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ESTIMACIÓN DEL PELIGRO SÍSMICO DETERMINÍSTICO POR FUENTE SISMOGÉNETICA Y EVALUACION PRELIMINAR DE DESLIZAMIENTOS COSÍSMICOS ASOCIADOS PARA LA REGIÓN DE

VALPARAÍSO.

IRMA FERNÁNDEZ

Departamento de Ciencias Geográficas. Universidad De Playa Ancha. Av. Leopoldo Carvallo 270. Playa Ancha.

Valparaíso.

I. INTRODUCCION.

La Sismicidad de Chile Continental, entre los 18° y 47° S (Arica hasta Chiloé), es controlada principalmente por la convergencia de las Placas tectónicas de Nazca y Sudamericana. Cuyas velocidades estimadas son del orden de 6.6 cm/año y, de 3 cm/año, respectivamente. La tasa neta de convergencia es de 8 a 9 cm/año. (Kendrick el át 1993). Estas características, en particular, el alto valor de la velocidad de convergencia, permite la acumulación continua de tensiones en las zonas de asperezas de las placas, las cuales al superar un umbral limite, liberan repentinamente la energía de deformación, en forma de ondas sísmicas que se propagan en todas direcciones, produciendo lo que conocemos como Sismo o Terremoto. Bajo, este contexto tectónico, se desarrolla una taxonomía que permite definir al menos 4 ambientes sismogéneticos o tipos de eventos sísmicos: 1) Terremotos Intraplaca Oceánica o

“Outer rise”1; 2) Terremotos Interplaca o tipo

“Thrust”; 3) Terremotos de Profundidad Intermedia; y 4) Terremotos Corticales. (Leyton et ál 2010; Araya 2007; Madariaga 1998; Suarez ét ál 1993). Chile Central, y en particular la Región de Valparaíso, cuenta en sus registros históricos con los Terremotos Interplaca de 1575, 1647, 1730, 1822, 1906, 1985. Siendo el de 1730 el más devastador, con Ms=8.5 a 9.0 estimada de acuerdo a los relatos de daño de Montessus de Ballore. Con periodos de retorno de 83 ± 7 años, para eventos de M ≥ 8.0. (Lomitz C, 2004; Comte ét al 1986) Entre los eventos Intraplaca Profundidad Intermedia se cuentan los terremotos de la Ligua de 1927 y de 1965, el de

1 Fuente Sísmica caracterizada por generar sismos de

magnitud moderada a distancias mayores de 150 km de la costa, no incluidos en el presente estudio, debido a que se estima que los daños son poco significativos en relación a las demás fuentes sismogenéticas bajo análisis.

24 de Julio 2012.

Palabras Claves. Terremotos Históricos. PGA Asperezas Sísmicas. Correlaciones Empíricas. Intensidad de Arias.

Resumen.

En relación, a las relaciones empíricas determinadas para terremotos Chilenos, Taiwán y California, en conjunción con las características SismoTectónicos y Geológicas Regionales, en particular, con las Asperezas Sísmicas, se definen seis Terremotos de Diseño, con distintos potenciales sísmicos por cada una de las tres principales fuentes sismogénetica: Subducción, Intraplaca Profundidad Intermedia, y Cortical, con incidencia en la Región de Valparaíso, sobre la base de la Metodología Determinística. Los valores de la PGA obtenidos permiten la definición del Peligro Sísmico Regional, y la evaluación preliminar de los Desplazamientos Cosísmicos Coherentes y Disgregados, como función de la Intensidad de Arias y, la Aceleración Crítica. Los resultados señalan al E-AT1 como el terremoto con mayor potencial sísmico, dado que su escala de daño es regional. Los eventos E-BT1, E-BT2 y E-CT2 presentan un radio de acción máximo de 40 km desde el foco, por tanto, su potencial sísmico es local. Los escenarios de campo lejano y cortical superficial cordillerano solo revisten daño, al sector Norte-Poniente, y Sur –Oriente de la región. La evaluación preliminar de Dn, indica que los deslizamientos son fuertemente influidos por la litología regional, tanto como por la relación Magnitud-Distancia, con excepción del escenario basado en el terremoto de 1730.

INFORME ACOTADO DE PRACTICA PROFESIONAL

ONEMI-VALPARAÍSO.

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Santiago de 1945, el de Punitaqui en 1997 con Mw =7.1. (Barrientos 2007). Durante 1981 y 2001 se sucedieron dos eventos “costa afuera” a ± 150 km de las Costa de Valparaíso, con Ms= 7.5 y 6.5, respectivamente, según el Catalogo NEIC.

2

Si bien, la sismicidad cortical es asociada

principalmente a los sectores pre y cordilleranos. Testigos, son los Terremotos de Santiago de 1580 con una magnitud estimada por Cisternas et ál 2010, en torno a los 7.0 grados y, el de las Melosas con Ms= 6.9. (Campo et ál 2005). La sismicidad superficial en las zonas costeras y, por ende el potencial sísmico asociado, ha sido expuesto por Sabaj R, 2008. En relación, a variaciones geomorfológicas, sismicidad y desplazamiento post-mioceno (últimos 5.3 Ma), reconoció más de 50 estructuras (Fallas y Lineamientos geológicos) potencialmente activas entre los 33°-33.5° S.

La Región de Valparaíso es la tercera más

poblada a nivel nacional con 1.739.876 habitantes al 2007, según INE 2010. La densidad poblacional por Km

2 supera el 90%. El 91% de

población radica en los centros urbanos costeros, distribuidos preferentemente en el Gran Valparaíso, con 968.17 miles de personas. Donde, se localizan las principales funciones: portuaria, turísticas-industriales, servicios, político-administrativas. Pero, también en torno, a los ejes Industriales, Pesqueros y, Agroindustriales, desarrollados al interior del Valle del Aconcagua, ligados a la producción de cobre, cemento como a la frutícola y vinífera.

La mayor densificación la presentan las

Provincias de Quillota, San Antonio y Los Andes, con 258.20, 164.39 y 107, 55, respectivamente. La estructura regional del PIB al 2005 según el Banco Central, indica al sector productivo Industrial Manufacturero como la principal rama económica con el 27, 5 % de la producción, seguida por el sector Trasporte y Comunicaciones con el 12.2 %. La principal rama de actividad económica radica en el comercio con 140,0 miles de personas. Dadas, sus fortalezas físico ambientales, Valparaíso, es un centro neurálgico relevante. No obstante, el proceso de expansión urbana y los cambios internacionales en materia

2 National Earthquake Information Center. http:// Earthquake.usgs. gov/

macroeconómica, han influido tanto en la densificación de los centros neurálgicos en las áreas circundantes, físicamente vulnerables, como en el colapso en la oferta de trabajo y en los servicios socioeconómicos básicos, y por ende a la pobreza. La tasa de desempleo regional, al año 2009 fue de 11, 2 % superior en 1.5 % al total nacional. Entonces, es imprescindible, estimar el daño potencial que pudiese sufrir a causa de un evento telúrico, para de esta forma, disminuir los efectos no deseados asociados a la ocurrencia de un Terremoto, en la tabla N°1 se indican los daños en bienes de Capital e Infraestructura estimada para el Terremoto del 27 de Febrero del 2010. (Romero ét al 2011. INE 2007. 2010)

Parámetro

(Millones de dólares)

Bienes Capital 9.112

Capital (Vivienda) 1.171

Capital (Servicios

Comunales, Sociales.

Colegios, Hospitales,

Infraestructura

Administrativa)

1.041

Infraestructura

Económica.

(Electricidad, agua,

Trasporte,

comunicaciones)

685

Capacidad

Productiva

Sectorial.

(Instalaciones,

Equipos, maquinarias)

1.242

Capacidad

Productiva

Sectorial, por

Lucro Cesante3.

1.061

Tabla 1: Estimativos de Daños en bienes de Capital e Infraestructura para F-27. Fuente: Balbontin 2011.

