EVALUACIÓN DE LA FUERZA SÍSMICA

7/22/2019 EVALUACIN DE LA FUERZA SSMICA

1/105

Introduccin a la Ingeniera Ssmica y Evaluacin de laFuerzas Ssmicas Mtodo Esttico CSCR 2002 Ing. Luis Miguel Gonzlez G.

INTRODUCCIN A LA INGENERIA SSMICA Y EVALUACIN DELA FUERZA SSMICA POR EL METODO ESTTICO

DEL CSCR 2002

Ing. Luis Miguel Gonzlez G.


2/105


Introduccin

Al abordar el tema de los desastres, como es el caso de los sismos,es necesario tomar en cuenta los elementos de prevencin y mitigacin

de los efectos. Para el caso especfico de sismos las actividades deprevencin tiene que ver con las polticas y lesgilacin tendientes aplanificar el desarrollo social y econmico del pas, como son los cdigosde diseo y construccin sismo resistente y elaboracin de mapas deamenaza ssmica nacional o micro-zonificacin ssmica, en el Caso deCosta Rica nos referimos al Cdigo Ssmico de Costa Rica.

En cuanto a la mitigacin, que es el conjunto de medidastendientes a reducir el riesgo y a eliminar la vulnerabilidad fsica, socialy econmica de un pas, se hacen presente en los estudios devulnerabilidad fsica, social y econmica; en los planes de ordenamiento

territorial con el fin de delimitar las reas de influencia de la amenazassmica; programas de ubicacin y reubicacin de asentamientoshumanos hacia zonas de menor peligro, reforzamiento de edificaciones einfraestructura vulnerable, sobre todo las indispensables o esencialesdespus del sismo para poder atender la emergencia, vigilancia ycontrol de la aplicacin del cdigo sismo resistente y polticas demantenimiento y prevencin de fallas en las estructuras, en lo que serefiere a los estudios de patologa de las estructuras, como son larehabilitacin y su reforzamiento.

En la ingeniera ssmica se da por conocido que el objetivo

fundamental de un proyecto es la optimizacin de la estructura,logrando obtener una estructura con costo mnimo pero con unaseguridad adecuada. Esto se refiere a que cuando se presente un eventossmico los elementos estructurales y no estructurales que componen laedificacin, presenten un buen comportamiento ssmico.

Otro punto importante es que en el estudio de la ingeniera ssmicase trata con variables aleatorias, que no son de nuestro control.Anteriormente el objetivo del proyecto era evitar fallas y se idealizabanlas variables como determinsticas, este concepto era adecuado cuandose aplica a proyectos de poca importancia y cuando la posibilidad de

falla se poda considerarse tan lejana en el futuro, pero cuando nosenfrentamos a los efectos de los sismos este punto de vista se veingenuo y resulta peligroso, y debemos comprender de que existe laprobabilidad de que ocurra una falla en la estructura en un futurocercano.

Los efectos de los sismos en las estructuras ponen de manifiestotodos los errores cometidos desde el inicio del mismo concepto deldiseo arquitectnico y los efectuados durante la construccin, an loserrores que creemos ms insignificantes, mientras que el ingenieroestructural debe usar su criterio y experiencia para tomar en cuanta

los factores desconocidos.


3/105


En general, el sistema sismo resistentes de las edificaciones estndefinidos por la amenaza ssmica de la zona donde se encuentreubicado, por lo que es preciso conocer la influencia de las diferentesformas arquitectnicas en el comportamiento sismo resistente de lasedificaciones, esto permitir disearlas con un menor grado de

vulnerabilidad. La responsabilidad de cumplir con las normas ssmicasde cada pas, ha recado tradicionalmente en el ingeniero estructural,sin embargo los nuevos cdigos introducen recomendaciones yresponsabilidades para los arquitectos, lo cual significa un cambio ensu ejercicio profesional. Estos compromisos del arquitecto diseadortienen que ver con las posibles configuraciones arquitectnicas queinfluyen en el comportamiento sismo resistente de las edificaciones y delos elementos no estructurales, que mal construidos pueden variar elcomportamiento ssmico de la estructura.

Cuando los arquitectos se preocupan por disear una edificacin

que sea adecuada para el lugar, investigan las caractersticas, lascircunstancias y la coyuntura en donde se ubicar dicha edificacin.Es as como se informan e investigan sobre cules son las variablesque nos definen ese contexto especfico, tales como: las diferentestemperaturas del ambiente a que estar sometida, la orientacin delterreno y la insolacin de la zona, la direccin y la velocidad de losvientos durante el ao, las variaciones de humedad, la disponibilidad delos servicios pblicos que se brindan en la zona, las caractersticassociales y culturales, la topografa, la altura sobre el nivel del mar dellugar, la flora, la fauna, entre otras. Dichas variables de diseo, ascomo los necesidades de espacios, los sistemas constructivos, losmateriales disponibles y la mano de obra, son los herramientas de quedisponemos arquitectos diseadores, arquitectos e ingenierosconstructores, ingenieros de suelos y gelogos e ingenierosestructurales, para formular y desarrollar propuestas arquitectnicascon condiciones apropiadas al lugar.

En zonas de amenaza ssmica los profesionales responsables deldiseo tiene que incorporar esta variable a su lista, para que lasedificaciones se comporten adecuadamente, es as que es necesarioconocer los efectos que tienen las posibles formas geomtricasarquitectnicas y constructivas en el comportamiento sismo resistente

de la edificacin, y que son responsabilidad de los arquitectos yprofesionales colaboradores del diseo. Sin embargo, tradicionalmentelos arquitectos han supuesto que las consideraciones de diseo en elcomportamiento sismo resistente de una edificacin son jurisdiccinexclusiva de los ingenieros estructurales. Es as como se han dejado enmanos la responsabilidad al ingeniero estructurales para cumplir conlos requisitos exigidos por los cdigos sismo resistente y lasrecomendaciones para el diseo de edificaciones sismo resistentes y asel arquitecto se dedicaba solo al desarrollo de los aspectos dedistribucin de espacios funcionales, estticos y de confort del proyecto.

Hoy en da, las decisiones que toma el arquitecto en conjunto con elgrupo multidisciplinario que desarrolla el proyecto, donde se incluye al


4/105


ingeniero de suelos, y al estructural entre otros, en el inicio deldesarrollo del anteproyecto, referidas a los aspectos distribucin deespacios, estticos, funcionales y de costos, influirn en elcomportamiento de las edificaciones ante un sismo. Por lo tanto, esimportante resaltar que desde el mismo momento en que los arquitectos

inician los primeros esbozos del proyecto, entiendan de qu maneraestas decisiones pueden afectar el comportamiento ssmico de lasedificaciones, por lo que deben de rodearse de un grupomultidisciplinario que lo apoyo en la toma de decisiones, para poderevitar dificultades posteriores, como la decisin que debe tomar elingeniero estructural de proponer revisiones que pueden llevar hasta elpunto de abandonar o redisear el proyecto, o tambin de usarsoluciones estructurales muy complicadas y en muchos casos costosaspara resolver problemas producidos por las formas arquitectnicas.Otro caso podra suceder que la configuracin pondra el riesgo de quetermine por no satisfacer las aspiraciones espaciales y estticas delarquitecto.

Los cdigos de diseo sismo resistente y construccin estabanescritos hasta hace pocos aos, para ser utilizados por profesionalescon conocimientos avanzados en el anlisis y diseo estructural deedificaciones sismo resistentes, por lo que dificult al arquitecto elestudio y la aplicacin de las normas y las recomendacionesrelacionadas con los aspectos de configuracin arquitectnica yestructural. Actualmente las asociaciones o sociedades de ingenieroshan entablado una lucha por cambiar estas tendencias y es as que sepone en manifiesto en los nuevos cdigos de muchos pases, como sonel UBC-97 Uniform Building Code, La Norma Colombiana de Diseo yConstruccin Sismo Resistente NSR-98, Eurocode 8 (Design Provisionsfor Erthquake Resistente of Strutures FNV-1998, el IBC InternationalBuilding Code 2000, el Cdigo Ssmico de Costa Rica 2002, Reglamentode Construcciones Para el Distrito Federa de Mxico RCDF-2201, entreotros. Es as que estos cdigos tienen dentro de sus normas algunosaspectos que tienen que ver con la solucin arquitectnica de laedificacin, tales como, colindancia con edificaciones vecinas, forma dela planta, forma en altura y dimensin, forma y distribucin de loscomponentes estructurales y no estructurales, entre otros aspectos, y

adems a estos aspectos se ha introducido una serie derecomendaciones y han establecido un conjunto de responsabilidadespara los arquitectos, lo cual significa un cambio substancial en laenseanza de los nuevos profesionales y en el ejercicio de laarquitectura. Dentro de estas responsabilidades se destaca que laconceptualizacin espacial, el desarrollo de detalles constructivos y eldiseo de los elementos no estructurales.

El presente documento ser til a los ingenieros civiles yarquitectos en general, aunque sea indirecto su inters al diseossmico. Se trataran algunos temas de una manera descriptiva, prctica

y conceptual, sin involucrar la cantidad de conocimiento de ramascomo las matemticas, mecnica, esttica y dinmica que involucra


5/105


este tema. Los temas que se trataran se divide en: (a) Descripcin de lascaractersticas de los movimientos ssmicos; (b) Conceptos bsicos demecnica, esttica y dinmica, los cuales permitirn comprender larelacin entre las decisiones que toman los arquitectos y elcomportamiento sismo resistente de las edificaciones; (c) Descripcin de

algunas configuraciones arquitectnicas que influyen en elcomportamiento sismo resistente de las edificaciones, sus implicacionesy posibles soluciones, y (d) un ejemplo prctico.


6/105


1. Caractersticas de los sismos.

1.1 Nuestro planeta.

Para conocer el origen de los sismo es necesario recordar como

esta formada la Tierra. Nuestro planeta tiene cinco capas, la primera esla atmsfera que es la revestimiento gaseoso que rodea el cuerposlido; la segunda es la hidrosfera que es lquida y se componeprincipalmente de los ocanos, lagos, ros y aguas subterrneas y suprofundidad media es de 3.794 m; la tercera es la litosfera, compuestasobre todo por la corteza terrestre que se extiende a profundidades de100 km, la cuarta el manto y la quinta el ncleo que son slidas queconstituyen la mayor parte de su masa.

