Fundamentos de Sismologia

7/25/2019 Fundamentos de Sismologia

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UNIVERSIDAD DE SANTANDER

Especializacin en Geotecnia Ambiental

SismologaAlvaro Pedroza Rojas


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ContenidoI. Deriva Continental

1. Tectnica de placas

2. Comportamiento frgil Fallas geolgicas3. Comportamiento dctil Plegamientos

II. Conceptos bsicos1. Sismologa vs Ssmica2. Rebote elstico3. Ondas ssmicas

1. Elementos de una onda [longitud, amplitud, Perodo, Frecuencia]2. Ondas de cuerpo3. Ondas de superficie4. Propagacin de ondas: frente de onda rayo - velocidad ssmica atenuacin amplificacin - resonancia

4. Sismos5. Elementos de un sismo

1. Elementos estticos2. Elementos dinmicos

6. Medicin de sismosInstrumentos de medicin y registros ssmicos:Sismmetro Acelergrafo

1. Escala de magnitud2. Escala de Intensidad

7. Movimientos telricos mundiales1. Caso Hait Indonesia Chile Japn2. Situacin ssmica de Bucaramange


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III Efecto de sitioIV Dinmica de suelos

A. Ecuacin de ondaB. Propiedades elsticasC. LicuefaccinD. Anlisis dinmicoE. Vibracin libreF. Vibracin forzada con carga armnica

G. Sistemas de varios grados de libertadH. Respuesta ssmica a sistemas no lineales

V. Mtodos de prospeccin ssmicaA. RefraccinB. ReflexinC. DownholeD. Crosshole

VI Riesgo ssmicoVII Microzonificacin ssmicaVIII Norma NSR10: Ttulos A y H


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INTRODUCCIN A LA SISMOLOGAAutor: Ing. Franz Sauter272 p., ilus., ISBN 9977-66-038-7

Earthquake Hazard Analysis: Issues andInsightsLeon Reiter

ISBN:0-231-06534-5May, 1991 Columbia University Press254 pages 109

CATLOGO DE SISMOS SENTIDOS ODESTRUCTORES - VENEZUELA 1530/1998Jos Grases, Rogelio Altez, Miguel Lugo

Academia de Ciencias Fsicas, Matemticas yNaturales. Caracas 1999

INGENIERA SSMICAAlberto Sarria MolinaEdiciones Uniandes - Ecoe Ediciones. Primeraedicin. 1990. Segunda edicin. 1995

STRUCTURAL DYNAMICS:Theory and Computation

by Mario Paz

DYNAMICS OF STRUCTURESTheory and Applications to Earthquake

Engineeringby Anil K. Chopra(2nd Edition)


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http://www.funvisis.gob.ve/

http://celeste.ciens.ula.ve/

http://lgula.ciens.ula.ve/

http://sismicidad.hacer.ula.ve/

http://www.geophys.washington.edu/seismosurfing.html/

http://galbis.org

http://www.eeri.org

http://earthquake.usgs.gov/

http://peer.berkeley.edu/smcat/search.html

http://db.cosmos-eq.org/scripts/earthquakes.plx#

http://www.ingeominas.gov.co

http://sandoxcientifica.com/index-3%20-%20sismologia.html


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La sismologa, del griego seismo : terremoto: movimiento de la tierra.

Es el estudio de los sismos tectnicos y de las vibraciones naturales

relacionadas con el vulcanismo y aquellas generadas por los ocanos, por elviento y ondas atmosfricas o artificialmente generadas en la Tierra.

La Sismologa aborda la deteccin y la determinacin de localidad, magnitudy energa de tales vibraciones naturales; adems, estudia la estructura internade la Tierra.

CONCEPTOS BSICOS


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SISMOLOGA: es el tratado de:a. Sismos - Ondas ssmicas [GENERACIN Y

EFECTOS]b. Sismogramas

c. Lectura interpretativa de a y bEs una ciencia cimentada en base de datos ysus descubrimientos ms importantes sebasan en el anlisis de estos y en el desarrollode nuevos mtodos de anlisis de datos.


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SISMOLOGA: Ciencia que estudia los sismos:

Descripcin fsica de los sismos [propagacin, duracin, velocidad,efectos, etc.]

Relacin entre el sismo y la naturaleza de los terrenos donde ocurre. Distribucin geogrfica de los terremotos

Sismologa histrica

Elementos del sismo Vibraciones de las capas terrestres y los elementos de un sismo, es decir,

la localidad donde se produce, la hora, duracin, direccin, carcter,

intensidad, numero de las sacudidas, efectos y causas.


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1. Los terremotos: deteccin, localizacin, magnitud, energa, movimiento alo largo de fallas.

2. Estudio de la estructura interna de la Tierra y de otros planetas, a travsde ondas ssmicas.

3. La delineacin de:

1. La geologa de las cuencas sedimentarias en desarrollos prospectivosde petrleo, gas y carbn.

2. Depsitos minerales.

4. El reconocimiento de la corteza terrestre superior.

5. Estudios hidrogeolgicos.

6. Determinacin del espesor del hielo en los glaciares.

7. Estudio del subsuelo para la construccin de obras civiles: [Edificios,cortinas de embalses, carreteras, etc.].

8. Sismologa terica o matemtica - Procesamiento de los datos.

Sismologa - Campos de Investigacin


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SISMO - TERREMOTO La litosfera esta sujeta a movimientos [sismos].