Los efectos sobre el territorio creado y los sistemas socioeconómicos, culturales, políticos, ambientales, que se asientan sobre él, en conjunción con las características inherentes sismo-tectónicas regionales deben estimular el estudio, el reconocimiento y la determinación de los diferentes escenarios sísmicos de daño potencial y, así entregar una herramienta útil, a las autoridades y organismos competentes, que permita no sólo la prevención y/o la mitigación

3 Capacidad productiva de cada sector y región, que permite calcular el menor aporte al PIB Regional como producto de Terremoto del F-27.

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del desastre sino también que promueva el ORDENAMIENTO Y LA SEGURIDAD TERRITORIAL de los territorios poblados urbanos y rurales, (actuales y proyectados) tanto a escala nacional, regional y local.

Se utiliza la Metodología Determinística, para definir el “peor Terremoto”, por fuente sismo genética: Terremoto Subductivo Campo Próximo y Lejano, Terremoto Intraplaca Profundidad Intermedia Campo Cercano, y Terremoto Cortical Campo próximo. De acuerdo, a los antecedentes de terremotos históricos documentados, y a las condiciones sismotectónicas y geológicas actuales que pudiesen provocar grandes daños a escala regional. Los parámetros focales para cada escenario de daño se evalúan de acuerdo a Ramírez D, 1988; Kausel y Ramírez 1992, y Wells and Coppersmith 1994.

Los parámetros instrumentales se determinan de relación a las Leyes de Atenuación, en roca, para la PGA, propuestos por Saragoni y Ruiz 2005, Young et al 1997, Sang-YuHsieh and Chyi-Tyi Lee 2010.

Los valores de aceleración horizontal máxima

(PGA) considerandos, con sus valores de amplificación del suelo por tipo geológico (Fa) se utilizaron para definir los grados de peligro regional. De acuerdo a la escala de peligro definida mundialmente por la GSHAP. Aunque, se basa en Terremotos de Subducción y el Método Probabilísticos, se aplica a todos los escenarios por fuente sismogenéticas utilizadas. El rango posible de Intensidades (IMM

4) y,

Desplazamientos Cosísmicos asociados, en relación a las correlaciones empíricas de Astroza ét al 2008, Trifunac and Brady 1975, Keefer and Wilson 1985, Ambrasey and Menu 1988.

II. CONTEXTO Y PLANTEAMIENTO

METODOLOGICO.

La Amenaza Sísmica es una Metodología. Ya sea, Probabilística o Determinística, que permite determinar un plano posible de intensidades que podría ocurrir en una región, ante la ocurrencia de un Terremoto, de acuerdo, a las características sísmicas, tectónicas y geológicas de la misma. La

4 Intensidad de Mercalli Modificada.

metodología probabilística comúnmente consiste en cinco pasos, 1) Definir fuentes sismo genéticas, 2) determinar parámetros sísmicos por fuente seleccionada, 3) definir la productividad sísmica mediante la Ley de Gutenberg y Richter, 4) definir las leyes de atenuación de acuerdo a un parámetro de peligro, PGA, Intensidad, el periodo del suelo etc., y 5) estimar la probabilidad de exceder un cierto umbral, de acuerdo al parámetro elegido, en un periodo de tiempo determinado. En cambio, la metodología determinística analiza el “peor escenario”, desestimando el cuándo y con qué probabilidades este pueda ocurrir. En general, define un evento discreto controlador, por ejemplo el Terremoto máximo probable, el creíble o bien el máximo Terremoto Histórico. Este estudio, utiliza el máximo probable para escenarios corticales y, el Terremoto histórico para fuentes de subducción. Localizado en cada fuente sismogenética seleccionada, para cada una se determinan sus dimensiones (falla), localización espacial y geometría con respecto a un sitio en particular, y máxima magnitud. De acuerdo, a estos parámetros focales se seleccionan las leyes de atenuación, en relación a un parámetro de peligro, al igual que en el método probabilista. En función de las cuales se definen distintos planos de daño sísmico. Datos geológicos e históricos indican que los Terremotos no ocurren en ciclos necesariamente en ciclos con periodos de recurrencia constantes, por lo cual el cuándo va ocurrir el próximo Terremoto es desconocido. La aproximación Determinística evita tener que realizar estas especulaciones, es decir, no acepta necesariamente, (Distribución de Poisson) la independencia espacio-temporal de los eventos sísmicos. (Reiter 1990, Cao ét al 2003, Climent ét al 2003) De acuerdo, a lo anterior el primer paso constituyo, en el diseño de tres escenarios sísmicos (ES):

Escenario N° 1: Terremoto Subductivo Thrust Campos Cercanos (CC) y Lejano (CL) E-A

Terremoto de Diseño N°1. T1 E-A1

Basado en el Terremoto de 1730 y en la Aspereza Sísmica Valparaíso N°2.

Terremoto de Diseño N°1. T2 E-A2

Basado en la Aspereza Sísmica de Illapel

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Escenario N° 1: Terremoto Intraplaca Profundidad Intermedia.

Campos Cercanos (CC). E-B

Terremoto de Diseño N°1. T1 E-B1

Basado en Los Terremotos de 1965-1939.

Terremoto de Diseño N°1. T1 E-B2

Basado en la Aspereza Sísmica de la Ligua.

Escenario N° 1: Terremoto Intraplaca Cortical E-C

Terremoto Cordillerano de Diseño N°1. T1 E-C1

Basado en la Falla potencialmente activa FSR-1.4

Terremoto Costero de Diseño N°1. T1 E-C2

Basado en la Falla Potencialmente activa de Laguna Verde.

Tabla 2: Parámetros De Diseño por cada Terremoto de Daño.

Para los eventos de Subducción tipo Thrust se utilizaron las correlaciones empíricas indicadas en Estimación de Algunos Parámetros Focales de Grandes Terremotos Históricos Chilenos de Ramírez 1988.

Ramírez 1988r, Kausel 1986

c, Lomnitz 1971

L1,

Lomnitz 2004L2

, Carvajal-Saragoni 1989cs

, Kelleher 1972

k y Nishenko

n 1985, en especial, abordaron

el estudio de la Gran Terremoto de Valparaíso de 1730, entregando una aproximación a algunos de sus parámetros focales, indicados en la Tabla N°3.

Parámetro Valoración

Longitud de Ruptura (km)

350-450c

550cs

550k

350-400 n

470 r

Ancho (km) 100-150n

Desplazamiento Promedio. (m)

6-8n

Magnitud (Ms)

8.75L1

8.5-9.0L2

< 8.0

k

9.1r Ms , Mw 8.8

r

Duración (min) 6 .0r

Tabla 3: Parámetros Focales y Macro sísmico para el Terremoto de 1730.

De acuerdo, a los relatos históricos de Montessus de Ballore, Barros Arana, José Medina, Claudio Gay, y Vicuña Mackenna, (en Ramírez 1988 y Lomnitz 2004), este Terremoto y, posterior Tsunami, fue una catástrofe. Destruyendo, por completo a la incipiente Ciudad de Valparaíso, causando serios daños desde Illapel hasta Concepción. En tres “pulsos” sísmicos la madrugada del día 8 de Julio. El primero ocurrió entre la 1 y 2 de la madrugada, luego, alrededor de las 4.45 ocurrió el segundo, considerado el Terremoto responsable de la catástrofe, y el tercero entre las 12 y la 1 de la tarde del día siguiente, con numerosas replicas que habrían durado 14 meses.

