Ingenieria Sisimica

7/24/2019 Ingenieria Sisimica

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MATERIA: ING. SISMICA PROFESOR: DR. JAIME F. ARGUDO

UNIVERSIDAD CATOLICA DESANTIAGO DE GUAYAQUIL

CAPITULO 2 SISMOLOGIA

2.2 Medicin de sismos

2.2.1 Intensidad: diferentes escalas, isosistas

2.2.2 Magnitud: diferentes clases de magnitudes

2.2.3 Leyes de Atenuacin2.2.4 instrumentacin ssmica: acelergrafos, sismgrafos


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El reporte de un sismo incluye una descripcin del dao causado, adems de

los datos sobre su localizacin y tamao (magnitud).

Localizacin de un Sismo


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Intensidad: Medida subjetiva de los efectos del terremoto, sobre labase de las descripciones de cmo fue sentido y los daos queproduce. La Escala Modificada de Mercalli tiene diferentes grados, losefectos varan entre I (imperceptible excepto bajo condicionesfavorables especiales) hasta XII (dao total).

Magnitud: es la medida del tamao del sismo en funcin de lacantidad de energa liberada durante un terremoto. Se puede expresaren la Escala de Richter.

Momento de un terremoto: es una medida del tamao del terremotorelacionado con la liberacin de fuerzas (cuplas) en el rea de la falla.

Sus dimensiones son [Nm].

Magnitud de Momento (Mw): Es la magnitud de un terremoto usandoel Momento ssmico.


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El primer sistema para comparar terremotos que data del 1800s en elsur de Europa. Las primeras escalas comparaban los efectos de untemblor con otro, y cmo varaba de una zona a otra.

En el siglo XX, dos escalas de intensidad eran usadas: la de Rossi-Forel, con nmeros desde I al X y la de Mercalli, del I al XII; donde losnmeros ms grandes representan mayor intensidad (mayormovimiento).

En 1931, Wood y Neumann publican la Escala modificada de

Mercalli , de esta manera se tiene una sola escala de medicin. Estdividida en doce nmeros romanos. Una intensidad de I es la msdbil, simboliza que no hay movimiento perceptible; mientras que unaintensidad de XII es la mayor, e indica dao catastrfico en el rea,con movimientos que exceden la aceleracin de gravedad. Por suerte,intensidad XII es muy poco vista, incluso en sismos muy fuertes.

Intensidad de un Sismo


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Con los reportes suficientes, de distintas localidades, se puede obtener

regiones que sintieron de una misma manera un sismo dado; estaszonas de igual intensidad se delimitan por lneas llamadas Isosistas(isosismas), con las cuales se construyen mapas como el de la figura.Estos forman figuras concntricas de menor a mayor intensidad.




La intensidad de un sismo depende de la distancia, la magnitud,

el mecanismo focal, la Geologa regional y el tipo de suelo

bajo el sitio de inters. Esto ultimo se llama efecto de sitio.




La ecuacin o ley de atenuacin es una expresin semiemprica que relaciona

Magnitud-Distancia-Intensidad Ssmica; entendindose por estas ltimas palabras

a la aceleracin, velocidad, desplazamiento e intensidad propiamente dicha de

eventos ssmicos; estas relaciones se obtienen de los datos que existen sobre los

parmetros mencionados.

Las Leyes de Atenuacin se basan en dos principios fundamentales:

1. A una misma distancia, R se espera que intensidad ssmica (aceleracin,

velocidad, desplazamiento o intensidad Mercalli) sea la misma.

2. La intensidad ssmica disminuye conforme la distancia aumenta y viceversa.

Los Efectos de Sitio no son considerados en la formulacin de una Ley de

Atenuacin y eso puede llevar a grandes errores en la estimacin de la intensidad

para un sitio determinado donde existen Efectos de Sitio.

Leyes de Atenuacin del Movimiento del Terreno




Ejemplos de Leyes de Atenuacin de la Aceleracin mxima de suelo.