Se calcula una ocurrencia de centenares de millares de sismos por ao; pocos

alcanzan la categora de terremotos [movimientos bruscos y repentinos delmedio trreo, de profundidad, duracin, intensidad y magnitud variables], y la

mayora ocurren en fondos ocenicos.


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Movimientos ssmicos estn gobernados por las leyes del movimiento fsico

de los cuerpos.

Los movimientos ssmicos son resultado de las vibraciones y ondulaciones delos estratos terrestres.

Una vibracin se traduce en ondas ssmicas. Cuando en un punto del interior

de la corteza terrestre se produce un choque resulta un movimiento vibratorioque se propaga en todos los sentidos por las ondas ssmicas.

Las vibraciones son longitudinales y transversales; las primeras se propagan

en el interior de la tierra y llegan dbiles a grandes distancias y fuertes a

pequeas distancias.


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SISMO

Deriva de los Continentes

Tectnica de Placas

Vulcanologa

Actividad antrpica

C

AUSALI

DAD


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LAS TRANSFORMACIONES DEL INTERIOR DE LA TIERRA GENERAN

TENSIONES EN LAS ROCAS.

LAS TENSIONES PUEDEN PROVOCAR:

DEFORMACIONES : ZONA DE DEFORMACIN ELSTICA Y PLSTICARUPTURAS : ZONA FRGIL DE FRACTURAS Y FALLAS (SUPERFCIAL)

SISMO, TEMB LOR, TERREMOTO, MOVIMIENTO TEL RICO :

VIBRACIN DE LA TIERRA DEBIDO A ONDAS ELSTICAS GENERADAPOR LA LIBERACIN VIOLENTA DE ESFUERZOS ACUMULADOS EN SINTERIOR.

EXISTEN SISMOS MENOS FRECUENTESCAUSADOS POR LA ACTIVIDADVOLCNICA EN EL INTERIOR DE LA TIERRA, Y TEMBLORES ARTIFICIALOCASIONADOS POR LA DETONACIN DE EXPLOSIVOS.


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FuenteMecanismo de excitacin

Receptor

Q i

Qr -1

Atenuacin total: Decaimiento total de la amplitud = Q-1 = Qi-1 + Qr -1

f

f

Medio de propagacin de la onda

r sa s

Atenuacin intrnseca

T (coeficiente de transmisin)

R (coeficiente de reflexin)

El contraste en los parmetros elsticos explica que parte dela energa sea transmitida y parte de ella, reflejada

Aki y Richards (2003)

Influen cia de las pr op iedades g eotcn icas de lo s m acizos r oc os os en la atenu acin de on das s sm icas


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Historia de los sismos

Los registros ssmicos de mayor antigedad, encontrados a la fecha, losposee China y datan de hace 3000 aos, en los cuales se describe elimpacto de las sacudidas ssmicas tal como los percibimos hoy en da.

Los japoneses y Europa Oriental poseen documentos de 1600 aos deantigedad que describen en detalle los efectos de los sismos sobre la

poblacin.

En Amrica, los cdices mayas y aztecas se refieren a este fenmenonatural.

Ms recientes, los archivos de las Indias , detallan los principaleseventos que afectaron regiones americanas en la colonia.


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Filsofos de la Grecia antigua: primeros en asignar causas naturales a losterremotos .

Anaxmenes (siglo V a. C.) yDemcrito (siglo IV a. C.): los sismos son causadospor la humedad, el vapor y el agua.

Tales de Mileto (siglo VI a. C.): La Tierra flota sobre agua. Los sismos seasemejan al movimiento de un barco sobre el oleaje.

Los sismos se deben a explosiones causadas durante la liberacin de gases en el

ter que integra el Universo.Anaxmenes (siglo VI a. C.) propuso que el origen de los sismos estaba en elcolapso de cavernas en rocas profundas.

Demcrito (siglo IV a. C.): Los terremotos se deben a fuertes tormentas de

mezclas de aire y agua en una hipottica atmsfera interna del planeta.Anaxgoras y Empdocles en el siglo IV a. C: los sismos son generados por lassalidas sbitas de aire caliente. [teora aceptada por Aristteles].

Durante el medioevo, estudiar el origen natural de los terremotos fue formalmente

prohibido por considerarla como una idea hertica .
http://es.wikipedia.org/wiki/Anax%C3%A1gorashttp://es.wikipedia.org/wiki/Tales_de_Mileto


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Werner: los terremotos se deben a causas locales asociadas a capas depiritas de hierro fundidas en depsitos de carbn ardiente.

Alexander Von Humboldt :asoci la ocurrencia de los sismos a las fallasgeolgicas y a la actividad volcnica, adems propuso una relacin directaentre los vapores acumulados y los terremotos.

Jean Baptiste Boussingault : Los sismos se originan en el derrumbamientosubterrneo de montaas.


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Teoras modernas

Teora del Rebote elstico [Harry Fielding Reid y Andrw Lawson, 1910] : el origen de lossismos se debe a una relajacin sbita de la deformacin acumulada en las fallas.

Dinmica interna de la tierra ----------Interaccin [choque] de las Placas Tectnicas ------ .los bordes se traban y el constante empuje generan una deformacin que seacumula en el tiempo . Los materiales de la corteza poseen un lmite de resistencia que essuperado haciendo fallar la roca y generando una fractura que es la que se propaga generandoondas ssmicas.

Milne y Omori documentaron en Japn , tal comportamiento de las fallas cuando ocurransismos.