De acuerdo, al largo de ruptura estimado para Terremotos de Chile Centro-Sur, el evento de 1730, se habría extendido desde los ± 30° S hasta los ± 36° S, unos 600 km. (Beck ét al 1998, Barrientos S, 2007). La Focalización del daño según las crónicas históricas, se circunscribió a las ciudades de Valparaíso y Santiago, probablemente correspondiente al área epicentral del Terremoto. Los daños, al norte del área epicentral, según los mismos se evidenciaron en menor cuantía hasta la ciudad de la Serena, habiendo sido mayores en las localidades de Illapel, Petorca y Tiltil. Presumiblemente el límite norte se habría alcanzando ± a los 31° S. La ciudad de Concepción, habría estado ubicada fuera de la zona de ruptura. (Ramírez 1988) Montessus de Ballore, relata daños importantes en las ciudades de Chillan y, Concepción. (Lomnitz 2004) En esta última a causa directa del Tsunami generado una hora más tarde del Terremoto. Esta diferencia de tiempo entre un suceso y el otro, llevan a Ramírez 1988, y Kausel 1986 ha estimar que Concepción habría esta fuera de la zona de ruptura. De, acuerdo, a las ecuaciones Ramírez 1988, entre La longitud de Falla (L), La Magnitud Superficial (Ms) y, Magnitud Momento (Mw), determinados en base a 28 terremotos de acuerdo al Catalogo SISRA 1984, es posible determinar la magnitud de un evento posible de acuerdo a su largo estimado, así:

Si se platea un L= 600 km las magnitudes posibles para el caso de Ms = 9.3 y Mw=9.0, para

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un L de 5° (31°-35° S) Ms= 9.2 y Mw=9.0, ambos en el rango de saturación. Si se considera, el largo más probable (31°-35° S) de acuerdo a los relatos históricos de daño, L ± 450 Km, el ancho y desplazamiento (AD) de Niskenko 1985 y la relación para Momento Sísmico (Mo) de Kanamori and Anderson 1975:

Siendo, S = área de ruptura y u= a la rigidez de la corteza a 20 km, se obtiene Ms= 9.0 y Mw=8.9. Un rango posible y conservador si se estima al Terremoto de 1730 como catastrófico.

Los eventos Intraplaca de profundidades intermedias están asociados a los esfuerzos inducidos en la placa subducente (P Nazca). Esfuerzos que están controlados, principalmente, por la tracción de la placa que subduce y por la flexión a la que está sometida debido a la geometría de subducción. Lo que produce tracción en la parte superior y compresión en la parte inferior, por lo cual los mecanismos de foco de esta tipología suelen ser de carácter tensional o compresional. (Farias M, 2007) En la zona central de Chile, el evento más grande de carácter intraplaca corresponde al Terremoto de la Ligua 1965, con la Ms=7.1. Pero, sin duda el más desastroso fue el Terremoto de Chillan en 1939 con Ms=7.8. De acuerdo, a Beck ét al 1988, se trato de un Terremoto de características tensionales (down-dip tension). Proponiendo, que sucede sobre una falla normal y no, sobre una falla inversa de bajo ángulo, ocurrido a lo largo de la subducción de la placa que subducta, a una profundidad comprendida entre los 80 a 100 km. El terremoto produjo grandes daños entre las ciudades de Linares y los Ángeles, devastando por completo a la ciudad de Chillan y produciendo el mayor número de muertes en la historia de Chile, estimándose en cerca de 10.000 personas. Sin embargo, debido a la atenuación de la intensidad con la distancia, ni en Talca ni en Rancagua habría superado los VI. (Lomnitz C, 2004. Del Canto ét al 1940) El plano de Intensidades (IMM) fueron abarcadas por Reyes M, 1993, indicadas en la ilustración N°1, en el cual es posible observar que la zona de máxima intensidad (IX) se distribuyo al interior del continente entre los ± 35° y los ± 37° S. Concordando con las áreas de ruptura estimados por Kellerker 1972 (35.5’ S-37.3’ S), y, Lonmitz C

2004 (35,8’ S-37,5’ S). El largo de ruptura más probable es de ± 200 km a 222 km.

Si se considera el menor valor L= 200 km, un área aproximada de ruptura de 4032, 18 km

2,

determinada de acuerdo a Wells and Coppersmith 1994, un AD = 200 cm y, u40= 5

11, la

Magnitud de acuerdo a Mo es Mw =7.9, si al contario, se asume la relación ancho (W)= 0.5 L, y un área de 20.000 km

2 se obtiene Mw=8.4.

Similar a la arrojada por la ecuación ec. 2, Mw=8.2. Dos consideraciones, 1) La obtención del valor de magnitud estimado para este evento (7.8) se evaluó en relación a las formas de onda y la polaridad del primer arribo de las ondas P, desestimado la rigidez de la corteza a los 80-100 km, superiores a 5

11, y 2) se despreciaron los

efectos de amplificación del Sitio. No obstante, a lo anterior, no existe certeza absoluta en la determinación del proceso de ruptura de los terremotos intraplaca de profundidad intermedia, y por tanto la máxima magnitud posible que estos pudiesen alcanzar. (Leyton ét al 2010) Por lo tanto, para E-B1 y E-B2 se impone Ms=8.0, que constituye la magnitud de Control, definida por Ruiz y Saragoni 2005, para los terremotos chilenos Intraplaca. De igual, forma se aplica H=87 km en relación a Campos y Kaussel 1990, y el epicentro dispuesto para el Terremoto de 1965, para E-B1, debido a que se evalúa el campo cercano.

La localización geográfica tanto de los eventos de subducción tipo Thrust e Intraplaca E-A2 asumen los valores estimados para las Asperezas Sísmicas para Chile Central desde los 31°S a los 35° S. El Terremoto de Febrero del 2010 (F-27), al igual que el Terremoto de Valparaíso de 1985 (M-85), corresponde a eventos múltiples que liberaron su energía desde diferentes asperezas sísmicas, definidas como zonas de liberación continúa de energía de deformación tectónica. (Ruiz ét al 2010; Leyton ét al 2010; Saragoni R, 2011). Lobos 1999, ratifica lo anterior, determinado la polaridad de las ondas superficiales estableció que M-85 fue un evento de múltiples fuentes, afirmando la existencia de tres asperezas. La primera F1, localizada en el mar en la zona de ruptura, la segunda y la tercera, F2-F3, ubicadas en LLolleo y Melipilla y frente a San Felipe y Llaillai respectivamente, indicadas en la ilustración N° 2. Ruiz ét al 2005, localiza y define 6 asperezas dominantes (*) y 2

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locales, indicadas en la Tabla N° 4 y, en la ilustración N°3.

Ilustración 1: Mapa de Intensidades para el Terremoto de Chillan de 1939.

Su localización y estudio, ha permitido explicar el daño observado en zonas excluidas del área epicentral, y que no podían ser esclarecidas en términos de Fa. Indicando, que la energía, no sólo se libera, desde el hipocentro o del área más cercana a la falla o que está, se propaga en forma uniforme desde la fuente sísmica (Teoría del Rayo).

Por tanto, deben ser incluidas al momento de evaluar distintos planos de daño sísmico, como es el caso de este estudio, para E-A1, EA-2, y E-B2.

Ilustración 2: Área de Ruptura y Asperezas Sísmicas del Terremoto de Valparaíso de 1985. Fuente: Lobos 1999.

Ilustración 3: Localización Geográficas de las Asperezas Sísmicas para Chile Central. Fuente Ruiz 2005. Las isolineas representan los valores de Beta. Parámetro b de la ecuación de Gutenberg-Richter. Medida que describe, el campo de esfuerzos acumulados en una región tectónica. Valores altos (verdes), son indicativos de liberación continua de energía, elevada sismicidad de menor magnitud, y valores bajos, (lila) de acumulación de esfuerzos, sismicidad de mayor potencia. Autor: Irma Fernández.

Nombre X Y H

Valparaíso N°1*

33.17 71.98 28

Valparaíso N°2*

33.10 71.80 30

Llaillai* 32.90 71.00 60

La Ligua* 32.40 71.75 40

Llolleo* 33.50 71.50 30

Rapel* 34.08 71.57 40

Iloca 34.87 72.28 25

Illapel. 31.00 71.90 25

Tabla 4: Asperezas Sísmicas de Chile Central. Fuente: Ruiz ét al 2005. * (Dominante)

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Los resultados de los trabajos de Sabaj 2008 y Jorquera 2008, son base para definir los parámetros focales correspondientes a los Terremotos de Intraplaca Cortical. Dada su localización Geográfica se dividen en Costero y Cordillerano.

