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 -"lO -"lO -60 -60 -80 -80 -100 -100 -120 -120 -1"10 -160 -1"10 Ins1i tuto Geofísic:o del Perú h : Profundidad (km) -160 e: -180 O<hs 60 e: 60<hs300 8:300<h -860 -8"10 -820 ASW . a. -180 -780 -800 ~ -760 -7"10 --.. -700 .. 1: -.. -720 -680 -660 -6"10 l'OI:A' 1= . -"-liIa - ..-~ - - --"'---,0--B' B ':¡t, 1: -.. 1= . , .c , .Wwt..tl -~,- - .,,-.,.- ...,- - . .. ~ 1: c' b. 1= -~ .. .8N """""""""""~,,,~.,' -~ lo. . w.-.u_-- 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 e Q iS 6 z w 4 - 6 en t!i tti 4 ... ~2 i: 2 O O O 100 200 300 400 O 500 DlSTAtClA EPICENTRAL (Q) i: 300 400 (di) 3 DEOCTlERE DE1974 DlRB:CION PERPeDCULAR A LA LltEA DECOSTA 10 8 u t!i m ... Á 6 4 i: 2 O 8 6 4 2 O 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) r..I 200 EPICENTRAL - 3 DEOCTlEREDE 1974 DlRB:Cla-.I PARALELAA LA LIta DECOSTA 10 100 DISTANCIA - u t!i m ... DlRECCION 8 r..I r..I - A LA LINCA DE COSTA 8 6 r..I t!i 6 t!i 4 4 w ... a: 2 w ... a: 2 O 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 ~ e . . DlRECCION 19 DE ABRIL DE 1993. PARALaA A LA LINE:ADECOSTA PERPENDICULAR 7 6 u 5 4 ~ -4 m 3 ~ 2 1 o ~ 2 1 o 5 fa ... 3 o 100 200 300 400 tlSTANCIA EPICENTRAL(Q) o 500 50 100 150 DISTANCIAEPICENTRAL (di) 12 DE NOVIBIIIBRE DE 1996 . ti RECCION PARALaA 12 DENOVIBlllBREDE1996. A LA LINCA DECOSTA 8 8 P~aoCULARA 200 DlRECCION LA LINEA DECOSTA ... 6 ..... ~ « 6 e ~ 4 w 4 ... ~ 2 2 o o o 200 400 600 O 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 6 u 5 c:c Q 41,1 ffi ... 3 U 5 - 4 fa ... ~ 2 1 o 3 2 1 o 100 200 300 DISTANCIAEPICENTRAL(e.) o 400 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 :i :i e i§ - ~ W ~ - 9 8 Direcciónparalelo a la linea de costu. 7 6 5 4 3 2 1 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 ISOSlSfASDEL SIAIO DEL '. -:no 2J DE .J1JNIODEL 2l1li1 omrAII :rE DI!JCJII.IILICI.IIDDEL IIOIZLOZL11'IDmu.' ,. '* EPICENTRO a. C1U])AD CURVASDEmmmDAD VI VALORDXBmm:IDAD -780 -720 -750 .(j9° -120 -150 -lS" ISDSlSfASDEL SlliNO DEL 2J DE JUNIO DEL 2801- IGP * -210 ~ . EPICDm!O C1V1).AJ) CURVAJiDEImIIJISlDJ b. VI VALDRDEI1ITDI3IDAD _JZIJOIk TJI!/E1IAC'./\L.- -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 9. BIBLIOGRAFIA . ABE, K. 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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. . 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. . 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.