de reflexión,
que se basa en la determinación de los tiempos de arribo de las ondas reflejadas y
la de refracción que se basa en los de las ondas refractadas. Esta última es la
más empleada, debido a que las velocidades de las ondas longitudinales se
determinan a partir de los tiempos de arribo de la primera onda a cada geófono
(Figura 8); con ello es posible determinar la profundidad de los estratos
subyacentes cuando la rigidez de cada manto aumenta con la profundidad.
Figura 8: Registro de ondas SH, los registros muestran inversión de fases (la superposición de
las curvas es útil para determinar el tiempo de llegada de las ondas).
Desde el punto de vista de la ingeniería sísmica, las ondas de cortante
desempeñan un papel importante. Por lo tanto, debido a que en un registro de
explosiones con dinamita este tipo de onda es difícil de identificar, se han
desarrollado dispositivos y métodos especiales que permiten generar ondas SH,
como el que se aprecia en la Figura 9: Que es precisamente el método que se ha
utilizado en este trabajo para generar ondas SH.
Figura 9: Arreglo simplificado de prospección horizontal. La placa metálica y el tablón, al
interactuar con el mazo actúan como fuentes generadoras de ondas SH.
Para determinar las velocidades en los estratos, es necesario conocer los tiempos
de llegada de la onda SH a cada geópono y las distancias a la cual estos están
colocados respecto a la fuente. Una vez determinados los anteriores parámetros,
es útil graficar en un diagrama x v t, y determinar las pendientes (pendientes =
s
velocidades), para cada una de los trozos de puntos que siguen una trayectoria
definida (recta). Estas desigualdades en el conjunto de puntos, definen el número
de estrato y las velocidades para cada uno de ellos. La Figura 10, trata de
presentar lo descrito anteriormente.
Figura 10: Grafico distancia vs tiempo de llegada de las ondas SH a cada uno de los geófonos.
Cada trozo, se interpreta como un estrato para el cual se puede determinar la velocidad por medio de la
pendiente de la recta. En la tabla se presentan los valores de las pendientes para cada uno de los casos.
5. INSTRUMENTACION Y TRABAJOS A REALIZAR
5.1. Equipos de Medición
Para realizar las mediciones de microtremores en la Ciudad de Catarina se han
utilizado dos acelerómetros de fabricación USA:
Un Equipo Etna de Kinemetrics (Foto 3), propiedad del INETER, con las
características siguientes:
• El vector de aceleración del movimiento del suelo lo detecta en las tres
componentes: Horizontal (H), Vertical (V) y Transversal (T), es decir, en las
componentes (x, y, z).
• La detección de este movimiento lo realiza mediante tres sensores, cuya
componente horizontal debe orientarse en la dirección Norte del sistema de
coordenada geográfico.
• La señal que registran los sensores son digitalizada con un convertidor
analógico-digital de 18 bits y la máxima aceleración que el equipo puede
detectar o registrar es de 2 g.
• El registro digital se efectúa en dos tarjetas de memoria de 6 Mb, cuyas
capacidades son suficientes para almacenar datos de algunas decenas de
sismos.
Y un equipo Etna K2 de Kinemetrics (Foto 4), propiedad del CIGEO, cuyas
características son las mismas que las anteriores, con las siguientes variantes:
• Además de las componentes: Horizontal (H), Vertical (V) y Transversal (T), en
la parte interna del equipo, funcionan acoplado al equipo tres cables de
conexión que pueden adherirse a las paredes de una vivienda y detectar el
vector aceleración de las paredes de la misma, para ello se tienen
igualmente tres direcciones (x, y, z). Los Seis sensores pueden o no,
trabajar simultáneamente.
• La señal la registra un convertidor analógico-digital de 19 bits y la máxima
aceleración que el equipo puede detectar o registrar es de 1 g. Los registros
se efectúan en dos tarjetas de memoria de 16 Mb.
da uno de los
ados por cada uno de los geófonos son transferidos por una interfase
c
5.2. Trabajos de Campo Para el desarrollo del trabajo de campo en las med
m
inicialmente los siguientes procedimientos: • De un mapa topográfico de INETER
a escala 1:50000, se localiza el área de estudio y se amplifica la zona
comprendida del casc
manera, que las calles• Se estudia la topograf
con posibles puntos de medición de los microtremores en el casco urbano de la
ciudad y posibles puntos de expansión. • En visita de campo a la zona,
nuevamente se reubican los puntos de medición en función de la topografía (vista
en e
parques, iglesias, alcaldía, etc.) • Se realizan las primeras 30 mediciones de
microtremores en el mes de diciembre del 2003 (Foto 5), para ello, se usa
el acelerómetro de INETER (Foto 3 ), tomando una medición por punto.