Las estructuras potencialmente activas (EPA), estimadas por Sabaj, en relación a su expresión morfológica, y sismicidad son más de 50, las cuales quedan clasificadas en tres sistemas estructurales de orientación E-W, NW y NE distribuidas en la Cordillera de la Costa desde los 33°-33.5°, representando en la Ilustración N° 4. Jorquera 2008, identifico 14 áreas con potencial sísmico, de las cuales, 8 corresponden a EPA, de acuerdo a la sismicidad reconocida entre los 33° S 71° W y los 34° S 69-30’ W en el sector Pre y Cordillerano Oriente de la Región Metropolitana, indicadas en la Ilustración N°5.

Ilustración 4: Estructuras Potencialmente Activas de la Cordillera de la Costa, Chile Central. Fuente: Sabaj 2008. pp 21.

Ilustración 5: Estructuras y Áreas. Potencialmente Activas de Chile Central frente Pre y Cordillerano, de acuerdo a la sismicidad. Fuente: Jorquera 2008. pp 49.

Para cada ambiente geotectónico, la data fue georeferenciada. Con posterioridad, en el contexto Costero se seleccionaron las trazas EPA ≥ 10 km correspondientes a 17 estructuras. Mientras, tanto, para el marco Cordillerano se escogieron 7 áreas potenciales con lineamientos distinguibles, correspondientes a la ZC, ZF, ZG, ZH, ZI, ZJ, y ZK. De acuerdo, a la identificación señalada, se trabajo con un total de 24 EPA, adicionalmente se integraron los lineamientos potencialmente activos correspondientes a la Falla de San Ramón, integrados a la ZF, para las cuales se procedió a la evaluación de la Máxima Magnitud posible, en base a las relaciones de escalamiento definidas por Wells and Coppersmith 1994, Kanamori and Anderson 1975, y Romanoff 1999, que relacionan el largo de ruptura superficial y el mecanismo con la Magnitud (Mw). De las cuales es posible la obtención de algunos parámetros focales necesarios preliminares: Hipocentro (RW), Largo superficial (SRL), Área de ruptura (RA), desplazamiento Promedio (AD). Las correlaciones utilizadas por tipo de mecanismo de falla para EPA con desplazamiento vertical (normales, 1 e inversas, 2) y horizontal (De rumbo, 3), se indica a continuación, así:

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De acuerdo, a los resultados de esta fase, indicados en el Anexo N°1, se seleccionaron dos EPA con el mayor potencial sísmico, correspondientes a la Falla ZC-4 y la Falla de Laguna Verde, para el ambiente cordillerano y costero, respectivamente. El criterio de selección se baso en la máxima Magnitud y en la mínima Distancia Epicentral a la ZD, correspondiente al punto de referencia desde el cual se evalúa el potencial sísmico. Polígono conformado, por las calles Hontaneda, Rancagua, Uruguay y Victoria, en la comuna de Valparaíso, señalado como el área de mayor destrucción durante M-85. (Perretta 1988, en Pérez, D 2000)

Los Parámetros Focales (PF) determinados para cada los 3 Escenarios de Peligro Sísmico se puntualizan a continuación.

Parámetros Focales. Escenario N° 1: Terremoto Subductivo Thrust

Campos Cercanos (CC) y Lejano (CL) E-A

Terremoto de Diseño N°1. T1 E-A1. (CC)

Terremoto de Diseño N°1. T2 E-A2. (CL)

X -33.10 X -31.0

Y -71.80 Y -71.80

L (km) 450 L (Km) -------

Ancho (km)

150 Ancho (Km)

-------

H -30 H -25

Ms 9.0 Ms ---------

Mw 8.9 Mw ---------

Mo 162.6*1022

Mo ----------

AD (cm) 8.03 AD (m) --------

Tiempo (s)

139.4 Tiempo (s) ----------

Tabla 5: Parámetros de Diseño Terremotos de Subducción.

Para El caso de E-A2 Campo Lejano5, se

asumen los PF de E-A1 Campo Cercano.

Escenario N° 1: Terremoto Intraplaca Profundidad Intermedia.

Campos Cercanos (CC). E-B

Terremoto de Diseño N°1. T1 E-B1

Terremoto de Diseño N°1. T1 E-B2

X -32.49 X -32.90

Y -71.36 Y -71.00

L (Km) 200 L (Km) ---------

Ancho (Km)

100 Ancho (Km)

---------

H -87 H -60

Ms 8.0 Ms 8.0

Mw6 8.0 Mw 8.0

Mo 40.32*

1021

Mo ---------

AD (cm) 200 AD (m) ---------

Tiempo (s)

55.84 Tiempo

(s) -----------

Tabla 6: parámetros de Diseño Terremotos Intraplaca.

Escenario N° 1: Terremoto Intraplaca Cortical E-C.

Terremoto Cordillerano de

Diseño N°1. T1 E-C1

Terremoto Costero de Diseño

N°1. T1 E-C2

X -33.57 X -33.15

Y -70.38 Y -71.56

L (km) 43.33 L (km) 23.5

Ancho (km)

16.8 Ancho (km)

16.9

H -17.7 H -7.8

Ms -------- Ms --------

Mw 7.0 Mw 6.7

Mo 8.62* 1020

Mo 2.79*1020

AD (cm) 17.7 AD (cm) 23.5

Tiempo (s)

17.5 Tiempo

(s) 13.0

Tabla 7: Parámetros de diseño Terremotos Corticales.

5 Una localización puede ser considerada situada en el

Campo Cercano, si esta ubicadas a una distancia más pequeña que la longitud de ruptura. Al contrario, una localización puede considerarse de Campo Lejano si su distancia al origen del Terremoto y la amplitud de la onda son grandes respecto a las dimensiones del foco.( Krinitzsky and Chang 1977) 6 Ms y Mw, se comportan, de manera aproximadamente

lineal Ms=Mw para Ms≤ 8.0. Por lo cual, es este rango se puede usar indistintivamente. (Ramírez 1988)

Page 9: PELIGRO DETERMINISTICO VALPARAISO

[9]

Habiendo establecido el potencial sísmico de cada Escenario de Peligro Sísmico, y parámetros de foco se procede al cálculo de la aceleración horizontal máxima (PGA), en roca. Para los E-A1 y E-A2, se han escogido las Leyes de Atenuación de Ruiz y Saragoni 2005, quienes encontraron las primeras Leyes de Atenuación para Chile de la

aceleración g, velocidad cm/s2 y

desplazamiento cm/s a partir a partir de 8 Terremotos Intraplaca Profundidad Intermedia y 8 Terremotos Interplaca Tipo Thrust, todos ellos con Ms > 6.0, con excepción del Terremoto de

1967, para Roca Dura Vs >1500 m/s (1) y, Roca y

Suelo Duro o roca frágil con 1500 m/s > Vs >

360 m/s(2). No considerando acelerogramas

con aceleraciones máximas menores a 0.01 g. Las que se indican a continuación, así:

La aplicación de las leyes descritas pero determinadas para los eventos de Intraplaca reportaron valores cercanos a los obtenidos al ejecutar el cálculo para Roca y Suelo Duro o Roca Frágil. Si se asumen que en la estimación de (2) se han incorporado los efectos del sitio, de manera intrínseca, no sería apropiada la otorgación de Factores de Amplificación, dado que se estaría realizando una doble corrección de los efectos de sitio. Por tal, se seleccionan la Ley de Atenuación propuesta por Young ét al 1997, a pesar de que está, subestima a los Terremotos Chilenos. La cual fue definida de en relación a tres grupos: roca, suelo duro poco profundo y suelo profundo, consideraron eventos en roca a todos aquellos con velocidades de corte cercanos a los

750m/s, eventos en suelo profundo aquellos con distancias a la roca mayores a 20 metros y

con velocidades de corte entre los 180-360 m/s, y suelos profundos aquellos donde la profundidad del suelo es > 20 metros. Se selecciono la relación empírica para Roca, así:

ec. 16

Donde, Sa= Aceleración Espectral en g para

T=0.00 s; R= Distancia más cercana al área de

ruptura Km, se utilizo la Hipocentral; Zt=1, para sismos Intraplaca

Para los eventos Intraplaca Corticales, se evaluaron Las Leyes Descritas por Idriss I, 2009, y Po-Shen Lin ét al 2010. La Ley de Atenuación de Idriss, es un modelo empírico que estima la Aceleración Espectral Pseudo-Absoluta Horizontal (PSA) generada por terremotos corticales superficiales y, es parte del Proyecto NGA (Next Generation Attenuation), iniciado el año 2003. La ley de Atenuación de Po-Shen Lin, estima la PGA

g, de acuerdo a la Respuesta Espectral de Aceleración (SA) para condiciones de Roca y Suelo, para localizaciones ubicadas sobre la caja del techo (Hanging –Wall), y bajo la caja del