REGIN LEY DE ATENUACON AUTOR

Chile-Argentina

PerPer

Ecuador

Venezuela-

Transcurrentes

USA-Transcurrentes

USA-Japn-Europa

ln Amax = 8.54 + 0.57M - 1.73 ln (R+60)

ln Amax = 8.18 + 0.68M - 1.63 ln (R+60)ln Amax = 4.23 + 0.8M - ln (R+25)

ln Amax = 6.35 + 0.99M - 1.76 ln (R+40) 0.6

ln Amax = 3.75 + 0.47M - 0.57 ln (R+10) 0.67

ln Amax = 6.98 + 0.5M - 1.25 ln (R+25)

ln Amax = 0.14 IMM + 0.24M - 0.68 log R + b

b =0.60 Costa Occidental USA

b =0.69 Japn, b =0.88 Europa

Saragoni(8)

Saragoni(8)Casaverde(36)

Aguiar(17)

Grases(27)

Donovan(28)

Goula(29)

Los procedimientos utilizados para obtener las Leyes de Atenuacin, consiste en

ajustar curvas a los datos estadsticos de los movimientos ssmicos ocurridos en

una regin, por lo que las expresiones as obtenidas reflejan las caractersticas

geotectnicas de la regin para la cual fueron obtenidas.




Leyes de Atenuacin para el Ecuador (Aguiar y otros, 2010)

Ley de Atenuacin para Fallamiento Cortical (Aguiar y otros, 2010)

Ley de Atenuacin para Sismos de Subduccin (Aguiar y otros, 2010)




Leyes de Atenuacin para el Ecuador (Aguiar y otros, 2010)




Los sismgrafos son equipos que pueden graficar los desplazamientos del terreno

como funcin del tiempo durante un sismo. Producen sismogramas, que son los

registros de la historia de los desplazamientos del suelo.

Tienen un sismmetro que es el componente del sismgrafo que registra el

movimiento del suelo causado por el paso de las ondas ssmicas. Lossismgrafos fueron ideados a fines del siglo pasado y se han ido perfeccionando

hasta el presente. En la actualidad estos instrumentos presentan un alto grado de

desarrollo electrnico, pero su principio bsico no ha cambiado.

(SCIGN)

Sismmetro Horizontal Sismmetro Vertical

Sismgrafos


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El primer sismgrafo fue inventado por elastrnomo y matemtico chino Chang Heng.

Consista en que cada uno de los ocho

dragones contena una esfera de bronce

slido en su boca. Cuando haba un

movimiento lo suficientemente fuerte, elmecanismo dentro del sismgrafo abra la

boca del dragn y la esfera caa dentro de la

boca abierta de su correspondiente sapo,

haciendo un fuerte ruido, dando una seal de

alerta de que un terremoto haba ocurrido.

El observador Imperial podra estimar ladireccin de donde provenan las ondas del

terremoto en base a cules sapos haban

recibido su esfera de bronce.


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Domo esfrico

Masa

Lpiz

En 1842 se cre una Comisin Especial de la

Asociacin Britnica de Avances en la Cienciadestinada a mejorar el entendimiento de los

terremotos.

El instrumento ms significativo correspondi al

Pndulo invertido diseado por Forbes en 1844.

Este registro fue uno de

los primeros obtenidos a

grandes distancias. Se

utiliz un pndulo

horizontal de Von

Rebeur (reproducido deNature,40,1998,p.295)

Potsdam, 17 Abril 1889


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En 1898, E. Wiechert, Gttingen construyun sismgrafo dcon un pndulo conamortiguamiento viscoso para disminuir lasoscilaciones propias del instrumento.

El primero de su serie fue horizontal yregistraba sobre una pelcula fotogrfica.Posteriormente se dise uno con unregistrador mecnico.

Para el sensor, l utiliz un pndulo invertidoestabilizado con resortes y con oscilacioneslibres en las direcciones horizontales

(Wiechert, 1904).

Masa=1000Kg


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El 28 de Febrero, 2001,ocurri en las cercanasde Washington unterremoto de magnitud 6.8

Este es el trazado enarena de dihco de unterremoto en un localllamado Mind over Matter,en Port Townsend.