bre del 2004, se realizan en el ba
(coordenadas UTM: 600858 Este y 1316543 Norte), mediciones de sísmica de
refracción de ondas SH. Para ello, se utilizan 12 geófonos de detección
horizontal, colocados sobre un perfil a lo largo de la calle (Foto 6 y Mapa 3
en Anexos). Como fuente emisora de las ondas SH se
tablón, sobre el cual se coloca un vehículo y seguidamente se le dan golpes
laterales con un mazo, colocando previamente la placa metálic
tablón. La Fotos 6 y 7; muestra con mas claridad este procedimiento. .Se
realizan con los golpes verticales sobre la placa metálica 5 mediciones y
con el tablón se realizan 5 mediciones por cada lado. Lo anterior permite
que se pueda establecer un promedio en las velocidades de las ondas
encontradas. Estos resultados serán utilizados para la determinación de las
FTT por el método de Haskell.
registros digitalizados de los movimientos de vibración ambiental en el terreno
p
K
ica la función de transformada de Fourier (espec
c
ra
se presentan en las Figuras 12, 13, 14, 15, 16 y 17; muestran
cantidad de mediciones realizadas por punto (1 o 2 mediciones respectivamente).
Al conjunto de las FTE resultantes, se les extrae una curva promedio (ver curvas
de FTE de Catarina), a cual se le extrae la información necesaria para evaluar los
valores de A y F . 5.3.1.1. Curvas FTE de Catarina Las F
to
0
0
ores realzadas en el área urbana d
m
corresponden a los puntos de medición del 1 al 55. Las Figuras 16 y 17, muestran
las FTE obtenidas con el equipo del INETER, correspondientes a los puntos del 56
al 85. Para el análisis de estas curvas, se toman en cuenta los valores de las
frecuencias picos que sobre salen de cada una de las curvas con una
amplificación de 2 a más. Algunas veces se toman picos por debajo de 2 (cuando
aparecen curvas co
c
mismas), estos son señalizados como puntos de probable efecto de sitio.
P
v
o
las bases de arranque de la construcción de una
Del análisis de todas las FTE promedios, se determinan la amplificación relativa
A la frecuencia dominante F y de esta última los valores del periodo dominante
0,
0
T del suelo o sitio de la medición. Estos valores son tomados como parte de la
0
respuesta del sitio, la Tabla 2 muestra todos estos valores y registra algunas
observaciones de ellos.
5.3.1.2. Tabla de valores de Frecuencia dominante (F ), Periodo (T ),
0
0
Amplificación (A ), Coordenadas y Observaciones de microtremores en
0
Catarina.
o (hz) To (seg.) Ao Coordenadas UTM Observaciones
601340
Este Norte
0.77 4
601073 1316853 No se observa efecPosible e
45
3
0.33
2
600960 1316855 600857
1316838
fecto de sitio en 3 erva
efecto de sitio.
00697
316811
22
6 600594
1
1316797
2
600488
1316773
9
600521
1316697
10
600555
1316590
11
600606
1316488
600695
1316507
13
600776
1316525
14
600876
1316541
2
600887
1316307
2
600901
1316464
600925
1316564
2
600897
1316687
2
600897
1316687
600873
1316774
647
8
8
9
12 2
0.25
0.13
0.50
15 8
16
.5
2
17
18
.5
18
.5
0.67
19
20
.3
0.77
3
601329
1316924
20
12
0.50
2
601329
1316924
21
.3
3
601357
1316838
22
1
0.77
601017
1316437
23
8
0.13
2
600962
1316499
24
9
2
600892
1316576
600804
1316713
600743
1316799
3
600702
1316869
2
600702
1316869
600648
1316948
25
0.11
26
27
1.5
27
9
28
0.67
No se obPo
sible efecto de sitio en 4
hz. Posible efecto de sitio
en 8 hz.
Hay Efecto de sitio en 9
hz.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
Hay Efecto de sitio en 2
hz.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio
. Posible efecto de sitio en
8 hz.
Posible efecto de sitio en
3.5 h
No se observa efecto de
sitio.