Techo (Footwall), y con 10 km > Distancias >

100 km para los Terremotos Corticales de Taiwán. Se selecciono la Ley de Po-Shen Lin ét al 2010, debido a que mostro correspondencia con los valores de IMM calculados para cada EPA, de acuerdo con la Ley de Atenuación de Intensidades propuesta por Astroza ét al 2008, que relaciona la Magnitud y la Distancia Hipocentral, basada en el Terremoto de las Melosas de 1958. Ambas se indican a continuación.

ec. 17

La incorporación de los factores de corrección por Tipo de Litológico, se evalúa de acuerdo al Mapa Geológico de Chile, representado en la Ilustracion N°6. (SERNAGEOMIN 2003). No fue posible, la corrección de acuerdo al tipo geotécnico de suelo, en términos de la Vs

730,

debido la escala regional de trabajo y la homogenización de las diferentes unidades geológicas, por tanto se desestimo el uso de los Factores de Amplificación (Fa) dispuestos por NERHP 1997, EUROCODE y NCSE-02. Los factores de sitio utilizados corresponden a los propuestos por Borchert 1994, y Westen 2003, indicadas en la tabla N° 8.

7 Disponible en:

http://earthqueake.usgs.gov/hazard/app/vs30/customphp/

Page 10: PELIGRO DETERMINISTICO VALPARAISO

[10]

Unidad Geologica

por Tiempo Geológico

Tipo de Suelo Asociado

Factor de Sitio.

Cuaternario

Grava, arenas, cantos, finos

limos-arcillosos consolidados o

poco cementados

1.5

Terciario Mesozoico Paleozoico.

Intrusivos Ígneos y

Metamórficos 0.75

Mesozoico

Sedimentarias Bandas y Duras.

(Areniscas, Calizas,

Tonalitas, Conglomerados,

brechas)

1.0

Terciario Mesozoico

Rocas volcánicas y

lavas. 0.90

Tabla 8: Factores de Sitio.

Ilustración 6: Mapa Geológico de la Región De Valparaíso. Fuente: SERNAGEOMIN 2003.

Una de las principales amenazas inducidas después de la ocurrencia de un Terremoto, son los Deslizamientos Cosísmicos

8 (Dc). Derrumbes

y deslizamientos de taludes, son provocados por el efecto de la fuerza lateral impuesta por la sacudida sísmica y, por la reducción de la resistencia debido al aumento de la presión de poros del material. (Bommer 1986)

La susceptibilidad de los taludes naturales, es función de las condiciones geomecánicas, tales como cohesión del macizo, el ángulo de fricción interna, el espaciado y la longitud de las discontinuidades, flujos de agua en las juntas, así como el estado de compactación y humedad en suelo, o el grado de meteorización y fracturación de los macizos, y la intensidad del evento sísmico. (Bieniawski 1979; Lara M, 2007; Casa E, 2006; Gavilanes H, 2006). De acuerdo a Suárez 1998, los eventos cosísmicos consisten en:

Fracturas en rocas y deformaciones plásticas en rocas bandas y suelos.

Desprendimientos y avalanchas de roca en formaciones rocosas.

Deslizamientos rotacionales y/o rotacionales y, flujos de suelo o lodo saturados, en suelos.

En rocas y suelos cohesivos fracturas o grietas de tensión.

Los suelos granulares saturados pueden presentar flujos por licuación.

Keefer D, 1984 los clasifica en tres grandes categorías que involucran a roca (sustrato rocoso o base rocosa intacta) y, suelo (material suelto, sin consolidar o pobremente cementado agregado de partículas que pueden o contener material orgánico):

Disrupted Slides and falls in Rock and Soil (Deslizamientos Disgregados en Roca y Suelo).

Coherent Slides and Falls in Rock and Soil (Deslizamientos Coherentes en Roca y Suelo, en donde la masa deslizada mantiene un importante grado de coherencia interna, sin desmembrarse)

Lateral Spread and Flow in Soil. (Expansiones Laterales y flujos de lodo)

8 Deslizamientos de taludes activados por la ocurrencia de un

sismo.

Page 11: PELIGRO DETERMINISTICO VALPARAISO

[11]

Cada cual, asociado a un umbral de inclinación límite (pendiente del Talud) y a las características del ambiente geológicos del material, indicadas en la Tabla N° 8.

Disrupted Slides and Falls in Rock and Soil

Rock Soil

Character Slopes (°)

Character Slopes (°)

Rock Falls (Fallas,

(rupturas) en Roca)

≥ 40° Soil Falls. (Fallas en

suelo)

≥ 63° Minim

a

≥ 40°

Rock Slides. (Deslizamientos de Rocas)

≥ 35° Soil Slides ≥ 15°

Rock Avalanches. (Avalanchas

de Roca)

≥ 25° ≥ 150 metro

s

Soil Avalanches

≥ 25°

Coherent Slides and Falls in Rock and Soil

Rock Soil

Character Slopes (°)

Character Slopes (°)

Rock Slumps. (Derrumbes

en Roca) ≥ 15°

Soil Slumps. (Derrumbe de

Suelo) ≥ 10°

Rock Block Slides

(Deslizamientos en Bloques

de Roca)

≥ 15°

Soil Block Slides.

((Deslizamientos de Bloques

de Suelos)

≥ 5°

------- -----

Slow Earth Flows.

(Flujos lentos de lodo)

≥ 10°

Lateral Spreads and Flow in Soil.

Soil Lateral Spreads. (Expansiones

Laterales) ≥ 0.3°

Rapid Soil Flows. (Flujos Rapidos de

Lodo) ≥ 2.3°

Subaqueous Landslides.

(Deslizamientos submarinos)

10° ≥ S≥ 0.5°

Tabla 9 : Tipología de Deslizamientos y rangos de inclinación mínima para su activación. Fuente: Keeffer 1984. pp. 415-419.

Adicionalmente, diversos autores han estudiado los deslizamientos activos por sismos, intentando establecer relaciones entre los parámetros sísmicos y la distribución de estos, en base al uso de catálogos de terremotos mundiales a los que se les han asociados la ocurrencia de Dc, tales como Wilson and Keefer 1989, Rodríguez ét al 1999, Sassa 1996, Sitar and Khazai 2001 y Bommer and Rodríguez 2002, y otros a nivel regional o local, como Yasuda and Sugitani 1988, Campos ét al 2005, referentes a los terremotos de las Melosas 1958, Chusmiza 2001, y Curicó 2004, Sepúlveda ét al 2011, para el caso del área de Hornopirén, en la Patagonia Chilena, y Serey 2011 para el Fiordo de Aisén.

El parámetro más usado en estas relaciones es la Magnitud y la Intensidad. (Muñoz ét al 2002, Casa E, 2006) Keefer 1984 y Rodríguez 1999, concuerdan en que los tipos de deslizamientos pueden ser originados por causa no-sísmicas, no obstante, el movimiento puede ser iniciado con una vibración débil.

Magnitud critica (ML) Keefer 1984

Magnitud critica (ML) Rodríguez

1999

Tipo Dc

4.0 (3.5 Ms)* 5.5 (5.1 Ms)

Caídas de rocas, deslizamientos de

roca, caídas de suelos,

deslizamientos disgregados de

suelo.

4.5 (4.1 Ms) 5.5 (5.1 Ms)

Subsidencias de suelo,

deslizamientos de suelo en bloques

5.0 (4.6 Ms) 6.5 (6.1 Ms)

Subsidencia de roca,

deslizamientos de roca en bloque, flujos lentos de

lodo, extensionales

laterales, flujos rápidos de suelos,

deslizamientos submarinos

6.0 (5.6 Ms) 6.5 (6.1 Ms) Avalanchas de

roca

6.5 (6.1 Ms) 6.0 (5.6 Ms) Avalanchas de

suelo.