Fig. 1 Placas tectnicas

La litosfera comprende dos capas, la corteza y el manto superior,que se dividen en unas doce placas tectnicas rgidas (Ver figura 1)grafico). La corteza divide en dos partes, la corteza silica o superior, dela que forman parte los continentes y la corteza simtica o inferior, queforma la base de las cuencas ocenicas. El manto superior estseparado de la corteza por una discontinuidad ssmica, ladiscontinuidad de Mohorovicic, y del manto inferior por una zona dbilllamada astensfera, con un espesor de 100 km y con rocas en estadoplstico y parcialmente fundidas (semislida), que permiten a loscontinentes trasladarse flotar por la superficie terrestre y a los


7/105


ocanos abrirse y cerrarse, por medio de las fuerzas convctivas. (Verfigura 2).

Fig. 2 Ncleo de la Tierra.

El interior de la Tierra se divide en dos capas, una capa gruesa, elmanto, que rodea un ncleo, que es la segunda capa, este es esfrico yms profundo. El ncleo tiene una capa exterior de unos 2.225 km deespesor, esta capa es probablemente rgida y los estudios recientesdemuestran que su superficie exterior tiene depresiones y picos, que seforman en los sitios donde surge la materia caliente. El ncleo interior,

cuyo radio es de unos 1.275 km, es slido.

Fig. 3 Capas de la Tierra.


8/105


La corteza terrestre es relativamente delgada y oscile entre 70 kmen la plataforma continental y 150 km en la continental, y esta en unestado permanente de cambio, en esta capa se encuentran las doceplacas tectnicas que conforman la tierra. Una placa tectnica, entrminos geolgicos, es una zona rgida de roca slida que conforma la

superficie de la Tierra (litosfera), flotando sobre la roca gnea y fundidaque conforma el centro del planeta (astenosfera) y flota porquecomparada con los metales que conforman el ncleo, resultarelativamente ms liviana, ya que est conformada principalmente porcuarzo y silicatos.

Existen fuerzas dentro de la corteza terrestre que permiten queestas placas se mueven en un orden de centmetros por ao, la causade estas fuerzas no estn bien definidas, pero la explicacin que danlos cientficos es que son producidas por flujos lentos de lava derretida,y que estos flujos se dan por conveccin trmica y efectos dinmicos de

la rotacin de la tierra.En algunos sitios estas placas se estn separando a medida que se

va creando un flujo de corteza nueva, por lo general estos sitios seencuentran en el fondo marino, en las denominadas dorsales ocenicas,un sitio donde ocurre este fenmeno est localizado en el centro delOcano Atlntico, este fue enunciado en 1965 por Harry HammondHess, quien postula el mecanismo de la expansin de los fondosmarinos a partir de las cordilleras ocenicas.

En otros sitios la placa se desliza una al lado de la otra comoocurre en la Falla de San Andrs en California.

En las llamadas zonas de subduccin, que fue demostrada en ladcada de 1950 por el geofsico canadiense J. Tuzo Wilson, las placas seempujan una contra otra, haciendo que una de ellas se introduzca pordebajo de la otra, esto ocurre en toda Centro y Sur Amrica.

Esta hiptesis se denominada Teora de la deriva continental,propuesta por el geofsico alemn Alfred Wegener en 1912, que fuerespaldad por las exploraciones marinas, donde se obtuvieron pruebasde que el fondo marino se extiende, creando un flujo de corteza nuevaen las dorsales ocenicas. Por este concepto de la tectnica de placas seha relacionado desde entonces con el origen y el crecimiento de loscontinentes, con la generacin de corteza continental y ocenica y consu estado de evolucin continuo.

La Tierra tiene su origen hace 4.600 millones de aos, y hace 225millones de aos, estaba conformada en su superficie por un solocontinente llamado "Pangea" (todas las tierras, en griego), la que se fuefragmentando hasta conformar los continentes tal como los conocemosen la actualidad. Aunque esta teora fue propuesta ya en 1596 por elcartgrafo holands Abraham Ortelius y refrendada por el meteorlogoalemn Alfred Lothar Wegener en 1912 al notar la semejanza de lasformas de Amrica del Sur y frica, recin en los ltimos 30 aos,gracias al desarrollo de la ciencia, ha adquirido la sustentacinsuficiente como para revolucionar la comprensin de muchos


9/105


fenmenos geolgicos, dentro de ellos los Terremotos. Dentro de loshallazgos en que se base esta teora estn:

1. Un alto desarrollo en el conocimiento de los fondos marinosgracias al ecodoppler, el sonar, la computacin, etc., el cual determinque el fondo del Ocano Atlntico era mucho ms delgado de lo que sepensaba y que haba una cadena montaosa submarina de ms de50.000 km de largo recorriendo toda la Tierra, conocida con el nombrede Cordillera Mesoatlntica, gracias a los estudios de los lechosmarinos, realizados en los 1920, donde se midieron las profundidadesocenicas y se pudo medir la topografa submarina y establecer sucartografa.

2. El descubrimiento por parte de los geofsicos con losmagnetmetros para medir las variaciones de intensidad y orientacingeomagntica del fondo marino, que corresponde a mineralesmagnticos (magnetita) formados al enfriarse el magma del ncleo de laTierra y dispuestos en franjas de polaridad inversa entre una y otra,adems los magnetmetros transportados en barcos cerca de lasdorsales ocenicas demostraron que las rocas de un lado de la dorsalproducan un efecto reflejado de las rocas del otro lado.

3. El resultado de las exploraciones en busca de petrleo,donde se han obtenido muestras del fondo marino, muestran zonas dedistinta edad geolgica: hay crestas o arrecifes que son ms jvenes ytrincheras o caones profundos que son ms antiguos. Esta disposicinconcuerda con la cadena montaosa y con esta polaridad magnticaalternada de los puntos anteriores. De acuerdo a los cientficos Harry H.

Hess y Robert S. Dietz, la litosfera del Atlntico se est expandiendo y ladel Pacfico encogiendo. Las zonas antiguas se hunden en las trincherasy aparecen zonas jvenes en los arrecifes, producindose as un"reciclaje del fondo marino. Los mtodos de datacin aplicados a lasrocas del lecho marino mostraron que la materia ms cercana a ladorsal era mucho ms joven que la lejana.

4.- Mayor ocurrencia de sismos en las zonas de las crestas ytrincheras.

Podramos resumir el fenmeno diciendo que estas placas estn encontacto entre s, provocndose los cambios geolgicos en las fronterasde las placas. La explicacin de por qu se mueven, no esta muy clara,pero podra explicarse por el fenmeno de conveccin, ver figura 2, quese refiere a la influencia que la temperatura en el magma del ncleo dela tierra ejerce sobre los distintos minerales, haciendo flotar a los mscalientes y hundindose los ms fros. El calor provendra deldecantamiento radiactivo de istopos como el uranio, torio y potasio,fenmeno que libera energa, as como del calor residual an presentedesde la formacin de la Tierra. Entonces se forma un ciclo donde en lalitosfera se destruye por fusin en el manto en los bordes destructivos ozonas de subduccin, donde una placa se introduce por debajo de otra

formando cordilleras y zonas volcnicas; y se crean nueva corteza en lasdorsales ocenicas, creando un flujo continuo.


10/105


Existen cuatro tipos de movimientos fundamentales en lasfronteras entre las placas:

Fronteras divergentes: Donde se genera

nueva corteza terrestre que rellena labrecha de las placas al separarse. Elmejor caso conocido y estudiado defrontera divergente, es la CordilleraMesoatlntica y que se extiende desdeel Ocano rtico hasta el sur de frica.En esta frontera se estn separandolas placas Norteamericana yEuroasitica a una velocidad de 2,5cm. cada ao, centros de expansindel fondo marino.

Fronteras convergentes: donde la cortezaterrestre es destruida al hundirse unaplaca bajo la otra, llamada tambincomo zona de subduccin. El ejemploms conocido es el de la Placa deNazca, que se est hundiendo bajo laplaca Sudamericana frente a suscostas, dando origen a una de las zonasms ssmicas del planeta.

Las placas pueden converger en el continente y dar origen a cadenasmontaosas como la como los Himalayas, o tambin pueden convergeren los ocanos, como ocurre frente a las Islas Marianas, cerca deFilipinas, dando origen a fosas marinas que pueden llegar a los 11.000m de profundidad o bien originar volcanes submarinos.

Fronteras de transformacin: donde lacorteza ni se destruye ni se forma ylas placas slo se deslizan

horizontalmente entre s. Un ejemplode este tipo de fronteras es la tanconocida Falla de San Andrs, enCalifornia.

Zonas fronterizas de las placas: es un ancho cinturn en que lasfronteras no estn bien definidas y el efecto de la interaccin de lasplacas no es claro.


11/105


Figura 4. Dorsal Mesoatlntica.

Figura 5. Zona de subduccin y Dorsal Mesoatlntica


12/105


1.2 Origen de los sismos.

El estudio de los fenmenos ssmicos es el objeto de la Sismologa ymuchos de los fenmenos que pueden dar origen a los sismos son deorigen tectnica, la actividad volcnica, colapsos de cavernas, pero elhombre tambin puede inducir a la aparicin de terremotos, como en elrellenado de presas, en la detonacin subterrnea de explosivosatmicos, en el bombeo de lquidos de las profundidades terrestres o sepueden producir temblores debidos al colapso subterrneo de minasantiguas, entre otros. Pero los ms importantes para la ingeniera sonlos de origen tectnico, que son los asociados con deformaciones de lacorteza terrestre, debido a su importancia en los aspectos comofrecuencia con que ocurren, la energa que liberan, la extensin de lasreas que afectan y los daos ocasionados en las edificaciones einfraestructuras, por lo tanto podemos afirmar que existen tres clasesde terremotos: tectnicos, volcnicos y artificiales. Los sismos

tectnicos son los ms devastadores y adems plantean muchasdificultades especiales a los cientficos que intentan predecirlos y a losingenieros estructurales que tratan de minimizar los daos en lasestructuras e infraestructuras.