Hay Efecto de sitio en 1.5
hz
. Hay Efecto de sitio en
2.5 hz.
No se observa efecto de
sitio.
Hay Efecto Topográfico en
1.3 h
zHay Efecto Topográfico
en 2 hz.
Hay Efecto Topográfico en
1.3
No se observa efecto de
sitio.
Posible efecto de sitio en
8 hz.
Posible efecto de sitio en
9 hz.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
Hay Efecto de sitio en 1.5
hz.
Posible efecto de sitio en
9 hz.
No se observa efecto de
sitio.
29
.5
29
0.67
2
600576
1317020
.5
2
600576
1317020
30
2
2
600486
1317110
30
9
2
600486
1317110
31
600388
1317199
32
600520
1316855
33
600602
1316864
34
600706
1316908
35
600823
1316936
36
600952
1316945
37
601048
1316969
38
601136
1317054
39
.5
3
601210
1317145
40
.3
3
601206
1317335
601359
1317493
41
42
.3
3
601029
1316924
43
2
2
601041
1316838
44
2
2
601043
1316708
45
3
2
600860
1316662
600769
1316632
2
600755
1316585
0.33
46
47
2
47
10
0.10
2
600755
1316585
48
14
0.07
2
600629
1316592
49
.5
0.40
2
600518
1316558
49
.5
0.22
2
600518
1316558
50
.5
2
600641
1316674
51
52
.6
2
600606
600460
1316845
1316634
0.63
Hay Efecto de sitio en 1.5
hz.
Hay Efecto de sitio en 2.5
hz.
Hay Efecto de sitio en 2
hz.
Posible efecto de sitio en
9 hz.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
Hay Efecto de sitio en 1.5
hz.
Hay Efecto de sitio en 1.3
hz.
No se observa efecto de
sitio.
Hay Efecto de sitio en 1.3
hz.
Hay Efecto de sitio en 2
hz.
Posible efecto de sitio 2
hz.
Posible efecto de sitio en
3 hz.
No se observa efecto de
sitio.
Posible efecto de sitio en
2 hz.
Posible efecto de sitio en
10 hz
Hay Efecto de sitio en 14
hz.
Posible efecto de sitio en
2.5
Posible efecto de sitio en
4.5 hz
Posible efecto de sitio en
4.5 h
Hay Efecto de sitio en 1.6
hz.
No se observa efecto de
53
4
0.25
2
600581
1316683
54
5
0.20
2
600686
1316730
55
2
0.50
3
600809
1316790
56
1.3
0.77
4
601335
1316889
601144
1316859
601021
1316856
59
600891
1316852
60
600737
1316827
61
600608
1316801
62
600468
1316766
63
600625
1316751
64
600877
1316776
65
600909
1316649
66
600896
1316313
600812
1316076
600712
1315982
600968
1316685
70
600832
1316668
71
600898
1316570
72
600880
1316543
73
600753
1316561
74
600745
1316515
75
600613
1316583
76
600528
1316566
77
600495
1316642
78
600559
1316612
600658
1316635
57
58
67
0
9
2
2
68
69
79
.3
.5
2
2
sitio.
Hay Efecto de sitio en 4
hz.
Hay Efecto de sitio en 3
hz.
Hay Efecto de sitio en 2
hz.
Hay Efecto Topográfico en
1.3 hz
No se observa efecto de
sitio.
Posible efecto de sitio en
10 hz
No se observa efecto de
sitio
No se observa efecto de
sitio
No se observa efecto de
sitio
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
Posible efecto de sitio en
9 hz.
No se observa efecto de
sitio.
Hay Efecto de sitio en 1.3
hz.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
No se observa efecto de
sitio.
Hay Efecto de sitio en 1.5
hz.
No se observa efecto de
sitio.
Hay Efecto de sitio en 1.5
hz.
80
9
2
600525
1316716
81
9
2
600569
1316865
82
9
2
600669
1316907
83
10
2
600806
1316923
84
3
2
600969
1316946
84
9
0.11
2
600969
1316946
85
.3
0.77
3
601336
1317434
Hay Efecto de sitio en 9
hz.
Hay Efecto de sitio en 9
hz.
Posible efecto de sitio en
9 hz.
Posible efecto de sitio en
10 hz
Hay Efecto de sitio en 3
hz.
Hay Efecto de sitio en 9
hz.