Tabla 10: Tipología de deslizamientos de acurdo a la Magnitud. Relaciones Teóricas Keefer 85 y Rodriguez 99. Fuente: Lara 2008 pp. 28

Page 12: PELIGRO DETERMINISTICO VALPARAISO

[12]

La intensidad mínima a la que se generan rupturas y caídas es VI, la intensidad mínima para deslizamientos coherentes, desprendimientos laterales y flujos es VII y la intensidad más baja reportada para cualquier movimiento ha sido IV. (Muñoz ét al 2002, Serey 2011), aunque Rodríguez ét al 1999, mencionan que el más pequeño sismo que indujo remociones en masa que encontraron es el de Ledu (Qinghai, China) terremoto de 7 de Marzo de 1984, con M=2.9. La escala INQUA ESI-2007 establece que las caídas de rocas y pequeños deslizamientos se encuentran a partir de IV, en particular en taludes donde el Factor de Seguridad es < 1.0, taludes escarpados desarrolladas sobre suelos saturados o poco compactos así como en corte y taludes artificiales, caminos, carreteras etc. Las caídas de roca, deslizamientos rotacionales flujos de tierra y deslizamientos submarinos en zonas litorales se encuentran a partir de V. Caída de rocas y deslizamientos de hasta 10

3 m

3 a 10

5

m3 desde VI a VII, respectivamente.

El Terremoto de las Melosas 1958, por ejemplo, de magnitud 6.9 causo numerosas inestabilidades de ladera, como caídas de bloques, derrumbes y deslizamientos, en especial, los deslizamientos coherentes sucedidos en Las Cortaderas en el Valle del rio Yeso y de El Manzanito en el Valle del rio Maipo aguas arriba de las Melosas, con distancias epicentrales de 9.1 a 6.1 km del foco. (Campos ét al 2005, Alvarado ét al 2009), y El sismo de Northridge de 1994, de acuerdo con Harp and Jibson 1996 en Keefer D, 2002, con una magnitud estimada de 6.7, activo más de 11.000 deslizamientos, cubriendo un área afectada ± 10.000 km

2. La mayoría se concentraron en un

área de 1000 Km2, y fueron de tipo superficial, (1-

5 metros de profundidad), altamente fallados y deslizamientos en materiales sedimentarios poco cementados. La mayoría de los deslizamientos recorrieron más de 50 metros y otros, más de 200 metros. Se presentaron del orden de decenas de deslizamientos rotacionales, (profundidad mayor a 5 metros) y deslizamientos de bloques, que excedieron los 100.000 m

3 de volumen de

material movido, la mayoría fueron reactivaciones de los ya existente.

La magnitud y la intensidad como se señalo anteriormente, permiten establecer relaciones entre parámetros sísmicos y la distribución de los Dn, no obstante, la intensidad no es confiable,

debido a que no existe información suficiente para correlacionarla con los deslizamientos cosísmicos además de la incertidumbre propias de su estimación.(Rodríguez ét al 1999) La aceleración es una media instrumental de la magnitud del terremoto y aunque aun no se ha propuesto una correlación directa entre está y los deslizamientos cosísmicos, resulta más confiable que la intensidad del terremoto para definir planos de Dn, debido a que están asociados a los niveles de aceleración generados, en sus componente horizontal y vertical. El peligro sísmico relacionado a deslizamientos cosismicos estará directamente relacionado con el nivel de aceleraciones y, si estás logran o no desestabilizar los taludes. Es por eso que en el análisis de los deslizamientos, estará enfocado a determinar el rango posible de valores que puedan tener, los parámetros del suelo, taludes y sismos. (Muñoz ét al 2002; Casas E, 2006; Lara M, 2007)

Se han desarrollado modelos matemáticos y, métodos basados en soluciones empíricas del mecanismo de los Dn, para medir y expresar la estabilidad del talud en condiciones estáticas (asísmicas) y dinámicas (sísmico). El modelo de estabilidad estático se basa en el análisis del equilibrio límite, basado exclusivamente en la descomposición de las fuerzas o momentos actuantes sobre el talud, que condicionan su estabilidad (FE), considerando los efectos de la presión de poros, la resistencia al cizalle a lo largo de la superficie de falla y la influencia de fuerzas o momentos externo que tienden a desestabilizar (FD) el talud. La estabilidad de los taludes está dada por el Factor de Seguridad ante el deslizamiento, igual a FS=FE/FD. Un Fs < 1 indica qué el talud es inestable. El análisis sísmico, incorpora una variable sísmica al cálculo. Se realiza mediante métodos que calculen el FS (Análisis Pseudoestáticos) o bien, a través de métodos cuyo objetivo sea determinar el desplazamiento permanente total del talud bajo la acción sísmica. (Jibson R, 1993; Suárez 1988; Barillas E, 2005; Lara M, 2007.). Entre estos se destacan los Modelos de Newmark 1965, basado en considerar que el talud se desplaza como un solo bloque, colina abajo, Ambraseys 1972, asume a la masa deslizante como una cuña triangular que se deforma por cortante simple, en una sola dimensión, Yegian ét al 1991, desarrolla una ecuación que se refiere a los desplazamientos permanentes normalizados, y

Page 13: PELIGRO DETERMINISTICO VALPARAISO

[13]

Jibson 1994-1988-2007 correlaciono el bloque deslizante de Newmark con la Intensidad de Arias. (Sepúlveda M, 2011. Casas E, 2006; Figueras ét al 2004)

La intensidad de Arias fue formula en 1970, por el Investigador y Docente chileno de la Universidad de Chile, Arturo Arias, quien la define “como la energía por unidad de peso disipada por una familia de osciladores, cuyas frecuencias están comprendidas en el rango (0, +∞), para un sismo y amortiguamiento en especifico”. Es una medida de la capacidad de daño basada en la energía, por unidad de peso, del movimiento del suelo. Es posible la obtención de su valor a partir de la integración de la curva de aceleraciones en el tiempo. (Jibson R, 1993; Schmidt V, 2008; Travasarou ét al 2003; Peláez ét al 2005; Poblete J, 2008)

Wilson and Keefer 1985, fueron los primeros en hallar una correlación entre la (1), y entre la y la Aceleración Critica, ((Ac), 2). La cual es definida como la aceleración requerida mínima para vencer las fuerzas de resistencia del Talud e iniciar el deslizamiento, representa la frontera superior de equilibrio, cualquier aceleración que sobrepase dicho valor iniciara el deslizamiento. (Barillas E, 2005; Sepúlveda M, 2011; Abdrakhmatov ét al 2003). La primera correlación se basa en la relación entre la Magnitud Momento y la Distancia más cercana a la fuente sísmica, así:

En razón, a la segunda correlación, es posible la obtención de la Ac, para Deslizamientos Disgregados (Ac2) y Coherentes (Ac10), como función directa de la Intensidad de Arias, así:

De esta manera, es posible utilizando la relación Magnitud-Distancia e Intensidad de Arias, estimar la aceleración crítica mínima para dar

inicio a la activación de Deslizamientos Cosismicos.

Newmark con su propuesta de 1965, represento un cambio radical respecto al análisis del comportamiento sísmico de los taludes, en la medida en que en lugar de calcular el FS, para la obtención del desplazamiento permanente de los taludes, (Dn) en condiciones sísmicas esté podía ser obtenido de acuerdo a la relación entre la Ac y la PGA, para un sitio en concreto, de acuerdo al modelo de Bloque deslizante. Ambraseys and Menú 1988, fueron los primeros en proponer una correlación empírica para la obtención de Dn, como función del cociente entre la Aceleración crítica y la máxima aceleración horizontal del suelo, PGA, en base al análisis de 50 registros de moviendo fuerte de 11 terremotos mundiales (Shang-Yu Hsieh and Chyi-Tyi Lee, 2010), así:

ec. 21.

En donde DN corresponde al desplazamiento de Newmark (cm).