Con el nombre general de sismos o sesmos se designa a todosestas vibraciones en la corteza terrestre, que se clasifican en micro-sismos, cuando son imperceptibles; macro-sismos, cuando son notadospor el hombre y causan daos en enseres y casas, y mega-sismos,cuando son tan violentos que pueden producir la destruccin deedificios, la ruina de ciudades enteras y gran nmero de vctimas. Los

macro-sismos y mega-sismos son los conocidos con el nombre deterremotos o temblores de tierra.

La mayora de los sismos, equivalente al 90%, se producen en loslimites de las doce placas tectnicas, que forman la corteza terrestre yestn relacionados con los movimientos relativos entre las placas,independiente de la direccin de los movimientos entre las placastectnicas colindantes, estas causan tensiones, deformaciones yacumulan energa de deformacin elstica, y cuando las fuerzasproducidas por el movimiento superan las fuerzas de unin entre lasplacas originan una fractura sbita a lo largo del contacto entre las

placas, liberando abruptamente esta energa, la cual se manifiesta conla generacin de ondas ssmicas o vibraciones en la corteza terrestre,que pueden fluctuar desde las que apenas son apreciables por elhombre y los animales, hasta las que alcanzan un carcter catastrfico.

Los lugares de la Tierra donde se producen los grandes terremotostienden a situarse en los lmites de estas placas, ver figura 6,confirmando que la actividad ssmica esta relacionada con losmovimientos de stas.

El resto de sismos que ocurren en el mundo, que es un porcentajepequeo con parado con el anterior, se localizan en el interior de las

placas tectnicas y se conocen con el nombre de sismos intraplaca, queestn relacionados con la fallas geolgicas locales, estas se pueden


13/105


definir como un surco de fractura a lo largo de la cual una seccin de lacorteza terrestre se ha desplazado con respecto a otra, en estos casoslos movimientos responsables de la separacin puede tener unadireccin vertical, horizontal o una combinacin de ambas, un ejemplomuy caracterstico es la formacin de cordilleras montaosas que se

han elevado por movimientos de fallas, estos desplazamientos puede serde miles de metros en el transcursos de miles de aos y existen otrosdesplazamientos pequeos e imperceptibles. Pero cuando la actividaden una falla es repentina y abrupta, por acumulacin de energa demuchos, puede producirse una fuerte sacudida, que se evidencia envibraciones u ondas ssmicas y en algunas ocasiones induce unaruptura de la superficie, la mayora de estos temblores sonconsiderados sismos superficiales.

Figura 6 Mapa de zonas de actividad ssmica mundial

Adems de las fuentes ssmicas mencionadas, otro tipo de sismostienen su origen en las regiones del mundo donde existen volcanes y

sus erupciones van acompaadas generalmente por sismos, que songeneralmente de menor intensidad que los anteriores, estos sismos seoriginan cuando el magma asciende rellenando las cmaras inferioresde un volcn, mientras que las laderas y la cima se dilatan y seinclinan, la ruptura de las rocas en tensin puede detectarse gracias auna multitud de pequeos temblores.

Y por ultimo existen un tercer grupo de movimientos ssmicos, losllamados locales, que afectan a una regin muy pequea. stos sedeben a hundimientos de cavernas, cavidades subterrneas o galerasde minas; perturbaciones causadas por disoluciones de estratos de

yeso, sal u otras sustancias, o a deslizamientos de terrenos que reposansobre capas arcillosas.


14/105


Figura 7. Tipos principales de falla. (a) Falla normal, (b) Falla de reversa,(c) Falla Lateral izquierda, (d) Falla lateral derecha.

La falla de San Andrs en California y Mxico es un ejemplo deFronteras de transformacin, donde las placas de Norteamrica y delPacfico se deslizan una sobre otra, provocando terremotos, esta fallaque permanecen bajo el ocano miles de kilmetros, emerge desde elocano Pacfico y atraviesa cientos de kilmetros en la tierra, la cual sepuede observar, en fotografas reas e incluso puede ser vista por el ojodel hombre. Un ejemplo del movimiento entre estas dos placas seobserv en el sismo de 1906 donde se produjo un desplazamientos dehasta 2.60 m. en Woodville en el condado de Marn. A continuacin se

presentan algunos sismos relacionadas con esta falla.

AO MES DIAA SITIO PAISS MAGNITUD VICTIMAS

1906 San Francisco (Ca) USA 8.3 700

1940 El Centro (Ca) USA

1957 03 09 Alaska USA

1964 28 03 Anchorage (Alaska) USA 8.5 114

1965 02 04 Alaska USA

1971 San Fernando (Ca) USA 6.5 65

1989 Oct 17 Loma Prieta (Ca) USA 7.0 63

1992 Jun 28 Landers (Ca) USA 7.5 1

1994 Ene 17 Northridge (Ca) USA 6.4 50

San Simeon (Ca) USA 6.7 2

Tabla 1. Movimientos ssmicos relacionados con la Falla de San Andrs.


15/105


Foto 1. Falla de San Andrs.

Las estadsticas confirman que casi la mitad de los eventosssmicos ms destructivos ocurren en zonas de subduccin, que son lasfranjas donde una placa se desliza bajo la otra, como ocurre en CentroAmrica entre las placas del Pacifico y la placa de Coco o en Amrica delSur a lo largo del Ocano Pacifico entre la placa de Nazca y placa de SurAmrica, estas liberan el 75% de la energa ssmica que se produce en

la tierra. Estas se encuentran localizadas en el llamado Anillo de Fuego,con una longitud de unos 38.600 km, que coincide con las orillas delocano Pacfico, los sitios donde se rompe la corteza terrestre estn auna gran profundidad, hasta 700 km bajo tierra, ejemplo de algunos deestos sismos destructores se mencionan ms adelante. Este corredor esconsiderada como la zona ssmica ms activa del mundo, la placa deNazca se mueve aproximadamente 10 cm. por ao contra la placacontinental que se mueve 4 cm. por ao en sentido contrario*, lo cualgenera una gran acumulacin de energa, que se libera en forma deactividad ssmica.

TAVERA HERNAN, "LA TIERRA, TECTONICA Y SISMICIDAD", Instituto Geofsico delPer, Lima, 1993


16/105


AO MES DIA SITIO PAIS MAGNITUD MUERTOS

1906 Ene 31 Tumaco Colombia 8.9* n/a

1906 Ago 16 Valparaso Chile 20.000

1939 Ene 24 Chillan Chile 8.3 28.000

1960 22 05 Valparaso Chile 8.3 5.000

1970 05 31 Norte de Per Per 7.7 66.794

1972 Dic 23 Managua Nicaragua 6.2 5.000

1985 Mar 3 Valdivia Chile 7.8 177

1985 Sep 19 Michoacn Mexico 7.9 9500

1986 Oct 10 San Salvador El Salvador 5.4 1000

1987 Mar 6 Frontera con Colombia Ecuador 7.0 1000

Limon Costa Rica 7.7

1994 06 6 Paez Colombia Mas de 1000 muertos

1999 01 25 Pereira Colombia 6.3 Mas de 1170 muertos

Tabla 2. Movimientos ssmicos relacionados con la placa de Filipinas y la placa Pacifico.

* Valor estimado y es considerado uno de los sismo ms fuerte de la humanidad en tiemposmodernos.

Fig.8 Zona de subduccin por Sur Amrica


17/105


Fig.9 Zona de subduccin en el Ocano Pacfico placa del Pacifico-Australiana.

Los terremotos tectnicos localizados en las fronteras divergentes,como en las dorsales ocenicas son el escenario de muchos sismos deintensidad moderada que tienen lugar a profundidades relativamentepequeas. Casi nadie siente estos sismos que representan slo un 5%de la energa ssmica terrestre, pero se registran todos los das en la redmundial de estaciones sismolgicas. En las crestas de las dorsales haytambin fumarolas o grietas hidrotermales de las que brota vapor ricoen minerales a una temperatura de hasta 350 C a travs de las grietasdel fondo marino.

Otra fuentes de sismos tectnicos, donde se libera el 15% de laenerga ssmica, es una zona que se extiende desde el Mediterrneo y elmar Caspio, a travs del Himalaya, terminando en la baha de Bengala.Las placas euroasitica, africana y australiana se juntan formandocordilleras montaosas jvenes y elevadas. Los terremotos que seproducen a profundidades entre pequeas e intermedias, han destruidocon frecuencia regiones de Portugal, Argelia, Marruecos, Italia, Ex-Repblica Yugoslava de Macedonia, Eslovenia, Croacia, Bosnia-Herzegovina, la Repblica Federal de Yugoslavia, Albania, la Greciacontinental, Rumania, Bulgaria, Grecia, Turqua, Irn, Afganistn y laIndia.

AO MES DIAA SITIO PAIS Magnitud OBSERVACIONES

425a.C Eubea Grecia Convirti a Eubea en una isla.

17 feso Turquia Destruy la ciudad de feso.

476 Roma Italia Destruy parte de Roma.

557 Cosntantinopla Turqua

856 12 22 Damghan Iran 200.000 muertes

893 03 23 Ardabil Iran 150.000 muertos

936 Constantinopla Turqua


18/105


1138 08 09 Aleppo Siria 230.000 victimas

1268 Silicia Asia Menor 60.000 victimas

1318 Inglaterra

1456 Npoles Italia

1536 Shaanxi China 830.000 muertos *

1667 11 Shemakha Caucasia(Georgia)

80.000 muertos

1693 01 11 Sicilia Italia 60.000 muertos.