Hay Efecto de sitio en 1.3
hz
to d
dos los
valores de
y efec
de la
lificació
os los punto
rvas. La
confi
UTM y algunas observaciones
como: ef con posible efecto de
sitio, algunos pi
rmación de estos puntos puede
ser confir
2: Laposib
0.10
F
0áfic
stos
oordenadas
geograficas ene
en los gr
alen en las
s.
efecto de sitio”, no
observa impl
ia, un
riodo y una
pe
amplificación
s
uelo. Este valor puede estar antes o despues a los extremos de frecuencia
mínimas (1 hz) y máximas (15 HZ) para los cuales es significativo el efecto de
sitio. uede observarse en la tabla, qu
P
3 y 4 veces (los valores de amplificación están redondeados tomando en cuenta
los estudios realizados por Lermo et al., 1987b; Lermo et al., 1994b; Riquer et al.,
2003; y además son adimensionales, es el resultado de la relación de dos
funciones H/V o H/T), se encuentran en el dominio de las bajas frecuencias entre
los 1.3 h
in
(puntos cercanos a la Laguna). Existe también una serie de valores de
amplificación 2, algunos de ellos son tomados como puntos de posible efecto de
sitio. En estos casos, los valores de frecuencia dominante oscilan entre dos
espectros, uno de ellos entre los 2 hz y los 5 hz; y el otro entre los 8 hz y los 14 hz.
T
Catarina (Anexos-Mapa 2). De la misma manera, se encuentran distinguidos en
diferentes colores los puntos con efecto de sitio, posible efecto de sitio y puntos
con efecto topográfico (Anexos-Mapa 3). En los Mapas 4 y 5 de Anexos, se
encuentran ubicados los puntos con T
v
Hay que señalar, que algunos de estos puntos pueden tener dos o más valores
de T y A , ya que un determinado sitio puede resonar en el dominio de diferentes
0
0
modos de frecuencia o un espectro de frecuencia.
5.3.2. Registros de sísmica de refracción con ondas SH Los registros de
sísmica de refracción qu
(F
ada, la distancia de la fuente y distancia de cada geófono r
e
de llegada en (ms), estos valores son graficados (x vs t), y generan una curva con
cierta característica (Figura 19). La curva puede presentar diferentes puntos de
inflexión, originando así una familia de rectas con diferentes valores de
pendientes. Cada recta representa un estrato y valor de la pendiente, representa
el valor de la velocidad de cada uno de estos estratos. En la Figura 19 se
muestran estas rectas: la celeste representa el 1er estrato con una velocidad de
celeste de 782 m/s, verde 2do. estrato con velocidad de 345 m/s, entre la verde a
la violeta, 3er estrato, se genera entre ellas un salto que puede interpretar como
una capa de baja velocidad a la cual se le determina un valor de 200 m/s y la de
color violeta 4to. estrato con velocidad de 667 m/s (Tabla 3).
(m/m2 = v2 m3= v3 m4 = v4 /s)
s) (m/s) (m/s) (m
Tabla 3: V
s de las velouno de l
es encontratratos.
Onda
arina
-C
para cada
3.3. Determinación de las FTT - Haskell
C
p
s de espesor de los estratos, velocidad uación de las ondas SH, es capaz
de determinar una curva que resalta las
a
caracteristicas del suelo. (Figura 20).
Curva FTT Haskell10
A
(F
to
Barrio Latino, Catarina: Microtremores-Haskell10
Datos de Haskell-Catarina
Espesor Dens.PAmt. O.S
idadVeloc. O.PVeloc. O.SAmt. O
600.0 200.0 0. 2,100.0 667.0 0.0
2.3
abla 4
), velo
3
ad
05
0.01
enta: es
as S (m
gún d
d de onda
den, cada
(m/s), ve
lumna repr
dad de
son
tiles pa
mod
or (m),
ar ac erogr
r
ados en una estación de referencia ubicada
ocer la respuesta del sitio ante dicho evento.