El japons Koto, 1891, observ despus del temblor destructivo de Mino Owari,grietas en lasuperficie que mostraban desplazamientos horizontales de ms de 8 m y verticales de 2 a 3m, concluyendo que los sismos no se deban a explosiones como se crea entonces sinoa movimientos de la Tierra, un concepto revolucionario para la poca .

Reid y Lawson mediante las mediciones geodsicas corroboraron este hecho de maneraformal; ellos explicaron el fenmeno con desplazamientos horizontales.

La comunidad cientfica ha encontrado que el fenmeno se presenta con desplazamientovertical o con la combinacin de movimientos vertical y horizontal. Hoy, esos desplazamientos

son medidos con tcnicas geodsicas satelitales de manera precisa.


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1678 Divulgacin de laLey de HOOKE [Ley del resorte]

1828 POISSON demuestra tericamente la existencia independiente de las ondasprimarias (P) y secundarias (S).

1845 MALLET experiment por primera vez un desarrollo de ssmica [produccin artificialde vibraciones], en un intento por medir las velocidades ssmicas.

1885 RAYLEIGH y 1911 LOVE, desarrollan la teora de las ondas superficiales.

1888 Inicio de la exploracin geofsica petrolfera con la construccin de la balanza de

torsin por Barn ROLAND VON ETVS.

1898 MILNE propone el uso del sismgrafo para definir las condiciones del subsuelo.

1899 KNOTTdesarroll la teora de la reflexin y refraccin en interfases.

ALGUNOS ANTECEDENTES HISTRICOS DE LA SISMOLOGA COMO CIENCI


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1913 REGINALD FESSENDENfue el pionero en aplicar la prospeccin ssmica porreflexin.

1914 LUDGER MINTROP desarrolla el primer sismgrafo mecnico con precisin

suficiente para realizar labores de exploracin.

1919 MINTROP , patent un mtodo de refraccin. Fund una compaa que realiz laprimera prospeccin por ssmica de refraccin, con un sismgrafo mecnico(1922).

1924 Se prospect el primer domo salino, al cual se encontraba asociado a variosyacimientos de hidrocarburos. Se realiz con refraccin ssmica en Texas, EE.UU.

1927 Se utiliz por primera vez, de manera comercial, el mtodo de reflexin

ssmica, para prospectar en el Campo Maud, de Oklahoma, EE.UU.

1930 Se plantea por primera vez que el mtodo de reflexin es ms importante encomparacin con el mtodo de refraccin, en trabajos exploratorios de profundidad.


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1953 Los datos ssmicos se comenzaron a registrar en cintas magnticas.Se emple por primera vez, la cada de pesos como fuente deenerga. Este mismo ao, se desarroll el mtodo Vibrosis .

1956 Se patent el mtodo del CommonMidpoint (CMP).

1960 Se introdujo el registro digital.


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Teora del rebote elstico

Un sismo es la manifestacin de la energa ondulatoria liberada por unaruptura o falla geolgica, cuando los bloques de la placa tectnica hanacumulado deformacin, o por un colapso o por una colisin de unasteroide, ocurridos en las estructuras geolgicas de la corteza de laTierra.


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El ciclo ssmico explica que existe una cada en la tensin elstica despus de un

terremoto y una acumulacin de tensin antes del siguiente, por lo tanto losterremotos se repetirn de forma cclica.

Un ciclo ssmico tiene cuatro fases:

1. La primera, es un largo perodo de inactividad sin terremotos a lo largo de una falla;

2. En la segunda, la tensin elstica acumulada produce pequeos terremotos;

3. En una tercera fase (que puede no ocurrir), causa sacudidas unos das o tan solo unas

horas antes del gran terremoto;

4. La cuarta y ltima fase, es el sesmo o terremoto principal y sus rplicas, que son

terremotos ms pequeos y que pueden ocurrir desde unos minutos hasta un ao

despus.

El ciclo ssmico


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Fases de un sesmo.

1. No hay tensin. 2. Comienza la tensin elstica al curvarse lasrocas.

3. La tensin se acumula y lasrocas ceden.

4. Se produce la rotura (terremoto) y las rocasrebota. La tensin se libera.


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Sismograma y sismgrafoUn sismgrafo es el instrumento usado para detectar y registrar las ondas ssmicasproducidas por los sesmos. El papel donde se traza el movimiento se conoce comosismograma. Los terremotos pueden producir oscilaciones del terreno en sentido verticaly horizontal, por tal motivo hay que registrar las oscilaciones en ambas direcciones.

Sismogramas: registro del movimiento telrico en un determinado sitio en funcindel tiempo.


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Los mtodos que mejores resultados han dado son los indirectos, y entreellos destaca el mtodo ssmico

Cmo se ha podido conocer el interior de nuestroplaneta?

El mtodo ssmico se basa en los cambios en la velocidad depropagacin de las ondas ssmicas.

sismograma

V e l o c i

d a d ( m / s )

Profundidad (Km)


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Es como si corriramos por diversos medios

Si lo hacemos por ARENA llevaremos una velocidad distinta a laque tendramos si lo hiciramos por una ACERA o por AGUA

Las ondas varan su velocidad al atravesar medios dedistinta composicin qumica o cuando tienen un estadode agregacin diferente: slido, fluido, lquido.

La representacin grfica de lavelocidad de propagacin es loque llamamossismograma.

V e l o c i

d a d ( m / s )


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Si la velocidad con la que se propagan no cambiara elmedio que atraviesan las ondas es homogneo = No haycapas diferentes.

Y si observramos la siguiente grfica??