Cada uno de los ES, y Dn se han estimado bajo el contexto de los Sistemas de Información Geográfica, SIG. El proceso de Interpolación Espacial y Modelo numérico Digital, y cálculo matemático de cada uno estos, se realizo en base al entorno de los Software ARGIS 10-92, e Ilwis Academic 3.3 e Ilwis BETA 3.7, respectivamente.

Page 14: PELIGRO DETERMINISTICO VALPARAISO

[14]

III. RESULTADOS Y CONCLUSIONES GENERALES.

A partir de la aplicación de los procedimientos, anteriormente señalados, se confeccionaron seis Mapas de Peligro Sísmico Deterministico para cada uno de los Terremotos de Diseño. Se utilizo, como criterio la aceleración máxima horizontal (PGA), corregida por Tipología Litológica. Considerando, la escala de Peligrosidad asociada a la PGA, que ha sido definida mundialmente por GSHAP 1999

9 (Global

Seismic Hazard Assessment Program) para la evaluación probabilística regional de la Amenaza Sísmica indicada en la ilustración N° 6. Las aceleraciones máximas del suelo (PGA) fueron calculadas para un 10% de probabilidad de excedencia en 50 años. La región de Valparaíso, a nivel mundial, corresponde a una zona con

valores de PGA ≥ 0.4 % g. Según, los valores adoptados por la Norma Sismoresistente Chilena, definida por Nch 433, Of 96, aun vigente, de acuerdo, con la zonificación sísmica, para el territorio nacional, la zona costera y cordillerana (Cordillera de Costa y Unidades de Montaña) de la Región de Valparaíso de ubican en la Zona 3 considerada como de alto peligro, con valores de

aceleración efectiva A0 ≥ 0.40 % g, y en la Zona 2, considerada como de peligro moderado con

0.40% g > A0 > 0.30 % g. Aunque, ambas consideraciones no son comparables, debido a que se sabe que la PGA es un indicador inestable para definir los potenciales daños. La aceleración efectiva, resulta un parámetro más confiable, dado que está asociado a la parte significativa del movimiento del suelo, no presenta un significado físico de daño claro. (Bonnet, R 2003; Sabaj R, 2008) coinciden con los valores adoptados para el sector costero, y en una

diferencia de + 0.10 % g, para zona cordillerana.

El rango de PGA así como la calificación de Peligro Asociado, se indican en la Tabla N°10, se destaca que dada la gran magnitud estimada para los Terremotos de Subducción, en la escala se incluye un rango definido, por la autora, como “extremadamente Alto a muy Alto”, no considerado por GSHAP.

9 Disponible: http://seismo.ethz.ch/GSHAP/. Fuente:

http://neic.usgs.gov/neis/bulletin/neic_tibx_w.html

Ilustración 7: Mapa de sismicidad global (GSHAP 1999) para América Del Sur. Se observa, que el grado de peligro sísmico disminuye hacia el éste, lo que coincide con el alejamiento desde la zona de contacto entre las Placas de Nazca y Sudamericana.

ESCALA DE PELIGRO SÍSMICO.

PGA % g, cm/seg 2. CALIFICACIÓN

0.0 -0.8 Low Hazard (Peligro

Bajo)

0.8 -0.24 Moderate Harzad

(Peligro Moderado)

0.24 -0.40 High Hazard (Peligro

Alto)

0.40 -0.48 Very High Hazard (Peligro muy Alto)

≥ 0.48

Extreme Very High Hazard (Peligro

Extremadamente muy Alto)

Tabla 11: Escala de Peligro Sísmico, de acuerdo a los valores de la PGA corregida.

A continuación, se presentan los Mapas de Peligro Regional e Intensidad, por cada Escenario de Daño

III. 1 MAPAS DE PELIGRO SISMICO e INTENSIDAD.

Page 15: PELIGRO DETERMINISTICO VALPARAISO

[15]

1) PELIGRO SISMICO E INTENSIDADES IMM E-AT1.

Ilustración 8: Peligro Sísmico E-AT1

Ilustración 9: Intensidades estimadas para E-AT1

2) PELIGRO SISMICO E INTENSIDADES IMM E-AT2.

Ilustración 10: Peligro Sísmico E-AT2

Ilustración 11: Intensidades estimadas para E-AT2

Page 16: PELIGRO DETERMINISTICO VALPARAISO

[16]

3) PELIGRO SISMICO E INTENSIDADES IMM

E-BT1.

Ilustración 12: Peligro Sísmico E-BT1

Ilustración 13: Intensidades estimadas para E-BT1.

4) PELIGRO SISMICO E INTENSIDADES IMM E-

BT2.

Ilustración 14: Peligro Sísmico E-BT2

Ilustración 15: Intensidades estimadas para E-BT2.

Page 17: PELIGRO DETERMINISTICO VALPARAISO

[17]

5) PELIGRO SÍSMICO E INTENSIDADES IMM E-

CT1.

Ilustración 16: Peligro Sísmico E-CT1

Ilustración 17: Intensidades estimadas para E-CT1.

6) PELIGRO SISMICO E INTENSIDADES IMM E-

CT2.

Ilustración 18: Peligro Sísmico E-CT2

Ilustración 19: Intensidades estimadas para E-CT2.

Page 18: PELIGRO DETERMINISTICO VALPARAISO

El plano de Intensidades para E-AT1, varía entre los XI a los VII. Los valores IMM > X, se focalizan en los primeros 60 km de distancia desde el epicentro sobre substrato sedimentario. La zona catalogada con “Peligro extremadamente muy Alto” tiene un alcance máximo de 130 Km de distancia desde el foco, concentrándose en los primeros 80 km de distancia. Santo Domingo, San Antonio, Algarrobo, Cartagena, Casablanca, Valparaíso, Viña del Mar, Quilpué, Villa Alemana, Limache Olmue, Quintero-Puchuncavi, Concón, Quillota, Llaillai, Hijuelas Nogales, la Calera, La Cruz, Catemu, Zapallar, Papudo, San Felipe-Los Andes, Calle Larga, Rinconada, Santa María, San Esteban, y las localidades circundantes a los ríos Aconcagua, Putaendo, y La Ligua tales como La Engorda, Trapiche, Longotoma, Artificio Hierro Viejo, Chincolco, San Lorenzo, Los Perales, San José, Palomar, Panquehue, San Roque, Putaendo, El Asiento, Los Graneros, Las Coimas, y Quebrada de Herrana, son algunas de las Comunas y Distritos Poblacionales que se encuentran en elevada vulnerabilidad física. Las zonas catalogadas con “Muy Alto Peligro” se focalizan desde los ± 80 a 100 km de distancia e incluyen a Hualen, Los Hornos, La Engorda Centro Poniente, Pueblo del Roco, El Ingeniero, La Higuera, Cerrillos, Nilhue, Cerrillos, Las Vacas, Chagres, Llaillaiy Norte, Los Loros, Las Mazas Oriente, Ocoa, Quebrada Alvarado, Cuncumen. Las zonas “Alto Peligro”, y “Moderado Peligro” se localizan desde los 100 km hasta los 170 km de distancia del epicentro, preferentemente en las áreas de Montaña y la PreCordillera de las comunas, La Ligua, Petorca, Putaendo, Cabildo, San Esteban, Calle Larga, Los Andes (Rio Blanco).

Si bien, el E-AT2 es de Campo Lejano, el nivel de daño tiene un alcance máximo de ± 240 km desde el epicentro. El rango de peligro se estima de Muy Alto a Moderado. Las localidades con mayor fragilidad física son las cimentadas sobre depósitos cuaternarios poco cementados y/o no consolidados, en especial, los Distritos de Casas Viejas de Longotoma, sectores de Trapiche cercanos al rio Petorca, y caseríos distribuidos entre las Quebradas Cojines, Los Molles y el Álamo, al norte de la región. En estos sectores la intensidad oscila entre los IX-VIII.