5.3.5. Relación de la FTT con promedios de FTE Las curvas FTT se comparan
con las curvas promedios FTE d
c
almente estos valores bajos de frecuencia dominant
o
las caracteristicas topográficas que este lugar presenta, estos valores de altas
amplificaciones están asociadas a efecto topográfico. Existen otros puntos
ubicados dentro del área urbana de Catarina, cuyas amplificaciones están en este
rango (ver Mapa 4 en Anexos), en estos casos es posible, según el modelo
sísmico de Haskell que se encuentre depósitos de espesores de 25 m con
velocidades promedios de 200 m/s. Seguramente, esa capa de velocidad baja es
la causante de tener dichos máximos en amplitudes y bajas frecuencias
dominantes. Puede observarse que la curva de FTT y las curvas FTE generadas,
coincide bastante bien, sobre todo en su punto de máxima amplificación. Por otro
lado, el modelo predice 3 picos por debajo de 2 veces de amplificación
p
en las frecuencias mencionadas. Algunas de estas FTE (Figura 22), están en los
rangos señalados. Curvas Promedios: Frecuencias 1-2 hz10Curvas Promedios: Amplificacion 210
c
probable efecto de sitio.
El conjunto de curvas FTE que se presentan en ambas figuras, son valores
promedios de cada punto de medición y en general puede interpretarse el
promedio de las mismas como la curva FTE cara
u
6. CONCLUCIONES Las Funciones de Transferencias Empíricas (FTE) o
estimaciones de Lermo
preferenciales en tres tipos de valores de frecuencias: • La primera banda de
frecuencia y la que más llama la atención, son las frecuencias dominantes
bajas, cuyos picos máximos están entre 1.3 a 2.5 hz, con valores de periodos
dominantes que
topográficos ocasionados por la forma topográfica de la ladera de la
Laguna de Apoyo y son puntos donde generalmente se dan las más
altas amplificaciones, entre los valores de 3 a 4 veces (ver Mapas 4 y
5). Por otro lado, aparecen otros puntos en este mismo rango de
frecuencia que van alejándose de la ladera de la laguna y que no
pueden ser asociada al efecto que estas provocan, estos valores de
frecuencia están seguramente relacionados a potentes depósitos con
espesores de 25 m y con velocidades bajas con promedios de 200
m/s. Estos espesores pueden ser relacionados geológicamente con
los grandes espesores de pómez que se ven a simple vista en las
laderas del mirador de Catarina. La segunda banda de frecuencia, es
una banda baja-intermedia entre los valores de 2.5 a los 5 hz,
periodos dominantes entre 0.40 a 0.20 segundos y amplificaciones
de 2 veces.
• Y la tercera, es una banda de frecuencias altas con valores entre los 8
a los 14 hz, periodos dominantes entre 0.13 a los 0.07 segundos y
amplificaciones de 2 a un poco menos de
Por tanto, se puede decir que las frecuencias dominantes para los
suelos de Catarina están principalmente en las bajas frecuencias
dominantes de 1.3 a 2.5 hz y en menor gra
viviendas de uno y dos pisos antiguas no colapsaron con el sismo de la
Ermita. Estos rangos de frecuencias, probablemente tengan algún
efecto sobre estructuras mayores de los 8 pisos. Al contrario de lo
anterior, existe una microzona cercana al Cementerio de Catarina
que registra valores de periodos dominantes bajos T = 0.11 s, con
0
valores de frecuencias dominantes en
algún efecto sobre estructuras pequeñas menores a los 3 pisos (ver
Mapas 4 y 5 de Anexos). El sismo ocurrido en la Ermita en el año
2000, cuya magnitud y fuente ubicada en la cercanía a la ciudad de
Catarina, pudo haber causado graves daños o colapso s
de las viviendas no coinciden con las frecuencias dominantes
encontradas en el lugar por la técnica de Nakamura (los daños que
ocurrieron en algunas viviendas durante este sismo, posiblemente
fueron debidas a la tipología constructiva de las viviendas y al
mantenimiento de las mismas, ver Fotos 1 y 2). e los registros de
sísmica de refracción de ondas SH y el método de stos análisis no se
toman en
to
uno de estos lugares), se tiene: • Se encuentran velocidades de ondas SH en el
barrio Latino de Catarina de 782 m/s, 345 m/s, 200 m/s y 667 m/s y espesores de
7m, 15m y 25m de los estratos. E
La modelación de las curvas de Transferencia Teóricas por el método
de Haskell, se predice cuatro picos de frecuencia dominantes: un
pico de menor frecuencia que sobre sale a los demás
2 veces de amplificación (Figura 20). Gran parte de los suelos de
Catarina, sobre todo en los puntos en que las Funciones de
Transferencia Empírica se relacionan bastante bien con las
Funciones de Transferencia Teórica d
caracteristicas estratigráficas de: espesores, densidades y velocidades
de ondas SH (Tabla 4 y Figuras 22, 23) NDACIONES Las altas
amplificaciones registradas por
lugar, sugiere tom
el año 2000. Se recomienda realizar mediciones de comprobación sobre
los puntos donde las Funciones de Transferencia Empíricas de
probable efecto de sitio y los pu
Realizar mediciones de sísmica de refracción de ondas SH en dos
puntos en que los periodos dominantes sean mínimos y máximos,
para la comprobación de las velocidades encontradas y generalizar
el mode
Con la comprobación del modelo, realizar sismogramas sintéticos con
respecto a registros de una estación de referencia en suelo firme,
para conocer la respuesta del sitio ante un sismo real.