V e l o c i

d a d ( m / s )

Profundidad (Km)


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Los terremotos emiten Ondas ssmicas (vibraciones) que setransmiten por todo el interior de la Tierra. Pueden ser:

- Ondas P: se transmiten por slidos y lquidos- Ondas S: slo se transmiten por slidos- Ondas L: se transmiten por la superficie terrestre (causan losdaos en la superficie terrestre. No nos informan del interior)

V e l o c i

d a d ( m / s )

Profundidad (Km)

Al cambiar el medio por elque se propagan, las ondasssmicas cambian su

trayectoria y su velocidad nos indican, por tanto, zonasde distintos materiales.

A los cambios de velocidadse les denomina

discontinuidades.


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1 0 0 0

2 0 0 0

3 0 0 0

4 0 0 0

5 0 0 0

6 0 0 0

2

4

68

10

12

14

V(Km/s)

Km

manto ncleoexterno internoinferiorsuperior

c o r

t e z a

Gtemberg W i e c h e r

t - L e h m a n n

R e p e t t i C

o n r a d

C a n a l

d e b a j a v e

l o c i d a d

ondas Pondas S

Cmo es el sismograma de la Tierra

Mohorovicic


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SISMOS PROFUNDOS [Plutnicos] : > 300 Km

Mayor energa

Estimacin: 3% del total

Efectos superficiales leves en gran cobertura

Entre la corteza y el ncleo de la Tierra est el Manto y all las rocas en estadoplstico fluyen en un flujo convectivo.

Causa: cambios de fase de las rocas del manto (implosin) o por rupturas en elflujo plstico del manto (explosin).


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Las ondas ssmicas viajan alejndose del foco yproporcionan [en los sismogramas]informacin del material a travs del cualviajan


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ELEMENTOS DEL SISMO

1 Estticos.

La profundidad del sismo El foco o hipocentro fuente Epicentro Distancia focal Distancia epicentral

2 Dinmicos.Fecha y hora del evento Coda Duracin de la excitacin Amplitud del movimiento {desplazamiento de las partculas del suelo}

Intensidad que alude a los daos ocasionados Magnitud que alude a la energa liberadaLa frecuencia o el perodo varan segn la energa de la onda en la estacin

de registro.

FOCO: Fuente ssmica (punto de liberacin de la energa que produce la perturbacin y

desde el cual parten las ondas ssmicas en profundidad)


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El sitio donde se inicia la ruptura se llama foco y su proyeccin en lasuperficie de la tierra, epicentro


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Tectonismo

Erupcin volcnica

Actividad antrpica

Hundimiento

Ruptura sbita de las rocas quehan sido distorsionado ms allde su resistencia

ORIGEN DE LOS SISMOS


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Un sismgrafo consiste en un sensor que detecta las vibraciones superficiales(sismmetro ) y un sistema de registro que produce una grabacin continua de la sealssmica (sismograma ).


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Sismograma

Los sismogramas modernos estn digitalizados a intervalos regulares de tiempo yanalizados computacionalmente.

Anlisis de series de tiempo, mtodos iterativos y espectrales son disponibles enanlisis ssmicos..


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Los sismos se producen por la fracturarepentina de las rocas, generando ondaselsticas que viajan por el interior de la tierra(ondas de cuerpo: P y S) o la superficie (ondassuperficiales: R y L).


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Las ondas de cuerpo que se propagan por elinterior de la tierra se pueden representar porrayos perpendiculares al frente de la onda

ssmica. Estos rayos ssmicos se refractandebido a cambios en la velocidad de las ondascon la profundidad.

RAYOS SSMICOS


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Fuentes

naturales Ruido

terrestre

Actividadtectnica Erupciones

volcnicas

Fuentes

artificiales Explosiones -

voladura

Vibraciones -maquinaria Ruidos

artificiales

Fuentes

artificiales Trfico

automotor

Otrasactividadeshumanas


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La apariencia de los sismogramas = F[distancia fuente-receptor]= G[forma de filtrado]

L o c a

l Dentro de un radio de200 km.

Enfoque principal:ondas directas decuerpo: P y S que sedesarrollan en lacorteza terrestre.Las ondas superficialesno son prominentes,pero pueden llegar aser detectadas a muycortos perodos.

R E G I O N A L Estudia ondas

dentro de un radiode 200 a 2000 km.

A tales distanciaslos primeros arribosviajan a travs delmanto superior[debajo de ladiscontinuidad Mohoque separa lacorteza del manto].Las ondassuperficiales llegar aser ms obvias entales registros. .

G L O

B A L Distancias que

superan los 2000 km,donde las ondasssmica arriban sedenominanTelesismos. Incluye elarribo de una grancantidad de fases deondas de cuerpo. Parafuentes superficiales ,las ondas desuperficiecorresponden a losarribos de mayoramplitud


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Registro de corto perodo Iterados a frecuencias superiores a 0.5Hz

Registro de perodo largo Iterados alrededor de 0.1Hz [perodos

superiores a 10 segundos]


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DE UN SIMPLE SISMOGRAMA PUEDE INFERIRSE LA DISTANCIA FUENTE RECEPTOR

Si, los arribos de las ondas Py S pueden ser identificados, entonces el tiempo S-P puedeser usado para estimar la distancia a la fuente.

REGLAEn sismologa local, la distancia en km es cerca de 8 veces el tiempo S-P en segundos

Cuando la distancia es conocida, las amplitudes de las ondas P- y de S-, pueden serusadas para estimar la magnitud del evento [las ondas S son usadas para registroslocales , las ondas P en el caso telesismo]. En sismologa global , la dispersin de lasondas superficiales [los tiempos de arribo vara como funcin de la frecuencia] puedeser utilizada para restringir la velocidad ssmica como una funcin de la profundidad.