...una forma distinta deregistrar el movimiento delsuelo


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Principio para los sismgrafos de movimiento vertical

Sin movimiento La tierra se mueve hacia arriba La tierra se mueve hacia abajo

Masa

Resorte

La masa semantiene almismo nivelmientras elsuelo se

mueve


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Principio para los sismgrafos de movimiento horizontal

Roca

Movimiento delsuelo

Columna

Masa

Cable

Tambor envuelto en papel,para graficar elmovimiento

Lpiz


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Sismmetros modernosEl sismmetro de Banda Ancha puede detectarseales ssmicas en un amplio rango de

frecuencias, y generalmente, un amplio rango

de amplitudes (rango dinmico).

El rango de frecuencias usual es de 0.01 Hz 50 Hz (100 s 0.02 s).

Para sismologa regional, el rango defrecuencias de inters es de 0.05 Hz 20 Hz(20 s 0.05 s).

Los sismmetros de Banda Ancha son tilespara estudiar eventos ssmicos regionales y

ocurridos a grandes distancias (telesismos).

Guralp CMG-40T Broadband Sensor


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Los sismmetros de Perodo

Corto registran seales en torno a

frecuencias de 1 Hz (1 s).

Son utilizados principalmente para

registrar sismos locales y

regionales.

Existen sismmetros que

almacenan el registro de la

componente vertical, y de las

tres componentes (V, NS, EW).

Sismmetros modernos

Mark Products L-4 SP Sensor


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AcelergrafosEl movimiento del suelo produce aceleracionesque son medidas por sensores de aceleracino tambin llamados de movimiento fuerte(strong motion); stos estn diseados pararegistrar ondas ssmicas de grandes amplitudes

y de alto contenido de frecuencias.

Dichos movimientos pueden generar daosestructurales y son, entonces, utilizados porsismlogos e ingenieros para mejorar lasnormas sismoresistentes y reducir el impacto delos terremotos.

El rango de frecuencias de inters incluyeaceleraciones entre0.001g - 2 g y frecuencias entre0 Hz - 100 Hz.


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Componentes de una estacin sismolgica de la Red de Intervencin:

1. El sismmetro est localizado en roca y por lo tanto est enterrado o al abrigo de perturbaciones externas.

2. El computador porttil es necesario solamente para la extraccin de informacin desde el disco duro de la

estacin sismolgica.

3. La antena GPS est conectada directamente a la estacin sismolgica, permitiendo de esta forma tener un

control de tiempo adecuado en forma permanente. Adems entrega la ubicacin geogrfica de la estacin.

Antena GPS

Batera

SismmetroEstacinsismolgicaComputador

porttil

Panel solar


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Tiempo (s)

Aceleracin (cm/s2)

Este

Sur

Tiempo (s)

Aceleracin (cm/s2)

Este

Sur

Acelerogramas de un SismoSon la historia de las aceleraciones

de un sismo en el dominio del tiempo

registradas en un sitio especifico

Se usan para determinar la aceleracin de

diseo de las estructuras al nivel del suelo.

Tambin se pueden obtener registros

de acelerogramas de la respuesta de

una estructura, estos son importantespara estudiar las caractersticas dinmicas

del sistema estructural


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Sismograma de

la estacin A

Sismograma de

la estacin B

Sismograma de

la estacin C

Curvas que

muestran como

Ts-Tp aumentacon la distancia

Tiempo de viaje de la

onda P desde el foco a

la estacin C

Distancia desde el foco (km)A

X

BX

CX

Tiempodespusdeiniciado

elterremoto(min)

Ond

asSup

erfici

ales

Ts-Tp

P

S

Sismograma de

la estacin A

Sismograma de

la estacin B

Sismograma de

la estacin C

Curvas que

muestran como

Ts-Tp aumentacon la distancia

Tiempo de viaje de la

onda P desde el foco a

la estacin C

Distancia desde el foco (km)A

X

BX

CX

Tiempodespusdeiniciado

elterremoto(min)

Ond

asSup

erfici

ales

Ts-Tp

P

SLos sismogramas deun sismo se usan

para localizar el

epicentro e

hipocentro, estudiar

los mecanismos

focales, y calcular la

magnitud del mismo.