1727 11 18 Tabriz Iran 77.000 muertos

1755 11 01 Lisboa Portugal 8.7 760.000 muertos **

1783 02 04 Calabria Italia 50.000 victimas

1920 09 Chihli China 100.000 muertos

1920 12 16 Gansu China 8.6 200.000 muertos

1923 12 28 Messina Italia 7.5 70.000 a 100.000 muertos

1927 05 22 Xining China 8.3 200.000 muertos

1932 12 25 Gansu China 7.6 70.000 muertos

1935 05 30 Quetta Paquistan 7.5 30.000 a 60.000 muertos

1950 08 15 India

1976 07 27 Tangstan China 8.0 255.000 mueros***

1980 07 28 Kerman Iran 7.3 Entre 4000 y 5000 muertos

1981 06 11 Kerman Iran 6.8 Entre 1000 y 3000 muertos

1990 06 21 Gilan y Zanjan Iran 7.7 50.000 victimas

1993 09 30 India 6.4 10.000 muertos

1995 05 28 Lejano Oriente Rusia 7.7 1989 muertsos

1995 07 17 Turqua 7.3 Mas de 15.000 muertos, centenaresde edificios colapsados, licuacin,deslizamientos de tierra,

1997 03 10 Iran 7.1 1560 muertos

1998 02 04 Takhar Afganistn 6.1 Al menos 4.500 muertos

1998 05 30 Takhar Afganistn 6.0 Cobro la vida de 4.000 personas

1999 08 17 Turquia 7.4 Mas 17.800 muertos

2001 01 26 Gujarat India 7.7 Mas de 19.700 muertos

2002 03 26 Nahrin Afganistn 6.0 Al menos 1500 murieron y destruyNahrin.

2003 03 21 Argel Argelia 6.7 2.251 muertos y mas de 10.243heridos


19/105


2003 12 26 Bam Iran 6.3 Mas de 30.000 muertos, mas de50.000 heridos y alrededor del 60%

de edificios destruidos

Tabla 3. Movimientos ssmicos relacionados con la placa de euroasitica, africana yaustraliana.

* Considerado uno de los mayores desastres naturales de la historia.** La sacudida fue tan fuerte que se sinti hasta en las regiones interiores de Inglaterra.*** Cifras sin confirmar se estima 655.000 muertos

Fig.10 Placa Euroasitica y australiana, en el Himalaya.

Existe otra categora de sismos tectnicos que son pocosfrecuentes, pero que son grandes terremotos destructivos, producidos

en zonas alejadas de las zonas de fronteras. Uno de ejemplos de estoscasos son los tres sismos que se presentaron en la regin de Missouri,en 1811 y 1812, existe evidencia que se sintieron a mas 1.500 km dedistancia y causaron desplazamientos que desviaron el ro Mississippi.Algunos gelogos creen que este tipo de terremotos fueron las fuerzasque crearon el Rift Valley en frica.

AO MES DIAA SITIO PAIS MAGNITUD OBSERVACIONES

Edo 200.000 victimas

893 03 23 Kwanto Japon 8.3 150.000 VICTIMAS1965 02 04 Islas Kuriles Japon 8.7

1938 02 01 Indonesia 8.5

1990 Jul 16 Luzn Filipinas 7.8 1700

1995 En 17 Kobe Japn 7.2 6430 muertos

1998 07 17 Papua Nueva Guinea 7.7 Un maremoto matounas 2.100 personas


20/105


1999 09 21 Taiwan Taiwan 7.6 Mas de 2.400 muertos,muchos edificios dehasta 15 pisoscolapsados, licuacin,grandes deslizamientosde tierra, perdidas por

ms 30 billones de U$

Tabla 4. Movimientos ssmicos relacionados con la placa de euroasitica,africana y australiana.

En el mapa de la ocurrencia de terremotos durante un cierto periodo, sepuede ver que los mismos se sitan preferentemente en lneas quedemarcan las placas tectnicas, como se observa en al figura La figura6, donde el trazado de esas lneas resulta consistente con la teoraa dederiva de los continentes. Las tres principales zonas de actividadssmica son:

El Cinturn de Fuego del Ocano Pacfico: que se extiende a lolargo de las costas americanas y asiticas.

El Cinturn Trans-Asitico y Alpino: que se extiende desde elHimalaya, pasando por el Asia Menor hasta el OcanoMediterrneo.

Una lnea de norte a sur por el medio del Ocano Atlntico.

Fig.11. Principales zonas de actividad ssmica.

1.3 TSUNAMIS

La propagacin de las ondas ssmicas por el mar se denominatsunami, que es un trmino cientfico oriundo del japons, y fuellamado as debido a que los mayores desastres naturales de este tipo,se han localizado all y otras reas del Ocano Pacfico. Los tsunamis omaremotos son grandes olas que van alcanzando mayor altura amedida que se aproximan a la costa. No obstante, no todos lostsunamis son efecto de un sismo, ya que estas grandes olas tambin

pueden ser producidas por cadas de meteoritos, grandes explosiones yerupciones volcnicas, como los casos del Krakatoa, entre las Islas de


21/105


Java y Sumatra, en 1883, y el de la Isla de Tera, en el Mar Egeo,durante la poca preclsica griega.

Los terremotos submarinos provocan movimientos del agua delmar (maremotos o tsunamis), cuyas olas son enormes con longitudes deonda de hasta 100 kilmetros y que viajan a velocidades de 700 a 1000km/h. En alta mar la altura de la ola es pequea, sin superar el metro;pero cuando llegan a la costa, al rodar sobre el fondo marino alcanzanalturas mucho mayores, de hasta 30 y ms metros. El tsunami estformado por varias olas que llegan separadas entre s por unos 15 o 20minutos. La primera que llega no suele ser la ms alta, sino que es muyparecida a las normales, pero con la diferencia que despus se produceun impresionante descenso del nivel del mar seguido por la primera olagigantesca y a continuacin por varias ms.

La falsa seguridad que suele dar el descenso del nivel del mar haocasionado muchas vctimas entre las personas que, imprudentemente,se acercan por curiosidad u otros motivos, a la lnea de costa.

Espaa puede sufrir tsunamis catastrficos, como quedcomprobado en el terremoto de Lisboa en 1755. Como consecuencia deeste sismo varias grandes olas arrasaron el golfo de Cdiz causandoms de 2000 muertos y muchos heridos y daos materiales. El 7 dejulio de 1941 el ltimo de los tsunamis detectados en las costasespaolas afect a las Canarias.

En agosto 27 de 1883 en Krakatoa, pequea isla volcnica situadaen el suroeste de Indonesia, en el estrecho de la Sonda, entre Java y

Sumatra, una erupcin volcnica que se haba manifestado de maneraintermitente desde el 20 de mayo, culmin en una serie de explosionesenormes que destruyeron la mayor parte de la isla. Junto con laerupcin, se produjeron maremotos que levantaron olas de hasta 35 mde altura y que recorrieron distancias de hasta 13.000 km. Lasgigantescas olas causaron la muerte de unas 36.400 personas en lascostas de Java y Sumatra y destruyeron una cantidad incalculable depropiedades.

En 1946 se cre la red de alerta de tsunamis despus delmaremoto que arras la ciudad de Hilo (Hawaii) y varios puertos msdel Pacfico. Hawaii es afectado por un tsunami catastrfico cada 25aos, aproximadamente, y EEUU, junto con otros pases, han puestoestaciones de vigilancia y detectores que avisan de la aparicin de olasproducidas por sismos.


22/105


Fig.12. Formacin de tsunami.

1.4 Caractersticas de los sismos.

Se considera indispensable incorporar en este artculo, algunosconceptos bsicos que permitirn comprender y analizar un poco mejorla relacin entre las decisiones que toman los arquitectos e ingenierosen sus diseos y el comportamiento sismo resistente de lasedificaciones.

1.4.1 Foco, Magnitud e Intensidad.

El foco, llamado tambin centro o hipocentro de un sismo es el

punto de la corteza terrestre en el se indican por medio de los clculosque se originan las ondas ssmicas.

El epicentro es la proyeccin vertical del foco en la superficie de latierra, en muchos casos por la ausencia de datos instrumentales elepicentro se fija en el sitio basndose en los daos, en el punto demayor sacudida.

Fig.13. Foco y epicentro.

En los reportes de los observatorios sismolgicos los datosinstrumentales hacen referencia a unas distancia desde la estacin


23/105


hasta el foco o epicentro, llamadas distancia focal y distancia epicentralrespectivamente.

La magnitud de un sismo es la medidad de la energa liberada y la

escala usada universalmente es la de Richter, que es representada conla letra M, que es el logaritmo comn de la amplitud de la traza, enmicras, de un sismgrafo estndar Word-Anderson con amplificacin de2800, periodo natural de 0.8 seg. y un coeficiente de amortiguamientodel 80 por ciento, y que se encuentra ubicado a una distancia de 100km del epicentro y a una profundidad focal menor a 30 km., cuandoestas distancia no coinciden existen programas, que contiene tablas ydiagramas empricas para corregir distancias epicentrales diferentes a100 km y para distintas condiciones del terreno. Estas correcciones sonrelativamente precisos hasta distancias epicentrales de unos 600 km.

Existen otras escalas como la telessmica, que tambin serepresenta con la letra M, se aplica a distancias focales mayores a 2000km, otra es la escala de Gutemberg que representada con la letra m, seaplican, a distancias entre 600 a 2000 km. Ambas se calculan a partirde las amplitudes y periodos de ciertas fases de los sismos.

La siguiente ecuacin es usada generalmente por los cientficospara calcular la magnitud:

Log10 W = 11.8 + 1.5 M (Ec. 2.1)

Donde W es la energa liberada en erguos y M la magnitud.

Como para comprender la energa liberada en su sismo, podemoscompararla con una bomba nuclear, una bomba de un megatn quelibera 5x1022 erguos, y se necesitara una bomba de 50 megatonespara liberar la energa que liberara un sismo de 7.3 M,estadsticamente estos sismos se presentan al menos siete veces al aoen todo el mundo, como promedio. La bomba atmica que EstadosUnidos hizo explotar sobre Hiroshima (Japn) el 6 de agosto de 1945,tena energa equivalente a 20 kilotones de TNT.

La intensidades una medida de la capacidad de destruccin ssmicalocal, por lo cual a un sismo se le asocia con una sola magnitud,

mientras que la intensidad vara de estacin a estacin. Casi todas lasescalas de intensidad son subjetivas, la ms usada es la escala MercalliModificada (MM) usada en Norteamrica, y se parece a la escalasovitica, a la de Cancanni-Sieberg que es usada en Europa occidental.A pesar de sus muchos inconvenientes, las escalas de intensidadconstituyen un elemento importante de anlisis y juicio en reas dondeso se hayan instalados instrumentos para movimientos ssmicos fuertesy suministran el nico medio para interpretar la informacin histrica.