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Magnitud del sismo apartir del registro de lasamplitudes mximas delas ondas ssmicas pormedio de un sismgrafo

Richter1935

CualitativaCalificacin del dao

Describencualitativamente laintensidad de un

sismo a partir de lacalificacin del dao

causado

MercalliCuantitativaEnerga liberadaMedidainstrumental

ESCALAS


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Normalmente la magnitud se estima midiendo las amplitudes de lasvibraciones que se producen en la superficie terrestre y que se registran enlas geoestaciones situadas cerca del epicentro o de todo el mundo.

Magnitud de un sismo

Magnitud: escala absoluta logartmica, introducida por RICHTER en1935, originariamente apoyada en el registro para perodos cortos, desismos cercanos. [uso del sismgrafo de W OOD-ANDERSON ]]

Magnitud. Mide el tamao de un sismo relativo a la energa disipada en elhipocentro (foco) en forma de ondas elsticas. Existe una variedad de escalas quedependen del tipo de ondas utilizada, del periodo, instrumento, distancia, etc


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La forma general de la ecuacin emprica para la magnitud M es:Magnitud:

Donde:

A = amplitud mxima producida en la superficie en micrmetros (se deduce delos registros del sismgrafo).

T = periodo de la onda en segundos.

F = funcin emprica de la distancia D expresada en y de la profundidadP del foco expresada en kilmetros.

M = log10(A/T) + F(D,P) + constante

En er g a (Es ) . La energa ssmica es la porcin de la energa total (~40%)disipada en el foco, radiada en forma de ondas ssmicas.

Relacin Magnitud-Energa

Log (Es) = 11.8 + 1.5 Ms [ergs]


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Escala de Richter escala de magnitud local (M L), es una escala logartmicaarbitraria que asigna un nmero para cuantificar el efecto de un sismo

Richter : la magnitud de un terremoto = F[ tiempo transcurrido entre la aparicinde las ondas P y las ondas S, y la amplitud de stas].

P: ondas compresivas expansivas: hacen vibrar el medio en la mismadireccin que la del desplazamiento de la onda. De velocidad de propagacinmuy rpida (de 5 a 11 km/s), son las primeras en aparecer en un sismograma.

S, ondas de corte: hacen vibrar el medio terrestre en sentido perpendicular a ladireccin de su buzamiento.
http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/4/47/Ondas_s%C3%ADsmicas_s_p.svg


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A [mm]: amplitud de las ondas , tomada directamente del sismograma.

T [s]: tiempo en segundos, desde el inicio de las ondas P al de las ondas S

M: magnitud arbitraria pero constante a terremotos que liberan la misma cantidadde energa.

LIMITACIN DE LA ESCALA:

a. La magnitud local M L o de Richter es difcil relacionarla con lascaractersticas fsicas del origen del terremoto.

b. Existe un efecto de saturacin para magnitudes cercanas a 8,3-8,5

Thomas C Hanks y Hiroo Knamori, 1979, ESCALA SISMOLGICA DE LAMAGNITUD DEL MOMENTO (M W): provee una forma de expresar momentosssmicos que puede ser relacionada aproximadamente a las medidastradicionales de magnitudes ssmicas. [

Magnitu E i l i d
http://es.wikipedia.org/wiki/Thomas_C._Hanks


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Magnitud

Richter

Equivalencia dela energa TNT

Referencias

1,5 1 g Rotura de una roca en una mesa de laboratorio1,0 170 g Pequea explosin en un sitio de construccin1,5 910 g Bomba convencional de la II Guerra Mundial 2,0 6 kg Explosin de un tanque de gas2,5 29 kg Bombardeo a la ciudad de Londres 3,0 181 kg Explosin de una planta de gas3,5 455 kg Explosin de una mina

4,0 6 t Bomba atmica de baja potencia.5,0 199 t Terremoto en Albolote de 1956 (Granada, Espaa)

5,5 500 t Terremoto en Colombia (El Calvario, Meta, Colombia;2008

6,0 1.270 t Terremoto de Double Spring Flat de 1994 (Nevada, Estados Unidos)

6,2 Terremoto de Morn (2009) (Venezuela) Estado Carabobo

6,5 31.550 t Terremoto de Northridge de 1994 (California, Estados Unidos)

7,0 199.000 t Terremoto de Hyogo-Ken Nanbu de 1995 (Japn)Terremoto de Puerto Prncipe de 2010 (Hait)


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7,2 250.000 tTerremoto de Spitak 1988 (Armenia)Terremoto en Puerto Rico 21 enero [2] Terremoto en Mexico abril2010(Mexicali, Baja California)

7,5 750.000 tTerremoto de Santiago de 1985 (Chile)Terremoto de Caucete 1977 (Argentina)

7,8 1.250.000 t Terremoto de Sichuan de 2008 (China)8,0 5.850.000 t Terremoto del Per de 2007 (Pisco, Per)

8,1 6.450.000 t Terremoto de Mxico de 1985 (Distrito Federal, Mxico)

8,5 31,55 millones de t Terremoto de Sumatra de 2007

8,8 100 millones de t Terremoto de Chile de 2010 (150 kilmetros al noroeste de Concepcin)

9,0 150 millones de t Terremoto de Lisboa de 1755

9,2 220 millones de t Terremoto del ocano ndico de 2004 Terremoto de Anchorage de 1964 (Alaska, Estados Unidos)

9,5 260 millones de t Terremoto de Valdivia de 1960 (Chile)

10,0 6.300 millones de t Estimado para el choque de un meteorito rocoso de 2 km de dimetroque impacte a 25 km/s

13,0 108 megatones = 100

teratonesImpacto en la pennsula de Yucatn que caus el crter de Chicxulub hace65 Ma


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Intensidad. Es la medida de los daos producidos por un sismo segn su fuerzaen un determinado lugar. Es una medida subjetiva. En Colombia se utiliza laescala de Mercalli, con grados del I (percibido por muy pocos) al XII (dao total).