Sismogramasde un Sismo


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Ncleo

Mantominutos

Ondas reflejadas

minutos

Onda Love a lo largo de la

superficie terrestre

Ondas de Cuerpo (directa y reflejada) dentro de la Tierracomo llegadas en los sismogramas

Foco

y

y

Ncleo

Mantominutos

Ondas reflejadas

minutos

Onda Love a lo largo de la

superficie terrestre

Ondas de Cuerpo (directa y reflejada) dentro de la Tierracomo llegadas en los sismogramas

Foco

y

y


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La magnitud es una cantidad ms objetiva y la podemos asociaral tamao del terremoto. Los sismgrafos modernos permitenamplificar y registrar movimientos del suelo como funcin deltiempo (tpicamente con perodos entre 0.1 y 100 segundos).

Aunque los sismgrafos existen desde 1890, slo en 1930, elsismlogo Charles Richter introdujo el concepto de magnitud deun terremoto. La definicin original era para terremotos deCalifornia que ocurrieran dentro de un rango de 600 Km. paraun tipo particular de sismgrafo, adems, como lasprofundidades de dichos sismos no superan los 16 Km. deprofundidad, no se haca correccin a la frmula.

La idea era, conociendo la distancia del sismgrafo al terremotoy observando la amplitud mxima de la seal, se podra estimarel tamao relativo de los sismos de manera emprica.

Magnitud de un Sismo

Sismmetro de torsin Wood-Anderson.Fue inventado por Harry O. Wood del Seismo Lab y J.A.Anderson del Mt. Wilson Observatory.


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El movimiento debido a un terremoto es

transferido a travs de la rotacin de unapequea masa inercial de cobre (C) fijada a un

alambre sometido a una gran tensin (T) (de

ah el nombre de torsin). El sismmetro

Wood-Anderson fue diseado como un

instrumento muy sensible y casi sin friccin.

El amortiguamiento del movimiento torsionales logrado utilizando los magnetos (M).

Fue una mejora con respecto a sismgrafos previos, instrumentos con amortiguamiento

mecnico, porque la fuerza del amortiguamiento magntico es proporcional a la cantidad demovimiento del objeto que est siendo amortiguado, por lo tanto, cuando el instrumento est

en reposo, no hay resistencia inicial al movimiento de la masa inercial.

El sistema de registro de los Wood-Anderson tambin era sofisticado, ya que un haz de luz

se reflejaba en un papel foto-sensible desde un espejo (m) sobre la masa inercial.


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Richter observ que el logaritmo

del mximo desplazamientomovimiento del suelo decae con

la distancia a lo largo de curvas

paralelas para muchos

terremotos.

El tamao relativo de loseventos es entonces

calculado por comparacin

con un evento de referencia.

Richter escogi su evento de

referencia con ML=0 tal que Ao

fuera 0.001 m a una distancia

epicentral de 100 km.

)log(76.248.2)log( AML

log

A

log

Ao

Distancia epicentral (km)

)log()log( 0AAML

Richter observ que el logaritmo

del mximo desplazamientomovimiento del suelo decae con

la distancia a lo largo de curvas

paralelas para muchos

terremotos.

El tamao relativo de loseventos es entonces

calculado por comparacin

con un evento de referencia.

Richter escogi su evento de

referencia con ML=0 tal que Ao

fuera 0.001 m a una distancia

epicentral de 100 km.

)log(76.248.2)log( AML

log

A

log

Ao

log

A

log

Ao

Distancia epicentral (km)

)log()log( 0AAML


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Frmula utilizada para el sur de California

))(8log(392.2)(log( stmmAML

Como los registros eran impresos en papel,

era fcil medir la diferencia de llegada de laonda P y S, y determinar la mxima amplitud.


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Eventotelessmico

Estacinsismolgica

eventolocal

El nomograma nos permite

conocer la magnitud del

sismo, dado los parmetros

necesarios.Nomograma interactivo

Eventotelessmico

Estacinsismolgica

eventolocal

El nomograma nos permite

conocer la magnitud del

sismo, dado los parmetros

necesarios.Nomograma interactivo


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La escala de magnitudes original de Richter (ML: Magnitud Local) fue extendida

a observaciones de terremotos ubicados a cualquier distancia y profundidad focal(0-700 km). Debido al gran movimiento que producen los grandes terremotos, los

sismgrafos dan trazos fuera de escala, derivando en una saturacin en la

mxima amplitud; por esta razn slo se utiliza esta escala para sismos menores

a magnitud 6.