Uno de los mayores problemas para la medicin de un terremoto esla dificultad inicial para coordinar los registros obtenidos por los

sismgrafos ubicados en diferentes puntos, que conforman la RedSsmica, regional o nacional, de modo que no es inusual que las


24/105


informaciones preliminares sean discordantes ya que se basan eninformes que registraron diferentes amplitudes de onda. Determinar elrea total afectada por el sismo puede tardar varias horas o das deanlisis del movimiento mayor y de sus rplicas. La prontitud deldiagnstico es de importancia capital para echar a andar los

mecanismos de ayuda en tales emergencias.A cada terremoto se le asigna un valor de magnitud (Richter)

nico, pero la evaluacin se realiza, cuando no hay un nmerosuficiente de estaciones sismogrficas, principalmente es basada enregistros que no fueron realizados en el epicentro sino en puntos dondese ubican los sismgrafos, por lo que se le asigna un valor distinto acada punto y se realiza una interpolacin entre ellos para conseguirubicar el epicentro. Una vez coordinados los datos de las distintasestaciones, lo usual es que no haya una diferencia asignada mayor a0.2 grados para un mismo punto. Aunque cada terremoto tiene una

magnitud nica, como se mencion anteriormente, su efecto variargrandemente segn la distancia, la condicin del terreno, las normas dediseo y las prcticas de construccin y otros factores, entonces resultams til catalogar cada terremoto cientficamente segn su energaintrnseca, por lo que esta clasificacin debe ser un nmero nico paracada evento y este nmero no debe verse afectado por lasconsecuencias causadas, que varan mucho de un lugar a otro segnmencionamos anteriormente.

El cientfico Charles F. Richter del

California Institute for Technology, en el ao1935 asoci la magnitud del Terremoto con laamplitud de la onda ssmica, lo que redundaen propagacin del movimiento en un readeterminada. El anlisis de esta onda,llamada "S" en un tiempo de 20 segundos enun registro sismogrfico, que sirvi comoreferencia para la calibracin de la escala.

Foto. 2 Charles F. Richter

A continuacin presentamos un la escala de Richter que de formageneral representa la energa ssmica liberada en cada terremoto y sebasa en el registro de sismgrafos. Es una escala que crece en formapotencial o semi-logartmica, como se describe en la ecuacin (2.1), demanera que cada punto de aumento puede significar un aumento deenerga diez o ms veces mayor, como ejemplo un terremoto de unamagnitud 4 no es el doble de 2, sino que es 100 veces mayor.


25/105


Magnituden EscalaRichter

Efectos del terremoto

Menosde 3.5

Generalmente no se siente, pero es registrado

3.5 - 5.4 A menudo se siente, pero slo causa daos menores

5.5 - 6.0 Ocasiona daos ligeros a edificios

6.1 - 6.9Puede ocasionar daos severos en reas muy

pobladas.

7.0 - 7.9 Terremoto mayor. Causa graves daos

8 omayor

Gran terremoto. Destruccin total a comunidadescercanas.

Esta escala es abierta, de tal forma que no hay un lmite mximo

terico, salvo el dado por la energa total acumulada en cada placa, loque sera una limitacin de la tierra y no de la escala, es decir puedenpresentarse terremotos mayores a los registrados en la historia ssmicadel planeta.

Fig.14 Calculo de la Magnitud en la Escala Richter.

La Escala de Mercalli, que mide la intensidad, fue creada en 1902por el sismlogo italiano Giusseppe Mercalli, tiene la caracterstica deque no se basa en los registros sismogrficos sino en el efecto o dao

producido en las estructuras y en la sensacin percibida por la gente.


26/105


Para establecer la Intensidad se recurre a la revisin de registroshistricos, entrevistas a la gente, noticias de los diarios pblicos ypersonales, etc. Fue Modificada en 1931 por Harry O. Wood y FrankNeuman y esta expresada en nmeros romanos y es proporcional, demodo que una Intensidad IV es el doble de II, por ejemplo, y por ltimo

los grados no son equivalentes con la escala de Richter.La Intensidad puede ser diferente en los diferentes sitios

reportados para un mismo terremoto y depender de cinco aspectos:

1. La energa del terremoto.

2. La distancia de la falla donde se produjo el terremoto

3. La forma como las ondas llegan al sitio en que se registra(oblicua, perpendicular, etc.,)

4. Las caractersticas geolgicas del material subyacente del

sitio donde se registra la Intensidad.5. La forma cmo la poblacin lo sinti o dej registros del

terremoto.

A continuacin se presenta la Escala de Mercalli Modificada

Grado ISacudida sentida por muy pocas personas en condicionesespecialmente favorables.

Grado IISacudida sentida slo por pocas personas en reposo, especialmente

en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos puedenoscilar.

Grado III

Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los

pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con untemblor. Los vehculos de motor estacionados pueden moverseligeramente. Vibracin como la originada por el paso de un carropesado. Duracin estimable

Grado IV

Sacudida sentida durante el da por muchas personas en losinteriores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan.Vibracin de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muroscrujen. Sensacin como de un carro pesado chocando contra unedificio, los vehculos de motor estacionados se balanceanclaramente.

Grado V

Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan.Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etctera, se rompen;pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables.Se observan perturbaciones en los rboles, postes y otros objetos

altos. Se detienen de relojes de pndulo.

Grado VI

Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadashuyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio;pocos ejemplos de cada de aplanados o dao en chimeneas. Daosligeros.

Grado VII

Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daos sinimportancia en edificios de buen diseo y construccin. Daosligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daosconsiderables en las dbiles o mal planeadas; rotura de algunaschimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehculos enmovimiento.

Grado VIII

Daos ligeros en estructuras de diseo especialmente bueno;considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en

estructuras dbilmente construidas. Los muros salen de susarmaduras. Cada de chimeneas, pilas de productos en losalmacenes de las fbricas, columnas, monumentos y muros. Los


27/105


muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeascantidades. Cambio en el nivel del agua de los pozos. Prdida decontrol en la personas que guan vehculos motorizados.

Grado IX

Dao considerable en las estructuras de diseo bueno; lasarmaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandesdaos en los edificios slidos, con derrumbe parcial. Los edificios

salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Lastuberas subterrneas se rompen.

Grado X

Destruccin de algunas estructuras de madera bien construidas; lamayor parte de las estructuras de mampostera y armaduras sedestruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable delterreno. Las vas del ferrocarril se tuercen. Considerablesdeslizamientos en las mrgenes de los ros y pendientes fuertes.Invasin del agua de los ros sobre sus mrgenes.

Grado XI

Casi ninguna estructura de mampostera queda en pie. Puentesdestruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberas subterrneasquedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terrenosuave. Gran torsin de vas frreas.

Grado XII

Destruccin total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de

las cotas de nivel (ros, lagos y mares). Objetos lanzados en el airehacia arriba.

Con los conceptos anteriores nos permite clasificar a los terremotos en:

Terremotos grandes M >= 7

Terremotos moderados 5 =< M < 7

Terremotos pequeos 3 =< M < 5

Micro - terremotos M < 3

Un terremoto de magnitud 12 en la escala de Richter partira laTierra en dos, en el siguiente cuadro se presenta una distribucin deocurrencia al ao de los sismos segn su magnitud.

Terremotos al ao, en el mundo, segn magnitud (escala de Richter)

Descripcin Magnitud Nmero por ao

Enorme 8.0+ 1

Muy grande 7.0-7.9 18

Grande (destructivo) 6.0-6.9 120

Moderado (daos serios) 5.0-5.9 1,000

Pequeo (daos ligeros) 4.0-4.0 6,000

Sentido por la mayora 3.0-3.9 49,000

Se puede llegar a percibir 2.0-2.9 300,000

Imperceptible menos de 2.0 600,000+


28/105


1.4.2 Tipos de ondas ssmicas.

Cualquiera que sea las causas de los sismos, estos generan variostipos de ondas de choque, de las cuales dos se clasifican como ondasinternas, viajando por el interior de la corteza terrestre, llamadas ondasprimarias y ondas secundarias, que son llamadas ondas de cuerpo, ylas otras son ondas superficiales. Tambin las ondas se diferencian porlas formas de movimiento que imprimen a la roca o suelo por donde setransporta.

Las ondas primarias o de compresin, llamadas ondas P, hacenque la roca se comprima y luego se expanda, es decir oscilan de atrshacia adelante en la misma direccin en la que se propagan, viajandoalrededor de 4 a 7 km/seg., segn la densidad de la roca, entre masdensa sea la roca ms veloz ser la onda, viajan a velocidades mayoresque las ondas S, y son las primeras que llegan y se registran en lasestaciones de investigacin geofsica. Estas ondas son dbiles y deperiodo cortos.

Fig.15 Ondas P o de compresin.

Las ondas secundarias o de cizalla, llamadas ondas S, producenvibraciones perpendiculares a su propagacin, por lo que es una ondatransversal, la roca se mueve de una forma que sube y baja o se muevelateralmente, viajando aproximadamente a la mitad de la velocidad de

las ondas P, entre 2 y 5 km/seg., son muy parecidas a las ondas que seoriginan en una cuerda con un extremo que se encuentra sujetado, yestas ondas son de periodos largos y son las que causan mayordestruccin en las estructuras., esta es la fase ms violenta de unsismo.


29/105


Fig.16 Ondas S o secundarias

Cuando las ondas internas encuentran la discontinuidad de

Mohorodovicic, que se encuentra entre la corteza y el manto superior dela Tierra, se reflejan, refractan y se transmiten en parte, adems sedividen en algunos otros tipos de ondas.

Las ondas superficiales, viajan por la superficie terrestre a partirdel hipocentro, son ms lentas que las ondas internas, viajando a unavelocidad entre 2 a 3 km/seg., adems de deformar la superficie y sonlas responsables de los mayores destrozos en los de edificios, viviendasy otras estructuras. Existen dos tipos de ondas superficiales, las ondasde Love y las ondas de Rayleigh, las primeras fueron llamadas as por elgeofsico britnico Augustus E. H. Love, y las segundas reciben este

nombre en honor al fsico britnico John William Strutt Rayleigh, quienrecibi el Premio Nbel de Fsica en el ao 1904.

Fig.17 Ondas Love.