Intensidad de un terremoto Escalas relativas de intensidad


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Intensidad de un terremoto - Escalas relativas de intensidad

Escala de MERCALLI y Escala de ROSSI-FOREL = F[Poder destructivodel sismo]

Intensidad medida a partir de una escala absoluta [como la escalalogartmica de RICHTER ], basada en la energa ssmica liberada por elterremoto

ESCALA

1 = 101

2 = 102

3 = 103

4 = 104

5 = 105 6 = 106

7 = 107

8 = 108

9 = 109

M = 10-0.5 = 0.316

10 m


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Gran desastre, fisuras en la corteza terrestre X

Destruccin total o parcial de algunos edificios IX

Cada de chimeneas, grietas en las paredes de los edificios VIII

Vuelcos de objetos mviles, cada de partes de muros VII

Despertar general de aquellos que duermen VI

Sentido generalmente por todos, movimiento de muebles V

Sentido por varias personas en movimiento, desplazamiento de objetos IV

Sentido por varias personas en reposo III

Sentido por poco personas en reposo II

Registrable solamente por instrumentos I

Descripcin Intensidad

La escala de Mercalli tiene 12 intensidades.

Escala de Rossi-Forel

ESCALA DE MERCALLI


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Grado Descripcin

I. Muy dbil Imperceptible para la mayora excepto en condiciones favorables.Aceleracin menor a 0.5 Gal.

II. Dbil

Perceptible slo por algunas personas en reposo, particularmenteaquellas que se encuentran ubicadas en los pisos superiores de losedificios. Los objetos colgantes suelen oscilar. Aceleracin entre 0.5 y2.5 Gal.

III. Leve

Perceptible por algunas personas dentro de los edificios,

especialmente en pisos altos. Muchos no lo reconocen comoterremoto. Los automviles detenidos se mueven ligeramente.Sensacin semejante al paso de un camin pequeo. Aceleracin entre2.5 y 6.0 Gal.

IV. Moderado

Perceptible por la mayoria de personas dentro de los edificios, porpocas personas en el exterior durante el da. Durante la noche algunas

personas pueden despertarse. Perturbacin en cermica, puertas yventanas. Las paredes suelen hacer ruido. Los automviles detenidosse mueven con ms energa. Sensacin semejante al paso de uncamin grande. Aceleracin entre 6.0 y 10 Gal.


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V. Poco Fuerte La mayora de los objetos se caen, caminar es dificultoso, las ventanas

suelen hacer ruido. Aceleracin entre 10 y 20 Gal.

VI. Fuerte

Lo perciben todas las personas, muchas personas asustadas suelencorrer al exterior, paso insostenible. Ventanas, platos y cristaleradaadas. Los objetos se caen de sus lugares, muebles movidos ocados. Revoque daado. Daos leves a estructuras. Aceleracin entre20 y 35 Gal.

VII. Muy fuerte

Pararse es dificultoso. Muebles daados. Daos insignificantes enestructuras de buen diseo y construccin. Daos leves a moderadosen estructuras ordinarias bien construidas. Daos considerablesestructuras pobremente construidas. Mampostera daada. Perceptiblepor personas en vehculos en movimiento. Aceleracin entre 35 y 60Gal.

VIII. Destructivo

Daos leves en estructuras especializadas. Daos considerables enestructuras ordinarias bien construidas, posibles colapsos. Dao severoen estructuras pobremente construidas. Mampostera seriamentedaada o destruida. Muebles completamente sacados de lugar.Aceleracin entre 60 y 100 Gal.


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IX. Ruinoso

Pnico generalizado. Daos considerables en estructurasespecializadas, paredes fuera de plomo. Grandes daos en importantesedificios, con colapsos parciales. Edificios desplazados fuera de lasbases. Aceleracin entre 100 y 250 Gal.

X. Desastroso Algunas estructuras de madera bien construida destruidas. La mayorade las estructuras de mampostera y el marco destruido con sus bases.

Rieles doblados. Aceleracin entre 250 y 500 Gal.XI. Muy desastroso

Pocas, si las hubiera, estructuras de mampostera permanecen en pie.Puentes destruidos. Rieles curvados en gran medida. Aceleracinmayor a 500 Gal.

XII. Catastrfico Destruccin total con pocos sobrevivientes. Los objetos saltan al aire.Los niveles y perspectivas quedan distorsionadas


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Onda ssmica

Es una parcela de energa elstica de corta duracin que sepropaga a travs del medio trreo.

La energa ssmica [Onda] se atena [disipa] a medida que

se propaga, mediante los siguientes mecanismos: Atenuacin geomtrica (al distanciarse de la fuente).

Atenuacin por Dispersin (al encontrarse con

heterogeneidades de macizo rocoso). Atenuacin Intrnseca o reolgica (absorcin o cambio a otro

modo de energa]


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En el hipocentro se originan slo dos tipos de ondas, una ondalongitudinal compresional (P) y una onda transversal o de corte (S).