Debido a que los terremotos pueden generar tanto ondas de cuerpo como ondassuperficiales hay dos escalas de magnitudes asociadas:

mb (Body-wave Magnitud): (Richter, 1956) usa slo ondas P de perodo corto.Esta escala es til para estudiar el tamao de explosiones (test de bombas

nucleares, etc).

MS (Surface-wave Magnitud): se calcula usando la amplitudde ondas superficiales en un perodo de 20 seg. Medidas

por un sismmetro vertical de largo perodo.

Un sismo puede tener ms de una magnitud:


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foco

epicentro

La frmula de la magnitud de ondas de cuerpo mb es:

mb = log(A/T) + Q(D,h)

Donde:

A es la amplitud del movimiento del suelo(micrones);

Tes el perodo correspondiente (segundos);Q(D,h) es un factor de correccin que esfuncin de la distancia D (grados), entre el

epicentro y la estacin y la profundidad focal h

(km) del terremoto.

foco

epicentro

foco

epicentro

La frmula de la magnitud de ondas de cuerpo mb es:

mb = log(A/T) + Q(D,h)

Donde:

A es la amplitud del movimiento del suelo(micrones);

Tes el perodo correspondiente (segundos);Q(D,h) es un factor de correccin que esfuncin de la distancia D (grados), entre el

epicentro y la estacin y la profundidad focal h

(km) del terremoto.

La frmula de las ondas superficiales es:

MS = log (A/T) + 1.66 log (D) + 3.30

Si consideramos la amplitud de las ondas superficiales en T=20 s, entonces esta

frmula se transforma en:

MS = log (A20) + 1.66 log (D) + 2.0

Recuerde que estn permitidos los valores negativos de magnitud!!!

S C O C


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Una idea general de la frecuencia de ocurrencia de grandes terremotos se puede

obtener al observar la siguiente tabla:

Magnitudes e incidencia mundial esperada

Magnitud Richter Efectos cerca del epicentroNmero estimado por

ao



UNIVERSIDAD CATOLICA DE


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Una idea general de la frecuencia de ocurrencia de grandes terremotos se puede

obtener al observar la siguiente tabla:

MS Terremotos/ ao8.5 - 8.9 0.38.0 - 8.4 1.17.5 - 7.9 3.1

7.0 - 7.4 156.5 - 6.9 566.0 - 6.4 210



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Al comienzo, las escalas de magnitudes mencionadas eran consideradas como

equivalentes, vale decir, los terremotos de todos los tamaos liberabanproporciones fijas de energa en diferentes perodos.

Pero sucede que grandes terremotos, que generan extensas zonas de

rupturas, sistemticamente irradian ms energa de largo perodo. Entonces,

para muchos grandes terremotos las magnitudes mb subestimaban el

tamao real del terremoto; las magnitudes mximas mb eran entre 6.5 - 6.8.

De hecho, las magnitudes MS subestiman el tamao de terremotos muygrandes; el mximo observado presenta valores entre 8.3 - 8.7.



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Entonces, los sismlogos modernos, utilizan los siguientes conceptos

para describir el tamao de un terremoto:

MOMENTO SSMICO Y ENERGA RADIADA

Falla

Ancho

Largo

Pr

ofun

did

ad

La orientacin de la falla, la direccin del movimiento de la falla y el tamao del

terremoto pueden ser descritos a travs de la geometra de la falla y el momento

ssmico.

Estos parmetros son determinados con el anlisis de la forma de onda de los

sismogramas producidos por un terremoto.

Las diferentes formas y direcciones de movimiento de las formas de onda

registradas a diferentes distancias y azimuts del terremoto son utilizados para

determinar la geometra de la falla y el momento ssmico.