Las ondas Love se mueven de lada a lado perpendicular a ladireccin de su propagacin, son las causantes de la mayora de losdaos en carreteras y tuberas. Las ondas Rayleigh mueven lasuperficie en forma de crculo, hacia arriba, hacia delante, hacia abajo y

hacia atrs, son las causantes de la mayora de los daos en losedificios, debido a que estos mueven las cimentaciones. En general, en


30/105


la mayora de los terremotos los daos se deben a las ondassuperficiales debido a que el terreno oscila verticalmente y a los lados almismo tiempo.

Debido a la diferencia de la velocidad de propagacin de las ondasP y S, se esperara que los diagramas de los acelerogramas a partir deuna distancia focal considerable, se presenten dos trenes separados deoscilaciones, uno para cada tipo de onda, pero estos son un pococomplicados debido a que el tren de las ondas S, empiezan antes que sehaya desvanecido las ondas P, esto es debido a las refracciones yreflejos mltiples de las ondas de las irregularidades geolgicas de lasuperficie.

Un acelerograma tpico contiene tres grupos principales de fases, laprimera llamada fase P corresponde a las producidas por las ondas P, lasegunda es la fase S, que se originan por las ondas S y la tercera esllamada L y se relacionan con las ondas superficiales, que incluye lasondas Love, Raylihgt y otros tipos de ondas. En general en los sismosfuertes las ondas de la fase L se confunden con el final de la fase S,porque las aceleraciones de las ondas L son comnmente muypequeas. Por otra parte los sismgrafos amplifican mucho ms loscomponentes de periodos largos que las porciones de los movimientoscon una lata frecuencia. Las ondas superficiales disminuyen muchoms lentamente que las ondas de cuerpo (P y S), en consecuencia lafase L aparece mucho ms prominente que las otras fases, ver figura 18de un acelerograma.

Fig.18 Propagacin de ondas.


31/105


Fig.19 Registro ssmico.

En diferentes estaciones sismogrficas se registran los tiempos enque llegan las oscilaciones de un mismo evento, de manera que esposible determinar el tiempo de recorrido de la perturbacin en funcin

de la distancia angular desde el epicentro. Con la diferencia de tiempoentre las ondas P y S es posible localizar la distancia al epicentro y conun estudio de los sismogramas en las tres direcciones ortogonales enuna sola estacin nos permite asimismo hacer un clculo aproximadode la direccin en que se ubica el epicentro y estimar la profundidad delfoco. Es decir en cada una de las estaciones se establece la diferencia detiempo de arribo entre las ondas P y S. As, en funcin de susvelocidades, las distancias epicentrales con centro de comps en lasestaciones y con radios a escala, segn las distancias epicentralesobtenemos en el plano el epicentro del sismo, en este calculo laprofundidad del foco tiene que ser despreciable

Las ondas presentan cambios bruscos en las velocidades depropagacin de estas a ciertas profundidades, donde se marcan unainterfase geolgica entre las capas principales de la tierra, como semencion anteriormente con la discontinuidad de Mohorodovicic. En lasuperficie de la tierra se presenta los reflejos ms notables, en este casolas ondas P, pueden general ondas P como ondas tipo S, llamadas PP ySS, as mismos las ondas S al reflejarse producen ondas P y S,llamadas SP y SS respectivamente.

Los datos sismolgicos han servido a los cientficos para deducirconclusiones respecto a la conformacin de nuestro planeta, as porejemplo se han descubierto una discontinuidad en las velocidades de laonda P que salta de 6.4 km/seg. y 6.7 km/seg. a 8.1 km/seg. y 8.2km/seg., que se ha dado el nombre de su descubridor Mohorodovicic,que marca la frontera inferior de la propia corteza.

Existen otras discontinuidades ssmicas en la corteza terrestre,entre las ms importantes es la de Conrad, donde la velocidad de laonda P pasa de 6.1 km/seg a entre 6.4 km/seg y 6.7 km/seg, tieneprofundidades variables y se supone que separa las capas de granito delas de basalto.


32/105


Fig.20 Reflexin y refraccin de ondas ssmicas.

El Sismgrafo consiste en un pndulo equipado con un frenoneumtico o magntico para que al ocurrir una sola sacudida no tracevarios movimientos. De esta manera, cuando hay un sismo, elgraficador, despus de la primera sacudida quedar quieto para trazarel segundo movimiento, despus trazar el tercero sin recibir los efectosde los anteriores, y as sucesivamente, podr registrar el sismo,movimiento por movimiento.

En tambor de registro se identificarn los intervalos de tiempo y la

amplitud de las sacudidas individuales, y la duracin total del sismo. Serequieren tres sismgrafos para el registro completo del evento, segnsus componentes X, Y, Z, con el propsito de observar un movimientoque de por s es tridimensional.

El sismgrafo cuenta con un pndulo y un tambor de registro. Serequieren tres sismgrafos uno para la componente vertical y dos paralas componentes horizontales


33/105


Figura 21. Esquema de sismgrafos y acelelograma.

Figura 22. Acelerograma. Se observa primero la llegada de la Onda P (1), la onda S (2),en 3 es llamado premonitor, el punto 4 paroxismo, y en 5 es una rplica. La diferenciade tiempo de arribo entre las ondas P y S, se mantiene en las tres sacudidas (3, 4 y 5),pues depende solo de la distancia Estacin-Foco.

El Acelergrafo, a diferencia del sismgrafo, el pndulo sesuspende de un resorte; el acelerograma registra la aceleracin delsuelo, obtenindose indirectamente de l la velocidad y eldesplazamiento de las partculas del suelo; con este registro se puedeconocer la respuesta del suelo colocando el instrumento en el piso y ladel conjunto suelo-estructura, colocando el instrumento sobre la

estructura. Indirectamente se puede entonces conocer elcomportamiento de la estructura.

Los Mecanismos focales pueden ser de implosin, explosin ycortante; son de implosin, cuando la primera onda P asciende, (P1 ),el terreno baja en el primer movimiento y el sismgrafo vertical dar suprimer trazo de la onda P hacia arriba; de explosin, cuando la primeraonda P desciende (P1 ), caso contrario al anterior, la primera onda Pser hacia abajo, porque el terreno ha subido ; y de cortante cuando seadvierten zonas de compresin y distensin conjugadas, a ladosopuestos de una falla, esto explica el efecto de acorden.


34/105


1.4.3 Caractersticas de los sismos intensos.

Debido a las irregularidades de los sismos y a que difieren an enun mismo sitio, es importante establecer las caractersticas que ciertosgrupos de sismos pueden tener en comn y as poder basar el diseosismo resistente de las estructuras, con lo cual destacaremos cuatroGrupos de sismos:

1. Los sismos que son prcticamente una sacudida, estos ocurren solamentea cortas distancias del epicentro, donde se presenta terreno firme yen sismos originados a poca profundidad. Ejemplo de estos sismosen la ciudad de Agadir en Marruecos en 1960 provocando lamuerte de ms de 15.000 muertos, Libia en 1963, Skopje en 1963en la Ex-Repblica Yugoslava de Macedonia y en San Salvador en1965, estos sismos se les asign magnitudes moderadas entre 5.4 a6.2 M y focos con profundidades menores a 30 km y un efecto quenos indica un movimiento casi unidireccional, mas fuerte en unsentido que en el opuesto, con periodos cortos de vibracin delorden de 0.2 seg o mas pequeos.

2. Los sismos moderadamente largos y extremadamente irregulares. El sismodel Centro en California es el ejemplo ms estudiado, condistancias focales moderadas y ocurre solamente en terrenosfirmes. La mayora de los sismos relacionados con la placa delPacido, sobre terrenos firmes son de este tipo, con un amplioperiodo de vibracin, entre 0,05 a 0,5 seg. y 2.5 a 6 seg., estossismos suelen tener intensidades iguales en todas las direcciones.

3. Los sismos de larga duracin con peridos dominantes de vibracin. Unejemplo de estos sismos fue el que se present el 6 de julio de 1964en ciudad de Mxico y el sismo de Michoacn en septiembre de 19de 1985 que afecto la ciudad de Mxico. Estos sismos resultan delfiltrado de sismos de los tipos anteriores a travs de estratos desuelo blando en el comportamiento lineal o casi lineal del suelo yque son causados por las reflexiones sucesivas en las interfasesgeolgicas de estas formaciones, presentndose una amplificacinde las ondas ssmicas.

4. Los sismos que producen deformaciones permanentes del terreno de granescala. Son aquellos que presentan deslizamientos o licuacin desuelos, como ejemplos se encuentran los nueve terremotossucesivos de Valdivia, Concepcin, Puerto Montt y otros en Chiledesde el 21 de Mayo al 6 de Junio de 1960. Donde los roscambiaron su curso, nuevos lagos nacieron, las montaas semovieron y en general la geografa, como nunca se haba visto, semodific marcadamente. En los minutos posteriores del sismo del22 de mayo en Valdivia un Tsunami arras lo poco que quedaba enpie, el mar se recogi por algunos minutos y luego una gran ola selevant destruyendo a su paso casas, animales, puentes, botes y,por supuesto, muchas vidas humanas. Algunas naves fueron a

quedar a kilmetros del mar, ro arriba. Como consecuencia delsismo, se originaron tsunamis que arrasaron las costas de Japn


35/105


dejando 138 muertes y daos por U$ 50 millones, en Hawaii 61muertes y U$75 millones en daos, en Filipinas dej 32 muertos ymuchos desaparecidos y tambin en la Costa Oeste de EstadosUnidos tambin registr un tsunami que provoc daos por ms deU$ 500.000. Otros ejemplos son los terremotos de Anchorage en

Alaska de 1964 y en Niigata durante el sismo de ese mismo ao,donde se presento colapsos de edificios por licuacin de suelos.