ONDAS SUPERFICIALES


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ONDAS SUPERFICIALES

La interaccin de las ondas internas con el medio da origen a las OndasSuperficiales.

ONDAS RAYLEIGH son combinaciones de ondas P y SV. El movimiento departculas que produce es compresional y de cizalle, contenido en el plano depropagacin de la onda. Este movimiento es elptico y retrgrado.


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ONDAS LOVE son combinaciones de ondas SH. El movimiento de partculasasociado es de cizalle, normal al plano de propagacin de ondas.


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Ciclo ssmicoEl ciclo ssmico es el periodo de tiempo entre dos sismos principales en

una fuente sismognica y los procesos que generan estos eventos.


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D i i d l di i l d j l


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Determinacin de la distancia a la que se produjo elsismo

Hiptesis: el sismo es local; medido en estaciones prximas [Significa que no hay variacindel arco de la distancia al hipocentro] y por tanto se mide linealmente.

Es aplicable la expresin

E = V x T

para conocer el espacio que recorren superficialmente las ondas hasta llegar al receptorssmico desde el foco o epicentro. Esta distancia sirve posteriormente, para determinar laprofundidad del hipocentro [Foco].

DATOS DE ENTRADA: Tiempo de llegada de las ondas P y S (medido en el sismograma). CLCULO: Realizar con los datos de entrada el grfico deWadatti , para conocer el momento

origen del Terremoto.

PROCEDIMIENTO: Dibujar un sistema cartesiano, en el cual, la ordenadas corresponde a la diferencia de

tiempo (decalaje temporal) entre la onda S y la P, medida directamente en elsismograma. En la abscisa se sita el tiempo de llegada de las ondas P (ledodirectamente del sismograma).

Situar los datos de todas las estaciones y hacer el ajuste de los mismos a una recta, cuyainterseccin con el eje de abscisas en su origen, ser el instante en el que se produjo elsismo.


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Diagrama tiempo de viaje-distancia epicentral

Diagrama de Wadatti.


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Ondas de cuerpo Ondas superficiales


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Las ondas S no se transmiten a travs de fluido

Velocidad de Ondas de cuerpo > Velocidad de ondas superficiales

Las ondas de cuerpo arriban primero a la estacin receptora y porconsiguiente se registran primero en el sismograma

Ondas de cuerpoCompresivas [P] Cortantes [S]

Ondas superficialesRaleigh [R] Love [L]


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Conceptos bsicos - ONDAS

PERODO T [Intervalo de tiempo, en segundos, que serepite la amplitud de la perturbacin originada]

FRECUENCIA f [Nmero de veces que se repite laamplitud por segundo]. Se mide en Hz (Hertz).

LONGITUD DE ONDA - [distancia a la que se repite laperturbacin a lo largo del medio en un instante dado].

AMPLITUD A [Barra normal al eje de abscisas que indicala separacin mxima, respecto al punto de equilibrio].Medida en unidad de longitud [m, dm,cm,mm]


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GENERACIN DE UN SISMOGRAMA SINTTIC


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Procedimiento


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Procedimiento1. Observar el tiempo que tarda las ondas P y la S en llegar a la estacin.2. Obtener el decalaje temporal entre las dos ondas, mediante la sustraccin tp-ts.3. Con este dato ir a la curva que representa la distancia y el tiempo, y calcular la distancia al

epicentroPor ejemplo, para un tiempo de 50s, la primera estacin est a una distancia del hipocentrode 488 Km.

Generalmente las distancias epicentrales se calculan por mtodos de triangulacin.

4. Conocida la distancia al epicentro, se procede a buscar la Amplitud, por medicin directa,de aquella fase que genere una amplitud mayor (para tener datos ms precisos). En esteejercicio, tomaremos, para la estacin primera una amplitud de 258 mm [Estacin Eureka].

5. Hacer coincidir el extremo de la distancia obtenida, con el extremo en el que se tienemedido un valor de la amplitud. Al pasar por la mitad de la grfica (situacin de lamagnitud) la cortar en un punto. De tal modo que si actuamos de igual modo con las otrasdos estaciones tendremos un punto central en la grfica de magnitud, donde se cortarntres rectas, y que nos indicar el valor de la Magnitud del terremoto.


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Cuando ocurre un sismo, las noticias reportan el mismo enfatizando en elt i i d


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trmino magnitud .

Magnitud [medida objetiva experimental] concepto asociado a laenerga liberada. Es un trmino que trasciende al hecho de sealar unsimple parmetro vinculado a un dato.

Intensidad [medida subjetiva para referir el efecto negativo del sismo].

A la comunidad se le debe instruir sobre INTENSIDAD ms que sobre

MAGNITUD. http://antigua.todogeologia.com/modules.php?name=Sections&op=viewa

rticle&artid=71

Reflexin y refraccin: Estructura del interior de la Tierra


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Los sismos no ocurren al azar


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Concentracin en

las fronteras delas placastectnicas

Mayora de lossismos msfuertes delltimo siglo hanocurrido enzonas desubduccin

Sismos intraplacatambin sonsignificativos


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Evento Mag1960 Chile 9.51964 Alaska (P. William Snd) 9.21957 Alaska (Andreanof Isl.) 9.11952 Kamchatka 9.02004 Indonesia (Sumatra) 9.0 9.21906 Colombia-Ecuador 8.8 1965 Alaska (Rat Islands) 8.7

1950 Tibet (Assam) 8.61923 Kamchatka 8.51938 Indonesia (Banda Sea) 8.51963 Kurile Islands 8.5

Sismos ms fuertes desde 1900


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Sismos ms destructivos


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Evento Mag Muertes1556 China, Shansi ~8 830,0001976 China, Tangshan 7.5 255,000 of.