• En caso de construcciones de interés social o habitacional en Catarina,
recomendamos el uso de los mapas de periodos y amplificaciones
dominantes, para tener simplemente una idea d
RAFIA
subsuelo conside
centro comercial Metrocentro y la construcción de un hotel en Managua,
Nicaragua. Facultad de Ciencias Físicas. Departamento d
Astrofísica I., (1999). Física de la Tierra II. Servicios de Publicaciones
Universidad Complutense, Madrid. Guevara, I.,
No. 4 para el estudio de sitio de la ciudad de Masaya, (Técnica de Nakamura).
Maestría en evaluación de riesgo y reducción de desastres. CIGEO, UNANManagua.
• Guzmán, A y Lindholm, C., (1998). Estudio de respuesta de sitio para
Managua, Nicaragua. Reporte técnico INETER Hernández, V., Bartuano, L.,
Hernández, A., Hernández, F y Cruz, L., (2003). Utilización d
riesgo y reducción de desastres. CIEGO, UNAN-Managua. Hernández, Z.,
Bustillo, M., Mairena
Trabajo de amenaza sísmica Masaya. Maestría en evaluación de riesgo y
reducción de desastres. CIEGO, UNAN-Managua. Izaguirre, A., Calderón,
L., Hernández, D., Montoya, I
Aplicación de microtremor en la ciudad de Masaya. Maestría en evaluación de
riesgo y reducción de desastres. CIEGO, UNAN-Managua. Jaramillo, M.,
Ramírez, O., Pabón, G y Guaca
Sísmicas y Geotécnicas en Tunja. VII CCG, Sociedad Colombiana de
Geotecnia. Lermo, J., (1992). Observaciones de microtremores en México y
su aplicación en la ingeniería sísmica, Instituto de Ingeniería, UNAM, Fa
México, D. F. Lermo, J y Chávez-García., (1994). Are Microtremors Useful in
Site Response
Evaluation? Bulletin or the seismological Society of America. Vol. 84. No. 5. pp
1350-1364. Lermo, J y Ch
with only one Station. Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 83,
No. 5, pp 1574-1594.
• Lermo, J y Chávez-García., (1994). Site effect e evaluation at Mexico City:
dominant period and relative amplification from strong motion and
microtremor records. Soil Dynami
Science Limited. Linera, W., Riquer, G., Leyva, R y Torres G., (2003). Red
Acelerográfica de la zona conurbada Veracruz-Boca del Río, XIV Congreso
Nacional de Ingeniería Sísmica, Guanaju
• Romero, C., Hernández, Z., (2004), Análisis de Efecto de Sitio en Santa
Lucia, Boaco, XIII Congreso Científico, UNAN-Managua. Romero, C.,
Hernández, Z., (2004),
Estructural en el Casco urbano de Santa Lucía, II Congreso Multidisciplinario
de Investigación Ambiental, CIGEO, UNAN-Managua.
• Nakamura, Y Sato, T., (2001). Inventory Development for Natural and Built
Environments: Use or Seismic Motion and Microtremor for Vulnerability
th
Assessment. Prepared for 4 EQTAP Workshop in K
• Informe mensual: ” Sismos y Volcanes de Nicaragua”, Julio 2000; INETER.
Vega, D y Lermo, J., (2003). Revisión de estudio de efectos
para diferentes zonas urbanas de México, XIV Congreso Nacional de Ingen
• Zeevaert, L., (1964). Características de los temblores en Ingeniería Sísmica.
Comferencia de Ingeniería Sísmica patrocinada por SMIC, CICM y AIC.
Mapa 1
Mapa 2
Mapa 3
Mapa 4
Mapa 5