Epicentro Fecha y Hora Magnitud Richter*

1 Concepcin y Lebu Mayo 21 06,02 horas 7.25

2 Concepcin Mayo 21 06,33 horas 7.25

3 Concepcin Mayo 22 14,58 horas 7.5

4 Valdivia Mayo 22 15,10 horas 7.5

5 Valdivia Mayo 22 15,40 horas 8.75

6 Pennsula de Taitao Mayo 25 04,37 horas 7.0

7 Isla Wellington (Puerto Edn) Mayo 26 09,56 horas 7.0

8 Pennsula de Taitao Junio 2 01,58 horas 6.75

9 Pennsula de Taitao Junio 6 01,55 horas 7.0

Tabla 5. Informe del subdirector del Instituto de Sismologa de la Universidad de Chile Edgar

Kausel. * Se refiere a la Escala Richter Standard (Ms), reportada entonces por la Universidad deGeorgetown y el Boston College de EE.UU., y los observatorios Villa Ortzar de Buenos Aires eInstituto Geofsico Los Andes de Bogot.

5. Existen otros tipos de sismos con caractersticas intermedias a lasanteriores, como cuando se presenta un sismo con abundancia deperiodos dominantes significativos del terreno, debido a la variedadde la estratigrafa de la zona. Pero an as esta clasificacinpermite para lograr un espectro de diseo aplicable para uno de lostipos de movimientos ssmicos ms no para los dems.

1.4.4 Correlacin de los parmetros de los sismos conmagnitud y distancia focal.

Un espectro de respuesta son expresiones matemticas que nossuministran las respuestas a un acelerograma arbitrario, para el diseode estructuras sismo resistente nos interesa el valor numrico mximo,que depende del periodo natural de vibracin y del grado deamortiguamiento del sistema. Entonces nos interesa construir curvasque representen valores numricos mximos de respuesta en funcindel periodo natural de las estructuras simples, correspondiendo cada

curva a un valor de amortiguamiento.


36/105


En terrenos firmes y a distancias focales cortas e intermedias, esnecesario conocer la aceleracin a, la velocidad v y el desplazamiento den una direccin dada nos permite estimar la forma de los espectros derespuestas. El procedimiento para estimar las ordenadas probables delos espectros de los sismos se utilizan los valores esperados de la

aceleracin a, de la velocidad v, del desplazamiento d y la duracin delmovimiento s, calculados como funciones de la magnitud y distanciafocal. Para esto es necesario simular la generacin de un sismo comouna serie de focos muy prximos entre si a lo largo de una fallageolgica, se supone que el origen del sismo se mueve de un foco alsiguiente a la velocidad de propagacin de la fractura, que esaproximadamente a la velocidad de las ondas de corte. En cada foco seirradia ondas P y S, aleatoriamente en forma adecuada, para simularreflexiones y refracciones mltiples e irregulares y se van modificando amedida que atraviesan las rocas. Los espectros calculados para lossismos simulados concuerdan bastante bien con los de movimientos delterreno para los que existen datos sobre la falla que los ha causado.

Fig. 23 Espectro de Respuesta. Terremoto de Imperial Valley Mayo 18 de 1940.Earthquake Engineering Research Institute, Oakland, CA, 1981.


37/105


Fig. 24 Espectro de Diseo Ssmico.Earthquake Engineering Research Institute, Oakland, CA, 1981.

1.4.5 Las tres componentes de traslacin de los sismos.

Como la informacin instrumental sobre sismos es escasa, lamayora de los espectros de diseo se han obtenido de los registros en

dos direcciones ortogonales, generalmente se basan en evidenciaaproximada de los efectos del movimiento en la direccin en la que esms violenta, prcticamente no existe informacin con respecto almovimiento perpendicular a ella. A los ingenieros estructurales lesinteresa estimar las respuestas probables de uno de los cuatro tipos desismo en una direccin arbitraria cuando se conoce su valor mximo,debido a que muchas estructuras sus grados de libertad significativosestn orientados segn una sola direccin.

En sistemas con varios grados de libertad que dan origen a modosnaturales de vibracin desacoplados con periodos de de vibracin

diferentes en dos direcciones perpendiculares entre s, donde loscriterios de falla de suelen ser tales que los efectos de los sismospueden obtenerse en cada direccin de manera independiente a partirdel anlisis modal y de la combinacin de las respuestas modales enesa direccin, y tambin a los efectos de la combinacin de las dosdirecciones, calculadas como la raz cuadrada de la suma de lasrespuestas correspondientes al cuadro, ecuacin 2.2, o utilizando laCombinacin Cuadrtica Completa (CQC).

S = (SX2 + Sy2) (2.2)

Donde Sx y Sy es la intensidad espectral en unidades de longitud.


38/105


Los datos con respecto a la componente vertical son escasos, siembargo debemos considerar que la mayor parte de la energa de unsismo corresponde a las ondas S y los fenmenos de refraccin tiendena que la trayectoria de estas sea vertical cuando el suelo es blando yest estratificado horizontalmente. Por lo que se hace relativamente

importante la componente vertical del movimiento ssmico cuandoaumenta la dureza de la formacin superior del terreno. Pero suimportancia relativa decrece generalmente con el cociente de ladistancia al epicentro a la profundidad del foco.

La mayora de las normas de diseo sismo resistente ignoran lacomponente vertical de los movimientos ssmicos, pero creo que haycasos que esta componente debera tener gran importancia en el diseoestructural.

1.4.6 Componentes de rotacin y otras derivadas espaciales delos sismos.

En la superficie no todas las partculas del suelo describen elmismo movimiento simultneamente, en el caso particular de lascimentaciones de edificios de dimensiones moderadas, y si los cimientosson relativamente rgidos, las zapatas tendern a moverse siguiendo losmovimientos de las partculas del suelo. Si la dimensin de la planta enla direccin del movimiento de la onda es mucho menor que la longitudde onda, donde la longitud de onda se calcula multiplicando la

velocidad de onda por el periodo de vibracin (L = x T), se tiene que larotacin de la cimentacin se aproximar a la del terreno, si sedesprecia los efectos de la interaccin suelo-estructura debido almomento polar de inercia de la masa del edificio.

Desde el punto de vista de respuesta estructural las ondas msimportantes son las que tienen periodos cercanos a los periodosnaturales de la estructura. En la gran mayora de los edificios losperiodos naturales ms significativos mas pequeos estn del orden de0.2 seg o ms, las ondas viajan alrededor de unos 3000 m/seg en lasuperficie, por lo tanto las ondas ms importantes para la estructura

tiene una longitud de onda de aproximadamente de en la superficie de3000 m/seg x 0.2 seg = 600 m. Esto nos demuestra que la suposicinanterior de que las rotaciones de la cimentacin siguen la trayectoria alas partculas del suelo para la mayora de los edificios, tanques,chimeneas, torres, etc., es cierta, pero para estructuras condimensiones mayores a la longitud de onda, como es el caso de algunospuentes, presas, etc., no son aplicables para estas.

La fuerza total mxima producida, de la mxima aceleracin en lasdos direcciones ortogonales para una estructura, es igual a laaceleracin mxima (amax) multiplicada por la masa del edificio (M).

F = amax M (2.3)


39/105


Por lo tanto, la fuerza cortante mxima que debe resistirse a lolargo de un lado de la periferia, debida a la traslacin de la cimentacinrgida le corresponde a un par de torsin, que se define

Fi = (amax M)/2 (2.4)

En 1969 el seor Newmark demostr que los pares de torsingenerados por sismos en edificios regulares o simetricos son del ordendel 5 por ciento de la dimensin de la planta del edificio, medidaperpendicularmente a la direccin que se analiza, pero que en edificioscuya frecuencia fundamental de vibracin sea alta pueden exceder masdel 10 por ciento de la dimensin en planta del edificio.

Otro punto a considerar es que las aceleraciones verticalesmximas son usualmente menores que las horizontales y los periodosdominantes son tambin menores. Por lo que tambin podemosconfirmar que la aceleracin angular mxima ser una fraccin de la

aceleracin horizontal mxima del terreno (amax), en una direccinperpendicular al eje de rotacin y en una estructura rgida de unadeterminada altura h, producir una aceleracin horizontal mxima enel ltimo nivel, cubierta o azotea, de a = f h amax siendo f el valor de lafraccin mencionada anteriormente. El efecto se amplifica en la prcticacomo consecuencia de la flexibilidad que posea la estructura y de lainteraccin suelo-estructura, pero no necesariamente se amplifica msque los efectos de la excitacin de traslacin.

Algunos cientficos creen que la rotacin con respecto a un ejevertical est asociada con las ondas Love y que la rotacin con respecto

a los ejes horizontales est relacionada con las ondas Rayleigh. Lasamplitudes de estas ondas superficiales son menores que las de fase decorte en los sismos de movimientos fuertes y que sus velocidadestambin son mucho menores.

Existen otras ondas como las llamadas de gravedad queconstituyen otra fuente de rotacin del terreno con relacin a los ejeshorizontales, este tema esta siendo investigado y ha sido tema decontroversia, donde algunos autores lo relacionan sobre todo dondeexiste terreno blandos, en los cuales se han presentado fisuras que enalgunas ocasiones dejan salir agua, arena y limo, (Wilson, Webb yHendrickson en 1962) y Lomnitz C. en 1970, en su texto SomeObservations of Gravity Waves in the 1960 Chiele Erthqueke, describevarios relatos de testigos oculares que aseguran haber visto ondas quese desplazaban lentamente.

Estos fenmenos parecen tener mucha importancia en lasestructuras que descansan en dos formaciones de rigideces muydiferentes o en la proximidad de la interfase entre estas dosformaciones.

Por ltimo las deformaciones longitudinales de la superficie delterreno, debido a los movimientos desfasados en la direccin del

movimiento de la onda, son muy importantes en el diseo de ciertasestructuras de gran longitud como son los puentes y algunas presas.


40/105


2. SISMICIDAD.

Para realizar cualquier diseo ssmico a una estructura, este debeapoyarse en una descripcin probabilstica de las variables que

intervienen, entre las cuales podemos mencionar a manera general lascaractersticas de los futuros sismos y que estas tienen demasiadasincertidumbres. Pero el estudio de estas caractersticas se hace muydifcil debido a que en muchas regiones del mundo no existen registroso no han ocurrido sismos durante el periodo de observacin. Como losdatos cuantitativos no son siempre abundantes, no podramos emplearmtodos estadsticos tradicionales para describir las distribuciones deprobabilidades de las caractersticas de los movimientos futuros de laregin, y no podemos tomar la distribucin del universo idntica a ladistribucin de la muestra.