Entonces, los sismlogos modernos, utilizan los siguientes conceptos

para describir el tamao de un terremoto:

MOMENTO SSMICO Y ENERGA RADIADA

Falla

Ancho

Largo

Pr

ofun

did

ad

Falla

Ancho

Largo

Pr

ofun

did

ad

La orientacin de la falla, la direccin del movimiento de la falla y el tamao del

terremoto pueden ser descritos a travs de la geometra de la falla y el momento

ssmico.

Estos parmetros son determinados con el anlisis de la forma de onda de los

sismogramas producidos por un terremoto.

Las diferentes formas y direcciones de movimiento de las formas de onda

registradas a diferentes distancias y azimuts del terremoto son utilizados para

determinar la geometra de la falla y el momento ssmico.



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El momento ssmico est relacionado con parmetros

fundamentales del proceso de ruptura:

MO = Sd

donde es el mdulo de rigidez, S es el rea de la falla y

es el desplazamiento promedio sobre la falla.

Momento Ssmico

donde

rigidez

desplazamiento medio (m)

rea de ruptura (m2 )

Considerando que el momento ssmico toma en cuenta tanto la geometrade la falla, como el azimut del observador, el momento ssmico es una

medida ms consistente para estimar el tamao del terremoto.

De esta forma, tenemos una definicin para una nueva escala de magnitudes MW, Magnitud de Momento:

MW = 2/3 log(MO) - 10.7

Lo importante de esta escala es que no satura, por lo que es usada para

terremotos grandes.



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Energa, ELa cantidad de energa radiada por un terremoto es una medida del potencial de

dao a las estructuras creadas por el hombre. Tericamente, su clculo requiere

de la suma de las energas liberadas en un amplio rango de frecuencias a medida

que rompe la falla. Debido a limitaciones instrumentales, la mayora de las

estimaciones de energa fueron desarrolladas a travs de relaciones empricas

por Beno Gutenberg y Charles Richter:

logE= 11.8 + 1.5MS (E en ergs)

Como MSest centrada en una banda de frecuencias entre 18 y 22 segundos,esta definicin de energa es limitada.

Con el avance en registros digitales e instrumentos de Banda Ancha, actualmente

se pueden hacer estimaciones ms precisas de la energa. La Magnitud de

Energa Me, est definida en funcin de la energa radiada por el terremoto:

Me = 2/3 logE - 2.9



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Por cada aumento de 1 unidad de magnitud, la energa ssmica

asociada aumenta en un factor de 32 veces!!!

Comparacin de frecuencia, magnitud y energa liberada.

Magnitud

Energaliberada(e

quivalenteenkilogramosdeexplosivo)

Terremotos Energa equivalente

Por cada aumento de 1 unidad de magnitud, la energa ssmica

asociada aumenta en un factor de 32 veces!!!

Comparacin de frecuencia, magnitud y energa liberada.

Magnitud

Energaliberada(e

quivalenteenkilogramosdeexplosivo)

Terremotos Energa equivalente

Numero de terremotos por ao (en el mundo)



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Aunque Mw y Me son ambas magnitudes, ellas describen propiedades fsicas

diferentes del terremoto.Mw, determinada desde datosssmicos de frecuencias bajas, esuna medida del rea de ruptura

del terremoto.

Me, determinada con datosde altas frecuencias, es unamedida delpotencial

ssmico asociado al dao.

Consecuentemente, Mw y Me no tienen necesariamente el mismo valor numrico.




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Aunque Mw y Me son ambas magnitudes, ellas describen propiedades fsicas

diferentes del terremoto.

Mw, determinada desde datosssmicos de frecuencias bajas, esuna medida del rea de ruptura

del terremoto.

Me, determinada con datos

de altas frecuencias, es unamedida delpotencial

ssmico asociado al dao.

Consecuentemente, Mw y Me no tienen necesariamente el mismo valor numrico.



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Se determina utilizando la frmula de energa

radiada de Choy and Boatwright (1995)

Me = (2/3) log Es - 2.9

donde Es es la energa radiada en Newton-

meters. Me, determinada de datos ssmicos de

alta frecuencia es una medida del potencial

ssmico del dao.