655,000 est.

2004 Sumatra 9.0 >280,000 1138 Syria, Aleppo - 230,000 1927 China, near Xining 7.9 200,000856 Iran, Damghan - 200,000

1920 China, Gansu 8.6 200,000893 Iran, Ardabil - 150,0001923 Japan, Kanto 7.9 143,000 1948 USSR, Turkmenistan 7.3 110,000

Sismos ms destructivos

* USGS National Earthquake Information Center

Frecuencia de Eventos


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Magnitud Numero Anual Energa Liberada(j/yr, aprox.)8 y mayor 1 1,000

7 - 7.9 12 1006 - 6.9 110 305 - 5.9 1400 54 - 4.9 13,500 1

3 - 3.9 >130,000 0.22 - 2.9 > 1,300,000 < 0.05

Stein & Wysession, 2003

Frecuencia de Eventos

Energa equivalente en kg de dinamita


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Energa equivalente en kg de dinamita


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La magnitud definidapor Richter (1958)esta basada en la

amplitud registradaen el sismograma,calibrada a distintasdistancias del sismo.

Si el evento es suficientemente fuerte, los efectos en la superficiepueden ser significativos.


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p g

Estos efectos dependen tanto del movimiento del suelo como del

material geolgico en el sitio.

INTENSIDADEl nivel de sacudimiento que se observa en un sitio particular se mide utilizando la


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escala de intensidad de Mercalli con valores de intensidad entre I XII. Laintensidad generalmente es mayor cerca al epicentro y disminuye con la distancia.

Diferentes Tipos de Construccin


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Frecuencia natural de un edificio

0 i


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~0.1 s por piso

Terremotos ms grandes tienen periodos ms largos (frecuencia baja)

Magnitudes 1 - 8

M 6 tiene frecuencia de 0.1Hz = 10 seg

M8 ~ 50 seg

(Husker, Kohler, Davis 2006)

Las intensidades observadas estn relacionadas al movimiento del suelo producido porlas ondas ssmicas. Las estructuras (casas, edificios etc) son afectadas principalmentepor el nivel de aceleracin del suelo Este nivel es mayor en el campo cercano


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por el nivel de aceleracin del suelo. Este nivel es mayor en el campo cercano(distancias menores a 100 km)

Las aceleraciones disminuyen con la distancia del sismo debido a laatenuacin de energa por el medio donde se propagan las ondasssmicas Esta atenuacin depende de las propiedades del material y


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ssmicas. Esta atenuacin depende de las propiedades del material yes distinta para diferentes regiones.

Ingeniera Ssmica


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Es importante identificar las aceleraciones que se puedanregistrar en zonas ssmicas para poder evaluar el peligrossmico y definir cdigos de construccin que puedan reducir

perdidas.

Ingeniera Ssmica

Terremoto en Hait


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Marco Geogrfico

Fecha y hora (epicentro): 12/01/2010, 04:53:10 PMMagnitud Mw = 7.0Localizacin epicentral: 15 Km al sur-oeste de Puerto PrncipeProfundidad hypocentral: 13 km

Mundialmente ocurren ~15 eventos de M=7.0 por aoFalla Enrriquillo -Plantain Garden Corrimiento lateral izquierdo con componente inverso35 veces menor que el sismo del 85

Sismicidad y Tectnica


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Sismicidad Regional Sismicidad Local

Deformacin GPS

Cinco placas tectnicas en interaccinMovimiento de ~ 20 mm/ao entre Caribe yNorteamrica


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En BucaramangaSi d f t


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Sismos de fuentes cercanas Poseen un perodo fundamental de vibracin bajo

Los suelos amplifican en tales perodos bajos Donde las reas estn ms pobladas, la aceleracin es mayor Las zonas donde ms se amplifica la aceleracin mxima, son:

Meseta de Bucaramanga

rea central de Floridablanca y Piedecuesta

rea central de Girn


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Mesa deRuitoque

Mesa deLebrija

Caaveral

reas de menor

amplificacin

reas de alta amenaza ssmica en


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BucaramangaCerro de Palonegro Falla del Surez

Pie de monte

Morrorico

Piede Cuesta

Falla de Bucaramanga

En estos sectores es probable la ocurrencia de sismos con magnitud 6

En sectores cercanos al pie de monte llanero es probable la ocurrencia desismos con magnitud 8

En Bucaramanga : Se deben esperar aceleraciones de 0,25 g horizontal y de 0,20 g vertical, en roca. Las aceleraciones en roca se amplifican por efecto topogrfico y por naturaleza del

suelo.Tales amplificaciones son altas para perodos bajos de vibracin [altas frecuencias]Amplificaciones extraordinarias: zonas de relleno [Quebrada Seca-Quebrada La

Rosita]

Problemas ssmicos especiales


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Problemas ssmicos especiales

Edificaciones que sufrenmayor solicitacionesssmicas:Edificios de 5 pisos o

menos

Peligro de licuacin Donde existan arenas

sueltas y alto nivel fretico Ro fro / Ro de Oro

Agrietamientos en reas cercanas a escarpes, hasta distancias del orden de los 100m.

Fundamentos de Sismologia

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