Los mtodos tradicionales podran tomar esta regin donde no sehalla presentado un sismo en muchos aos, como una zona no ssmicao una zona de baja sismicidad, sin embargo, ningn ingeniero podradisear una obra de gran importancia, como una presa, un puente degran longitud, una planta de energa nuclear, etc., sin tener en cuentala sismicidad de la regin.

Para el estudio de la sismicidad la informacin se puede agruparen los siguientes puntos:

1. Semejanza con otros fenmenos fsicos.

2. Detalles geotcnicos.

3. Datos estadsticos, como las coordenadas espacio-tiempo delos focos ssmicos y energas liberadas por los sismos entodo el planeta, durante el periodo en que tenemosinformacin.

4. Informacin cualitativa respecto a las mismas variables queen el grupo anterior, retrocediendo a pocas histricas ygeolgicas, en partes de la tierra.

5. Teoras y observaciones sobre la transmisin de las ondasssmicas.

6. Mapas geolgicos y datos sobre las propiedades dinmicasde las formaciones de roca y suelo.

7. Datos estadsticos sobre las intensidades y registrosssmicos.

Los cuatro primeros grupos de datos son utilizados para construirmapas de sismicidad local, es decir, aseveraciones respecto a lasprobabilidades de que se originen sismos de magnitudes dadas enporciones determinadas de la corteza terrestre. Los ltimos tres gruposde datos permiten trazar mapas de sismicidad local, estos son

enunciados con respecto a las probabilidades de sismos de intensidadesdadas con otras caractersticas tambin dadas, que sacuden una regin


41/105


determinada de la superficie de la tierra. Si se incluyen muchos detallesobtenidos de la informacin geolgica, a estos mapas se les conoce conel nombre de micro-regionalizacin.

La esperanza del nmero de sismos en un rango dado de lacorteza, no vara en el tiempo y que la probabilidad de que ocurra unsismo, en este rango de magnitud durante un intervalo de tiempo yvolumen de corteza dados, es independiente de todos los sismosanteriores en toda la tierra. Sin embargo existe una evolucin en lasismicidad local, y los sismos tienden a agruparse en el tiempo y en elespacio.

A las fallas geolgicas se les asocia cuantitativamente con lasismicidad local y que para fallas semejantes en diferentes puntos de lacorteza terrestre se espera que les correspondan a una sismicidad delmismo orden de magnitud. Los gelogos acuden a la informacingeotcnica para dividir la corteza en zonas relativamente pequeas y sesupone que en cada una de estas zonas la sismicidad por unidad devolumen es funcin de la profundidad.

2.1 Sismicidad Local.

En algunas regiones del mundo la ocurrencia de sismos es mayorque en otras, mientras que en otras zonas los sismos de grandesmagnitudes suceden de una manera caprichosa, pero la informacindisponible son suficientes tcnicamente para relacionar la liberacin deenerga por unidad de volumen con la unidad de tiempo.

Los parmetros para definir la sismicidad local en un lugar estadada en la esperanza () del numero de sismos que se originan en unvolumen dado de la corteza terrestre por unidad de tiempo y cuyamagnitud excede a M.

Se considera probable que en cualquier lugar de la tierra existauna magnitud mxima posible determinada por el espesor y resistenciade la corteza, como es el caso de los continente y plataformacontinentales donde es poco probable que se presenten magnitudessuperiores a 9 y de 7 para las profundidades de los ocanos, donde lacorteza es mucho ms delgada que en los continentes, sin embargo no

se puede afirmar que nunca ocurrirn sismos mayores a estasmagnitudes, es decir no hay bases para establecer magnitudes mayoresprecisas, de modo que no hay un lmite mximo terico, salvo el dadopor la energa total acumulada en cada placa, lo que sera unalimitacin de la Tierra y no de la Escala. Finalmente podemos aseverarde que probablemente haya una magnitud mxima en cada regin de latierra, pero que estos mximos son desconocidos.

De acuerdo al mapa de de epicentros de la Figura 6 podemosdeducir cuatro macro-zonas, la primera sera la franja circumpacfica,llamada Anillo de Fuego que coincide con las orillas del ocano Pacfico,

la segunda franja es la euroasitica que se extiende desde elMediterrneo y el mar Caspio, a travs del Himalaya, terminando en la


42/105


baha de Bengala, la tercera franja corresponde a zonas de bajasismicidad, la cuarta franja es la zona donde se presenta los terremotoslocalizados en las fronteras divergentes, como son las dorsalesocenicas, pero que no son de mayor importancia para el estudio de laingeniera ssmica y estructural debido a que estos suelen ser de

magnitudes moderadas y que en la mayora de los casos no sonsentidos por el hombre y tienen nada o poco influencia sobre lasestructuras.

Con las caractersticas de las macro-zonas, podemos dividir estasen zonas de inters ms pequeas, es decir sabemos que la sismicidades funcin de la profundidad, por lo que se hace necesario dividir lamacro-zona de acuerdo a la profundidad.

2.2 Amenaza, vulnerabilidad y riesgo

Amenaza: Peligro latente asociado con un fenmeno de origennatural, tecnolgico o provocado por el hombre que puede manifestarseen un sitio especfico y tiempo determinado, produciendo efectosadversos sobre personas, recursos naturales o bienes. Desde el puntode vista numrico, representa un nivel de probabilidad de ocurrencia deun evento con cierta intensidad en un sitio y periodo determinados.

Vulnerabilidad: Predisposicin intrnseca de un elemento a serafectado o ser susceptible a sufrir una prdida. Factor de riesgo interno

de un sujeto o sistema expuesto a una amenaza.

Riesgo: Probabilidad de ocurrencia de unas consecuenciaseconmicas, sociales o ambientales en un sitio y durante un tiempo deexposicin en particular. Es la integracin de la amenaza con lavulnerabilidad de los elementos expuestos.

La amenaza ssmica se define como la probabilidad de que duranteun perodo de tiempo y lugar particulares, ocurra un sismo que

produzca aceleraciones del suelo local suficientes para ocasionar daos.La amenaza ssmica constituye uno de los componentes msimportantes del contexto en donde vamos a ubicar la edificacin,cuando diseamos en zona ssmica. Esta informacin generalmente seencuentra en la normas para edificaciones sismo resistentes. EnColombia, se encuentra en le Captulo A.2 Zonas de amenaza ssmica ymovimientos ssmicos de diseo de la NSR-98. En Costa Rica seencuentra en el Capitulo Demanda Ssmica, ver figura 2.1 ZonificacinSsmica, Cdigo Ssmico de Costa Rica.

La vulnerabilidad ante la amenaza ssmica es la capacidad quetienen los elementos expuestos, tales como las edificaciones, a resistir


43/105


los efectos de un sismo sin dao permanente. La NRS-98 (Pg. Ley 400-5) define vulnerabilidad como la cuantificacin del potencial de malcomportamiento con respecto a una solicitacin.

Riesgo ante la amenaza ssmica se define como las probabilidadesde que en un lugar y durante un perodo de tiempo particulares,puedan producirse prdidas humanas y/o materiales comoconsecuencia de un sismo. Estas prdidas probables se puedenexpresar en unidades monetarias, nmero de vctimas o cantidad deestructuras daadas. La estimacin del riesgo se hace de acuerdo conlas caractersticas tanto del conjunto de elementos expuestos (grado devulnerabilidad) como del sismo (grado de amenaza), durante un perodode tiempo y lugar particulares. El riesgo es, por lo tanto, una funcin dela amenaza ssmica por la vulnerabilidad de los elementos expuestos.

R = f (a, v)

As que, hasta ahora, la nica manera de reducir el riesgo de daode una edificacin ante una amenaza ssmica es reduciendo lavulnerabilidad. El grado de vulnerabilidad de una edificacin puede serreducido a travs de las variables de diseo, es decir, produciendosoluciones arquitectnicas sismo resistente.

Dentro de los estudios generales de la amenaza ssmica est:

Programas de Computador

Asignacin de eventos a las fuentes ssmicas

Tratamiento estadstico de la informacin.

Evaluacin de la amenaza ssmica.

Magnitud mnima y mxima.

Ecuaciones de atenuacin.

Evaluacin de amenazas en ciudades.

La amenaza ssmica esta asociada con una probabilidad deexcedencia de un parmetro descriptivo del sismo:

Aceleracin pico y afectiva aef: asociado con el sismo dediseo.

Aceleracin para el umbral de dao aud: para verificar losacabados de una edificacin, en muchos cdigos se tiene encuenta como es el caso de la NSR-98.

Hay varios fenmenos que pueden estar asociados al sismo y entreellos se pueden citar:


44/105


1. Movimientos en la superficie terrestre: Estos son los movimientosque interesan a las construcciones a travs de aceleraciones en subase.

2. Desplazamientos relativos del suelo: En las zonas de falla geolgicase producen desplazamientos relativos del suelo a ambos lados dela falla. Este fenmeno es tpico en la regin oeste de los EstadosUnidos, en la falla de San Andrs, con quiebres de vas frreas, dealambrados, etc.

3. Deslizamientos y derrumbes.

4. Rodados de rocas.

5. Aludes de nieve, barro y agua: Este caso, como los dos anteriores,de importancia en regiones montaosas;

6. Seiches y Tsunamis: Son los nombres con que se conoce

internacionalmente a los maremotos. Tsunami es una palabrajaponesa formada por tsu=baha y nami=ola. Seiches se denominaeste fenmeno cuando se produce en lagos.

7. Incendios: Este es un desastre que suele estar ligado a losterremotos en reas urbanas. Puede adquirir gran importanciasuperando en vctimas y daos econmicos a los del terremotopropiamente dicho. Se produce generalmente debido a la rotura detuberas de gas, depsitos de combustible, cables, etc. Como elocurrido en el terremoto de San Francisco, en 1906, que siguieron3 das de incendios. En Tokio, en 1923, hubo 38.000 muertos porasfixia y quemaduras.

8. Asentamiento de suelos: Se pueden producir en terrenos de altacompresibilidad, en terrenos sueltos, o en terrenos de relleno.

9. Liquefaccin de arenas saturadas: En suelos aren

Documents

EVALUACIÓN DE LA FUERZA SÍSMICA