Magnitud EnergaMe

frmula de Kanamori (1977)

Mw = (2/3) log Mo - 10.7

donde Mo es el momento escalar en dyne-cm.

Magnitud de

MomentoMw

FrmulaNombre

Magnitud

Se determina utilizando la frmula de energa

radiada de Choy and Boatwright (1995)

Me = (2/3) log Es - 2.9

donde Es es la energa radiada en Newton-

meters. Me, determinada de datos ssmicos de

alta frecuencia es una medida del potencial

ssmico del dao.

Magnitud EnergaMe

frmula de Kanamori (1977)

Mw = (2/3) log Mo - 10.7

donde Mo es el momento escalar en dyne-cm.

Magnitud de

MomentoMw

FrmulaNombre

Magnitud



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Mb = log (A/T) +Q(D,h)Definida por Gutenberg y Richter (1956); T (s)

entre 0.1 y 3 segundos; A, (micrones), no es

necesariamente la mxima del paquete de las

ondas P; Q es f(D, h).

Magnitud de

Ondas de

Cuerpo (P).

Mb

frmula IASPEI

Ms = log (A/T) + 1.66 log D + 3.3

A (micrones) de la componente vertical de la

onda superficial en el rango de perodos T entre

18 y 22 segundos.

D distancia en grados geocntricos (estacin-epicentro) y entre 20 y 160.

No contiene correcciones por profundidad y se

determina para profundidades mayores que 50

km.

El valor Ms publicado es el promedio de

determinaciones individuales de estaciones.

Magnitud de

OndasSuperficiales

Ms

Mb = log (A/T) +Q(D,h)Definida por Gutenberg y Richter (1956); T (s)

entre 0.1 y 3 segundos; A, (micrones), no es

necesariamente la mxima del paquete de las

ondas P; Q es f(D, h).

Magnitud de

Ondas de

Cuerpo (P).

Mb

frmula IASPEI

Ms = log (A/T) + 1.66 log D + 3.3

A (micrones) de la componente vertical de la

onda superficial en el rango de perodos T entre

18 y 22 segundos.

D distancia en grados geocntricos (estacin-epicentro) y entre 20 y 160.

No contiene correcciones por profundidad y se

determina para profundidades mayores que 50

km.

El valor Ms publicado es el promedio de

determinaciones individuales de estaciones.

Magnitud de

OndasSuperficiales

Ms



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ML Magnitud Local("Richter") ML = log A - log AoDefinida por Richter (1935) donde A es laamplitud mxima de la traza en micronesregistrada en un sismmetro estandardde perodo corto y log Ao es un valor

estandard en funcin de la distancia,donde la distancia debe ser inferior a 600km.



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BIBLIOGRAFIA CAPITULOS 1 Y 2

1. USGS - United States Geological Survey www.usgs.gov

2. NOAA National Oceanic and Atmospheric Administration, www.noaa.gov

3. Facultad de Ciencias Fsica y Matemticas de la Universidad de Chile, Prof.

Diana Comte, Presentaciones ppt para Cursos 2011

4. Earthquakes: A Primer, Bruce Bolt

5. Riesgos Volcnicos,

http://iespicosdeurbion.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/RIESGOS_GEOLOGIC

OS_INTERNOS.ppt6. Leyes de Atenuacin para sismos corticales y de subduccin para el

Ecuador, Roberto Aguiar Falcon, Edwin Garca y Javier Villamarn, ESPE,

Revista Ciencia, 2010.
http://www.usgs.gov/http://www.noaa.gov/http://iespicosdeurbion.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/RIESGOS_GEOLOGICOS_INTERNOS.ppthttp://iespicosdeurbion.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/RIESGOS_GEOLOGICOS_INTERNOS.ppthttp://iespicosdeurbion.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/RIESGOS_GEOLOGICOS_INTERNOS.ppthttp://iespicosdeurbion.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/RIESGOS_GEOLOGICOS_INTERNOS.ppthttp://iespicosdeurbion.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/RIESGOS_GEOLOGICOS_INTERNOS.ppthttp://www.noaa.gov/http://www.usgs.gov/

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