Las intensidades estimadas para E-BT1, se presentan en el rango X-VI. El Alcance máximo

de daño es de 70 km desde el foco. Focalizándose en los primeros 30 km de distancia. En los primeros 20 km, la Ligua Norte-Sur, Pueblo del Roco, placilla, Quebradilla, Pueblo de Varas, Pullalli, Catapilco, Longotoma, trapiche, la Engorda, la Higuera, papudo, Cabildo, Artificio, Chachagua Norte Poniente, Banquillo se distribuyen dentro de las zonas “Peligro Extremadamente Muy Alto” a “Alto peligro”

El E-BT2, focaliza el daño a los primeros 40 km de distancia desde el foco. Las localización, catalogadas con “Peligro extremadamente Muy Alto”, se distribuyen de acuerdo a la Litología, al igual que en los anteriores, en las áreas cercanas a los llanos de inundación, terrazas y valles fluviales. Entre las zonas con mayor grado de exposición sísmica con Peligro Extremo, Muy Alto, y Alto se identifica a El Patagua, Pocuro, san Vicente, Casuto, Caracoles, San Rafael, El Laberinto, Lo Calvo, El Ají, El Almendral, Santa Maria, Jahuel, Los Graneros, Curimon,, Tierras Blancas, Los Loros, Panquehue Putaendo, Quebrada de Herrera, Rincón de Silva, Las Vacas, cerrillos, catemu, Romeral, la Peña, Ocoa, Quillota, Las Palma, Olmue, Los Maitenes, Quebrada Alvarado, Villa Alemana Norte, San Enrique, Belloto Sur, Belloto Norte, Lo Moscoso, Colliguay, Tabolango, y en especial , Llaillay, Las Vegas, y Las Mazas. Las intensidades estimadas para estás ultimas localizaciones, es de X. En general los valores se dan en el rango de X-VI.

Para los Escenarios Corticales, el E-CT2 es el reviste mayor potencial sísmico. A pesar, de la mayor magnitud evaluada para el E-CT1, el plano de intensidades estima varía en el rango VI a III, siendo las comunas de San Felipe, Los Andes, y Llaillay, y los distritos poblacionales de los Yuyos, Tapihue, La Vinilla, Lagunillas, El Rosario, Las Palmas, Leyda, Cuncumen, y Quebrada Alvarado las localizaciones con intensidades ≥ V. El peligro máximo alcanzando es de carácter “Peligro Bajo” para toda la Región. El Daño se focaliza en los primeros 20 km de distancia del foco con un alcance máximo de ± 40 km de distancia, para el E-CT2. Placilla, Peñuelas y Quintay Norte-Oriente se localizan dentro del área catalogada como “Muy Alto Peligro”. San José, Las Dichas, Lo Orozco, Las Palmas, El Retiro, Belloto Sur, Belloto Norte, El Sauce, San Enrique, Chorrillos, Valencia, Reñaca Alto, El Olivar, Achupallas, Gómez Carreño, Glorias

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Navales, santa Inés, Castillo, Casino, Vergara, Quinta Vergara, Álvarez, Recreo, Barón, Santos Ossa, Quebrada Phillippi, Las Zorras, Forestal, Cerros La Merced, Monjas, Lo Cañas, La Cruz, Bellavista, Cárcel, Bellavista, Artillería, Alegre, Playa Ancha, Santo Domingo, Toro, y Ramaditas; Sectores Puerto, Almendral, Comercio y Plaza Victoria; Quebrada Verde, Pitana, Quintay, y Tunquen, presentan “Alto a Moderado Peligro Sísmico”. Desde el los 20 a 40 Km de distancia el daño se distribuye en las áreas de depósitos cuaternarios, tales como Quintero, Valle Alegre Poniente, Concón, Refinería Sur-Norte, Tabolango, sectores de Quilota: La Capilla, Teatro, Macaya, Av Valparaíso, O’Higgins; San Pedro Norte, Urmeneta, Los Maitenes, Olmue, Lo Chaparro, Pelumpén Norte, Limachito, Villa Alemana Norte, Moscoso Poniente, Los Perales Poniente, Los Quillayes Poniente, Lo Ovalle Poniente, Casablanca Centro Poniente-Oriente, parte de Tapihue, La Vinilla Norte Poniente, Lo Orrego Centro, San Jeronimo Norte, La Peña Norte, sectores de Algarrobo, Valle Hermoso, lagunillas, El Rosario, El Quisco, El Tabo y Las Cruces, en donde la amenaza sísmico es de carácter “ Peligro Moderado a Bajo”. Tras, los 40 km de distancia el peligro es bajo, para toda la Región. Las intensidades estimadas para los primeros 20 km de distancia varian entre los VIII-VII, coincidiendo con las zonas con peligro Muy Alto a Moderado Peligro. El plano general oscila entre los VIII a III.

La distribución espacial de peligro sísmico es altamente influenciada por las características geológicas de cada localidad así como de los parámetros focales de cada escenario de daño diseñado. Los resultados preliminares de Peligro Sísmico son concluyentes, en determinar dos grandes escalas de Daño: Regional y Local. Sin duda el evento diseñado de acuerdo, a los registros históricos y correlaciones empíricas señaladas anteriormente, indican que el E-AT1, basado en el Gran Terremoto de Valparaíso de 1730, es el “peor escenario”. EL NIVEL DE DAÑO ESTIMADO PARA ESTE ESCENARIO SÍSMICO ES REGIONAL. Los Intraplaca E-BT1, y E-BT2, así como el modelado de acuerdo a la Falla Potencialmente activa de Laguna Verde, se inscriben como ESCENARIOS LOCALES DE DAÑO. Circunscribiendo, la amezaza sísmica a las áreas inmediatas cercanas al foco sísmico, focalizadas

en general dentro de los primeros 40 km de distancia.

Para la región de Valparaíso el Escenario Sísmico de Subducción Tipo Thrust de Campo Cercano con mayor potencial sísmico de daño es el E-AT1. Para la Comunas de La Ligua y LLaiyllai y alrededores cercanos son E-BT1, y EB-T2, respectivamente. Paras las comunas de Valparaíso, Viña del Mar, Quilpué, Villa Alemana, Quebrada Verde, Quintay, Las Palmas y áreas circundates el E-CT2 es el Terremoto Superficial más pernicioso.

La evaluación general de la determinación preliminar de los Deslizamientos cosísmicos para los eventos sísmicos de mayor potencial. Indican tres consideraciones iniciales: 1) La tendencia a la concentración de los Dn dentro de la zona estimada como epicentral o de mayor daño, por cada escenario de diseño, con exclusión del E-AT1; 2) La mayor extensión areal de Dn corresponde a los Deslizamientos Coherentes en Roca, por tanto puede ser un parámetro indicativo del nivel de daño y, los Deslizamientos de suelo se distribuyen de acuerdo a la litología; y 3) Las correlaciones dispuestas por Jibson 1993-2007, para DN, no arrojaron resultados satisfactorios, debido principalmente a qué la relación PGA > Ac, se cumple para localizaciones cercanas al área epicentral, posiblemente generadas por la otorgación de Fa a los macizos rocosos, y al tiempo. Si se asume que la masa del material no es rígida y, que la aceleración máxima solo se presenta en periodos de tiempo muy pequeños, necesariamente no se producirían deslizamientos dado que el tiempo es insuficiente para causar la falla general del macizo o el material suprayacente y, .que el mismo será capaz de resistir la deformación cíclica. Por tanto, se utiliza la correlación de Ambraseys and Menú 1988, para la modelización numérica de los Dn. Es relevante destacar que estos reportaron valores levemente superiores, a los obtenidos por medio de las relaciones dispuestas por Jibson 1993-2007.

7) DESLIZAMIENTOS COSÍSMICOS PARA EL E-

AT1.

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Tabla 12: Dn preliminares para Terremoto N° 1 Subducción.

8) DESLIZAMIENTOS COSÍSMICOS PARA E-BT1.

Tabla 13: Dn Preliminares para E-BT1.

9) DESLIZAMIENTOS COSÍSMICOS PARA E-BT2.

Tabla 14: Dn Preliminares para E-BT2

10) DESLIZAMIENTOS COSÍSMICOS PARA E-CT2.

Tabla 15: Dn Preliminares para E-CT2

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IV. BIBLIOGRAFIA UTILIZADA. (ACOTADA)

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