Memoria Irmafernandez Upla

ESTIMACIÓN DETERMINÍSTICA DE LA AMENAZA

SÍSMICA PARA LA REGIÓN DE VALPARAÍSO, CHILE

CENTRAL (32°-34°S).

Memoria para optar al Título de Geógrafo con Mención en Gestión y Ordenamiento Territorial.

IRMA DEL CARMEN FERNÁNDEZ SANHUEZA.

PROFESOR GUÍA: Dr. (c) CARLOS ROMERO GONZÁLEZ.

VALPARAÍSO, CHILE.

2012.

UNIVERSIDAD DE PLAYA ANCHA.

FACULTAD DE CIENCIAS NATURALES Y EXACTAS.

DEPARTAMENTO DE CIENCIAS GEOGRÁFICAS.

CARRERA DE GEOGRAFÍA.

DEDICATORIA

1

A Don LLUUIISS FFEERRNNÁÁNNDDEEZZ PPÉÉRREEZZ. Ud Don Luis, me ha sostenido, fortalecido,

jamás me permitió darme por vencida y jamás me permitió volver hacia

atrás. Gracias por ayudarme a transformarme en lo que decidí ser. Gracias

por volver... y, quedarte...gracias por tu amor, Viejo.

A mis Ángeles........

A mi destino por traerme de vuelta.......

A la Geografía por darme la oportunidad que hace mucho, ya había perdido...

Al Chaitén por despertarme, al Planchón por un comenzar y a Uds. por

escogerme.....por hacer de mi vida una permanente vibración sísmica..... Por

darme un motivo.

A la AAMMYY........Y Al AAuuttooddiiddaaccttaa..

AGRADECIMIENTOS

1

AA DDOOÑÑAA RRAAQQUUEELL CCAABBRREERRAA..

Quién, en el trascurso de cuatro años, además de traspasarme parte de su experiencia en

el ámbito del Ordenamiento y Gestión Territorial, estructuró y alineó el perfil académico qué

en la actualidad desarrollo. Asimismo, agregar y agradecer el valor de la rigurosidad, moral

profesional, el amor hacia tu trabajo que Ud “implantó” en mí. Y por sobre todo, Doña Raquel,

por siempre creer que la que escribe podía hacerlo.

AA DDOOÑÑAA FFLLAAVVIIAA CCÓÓRRDDOOVVAA..

Sin duda alguna doña Flavia, todo habría sido mucho más difícil si Ud no habría estado en

aquellos momentos académicos más adversos. Gracias por su consideración, por

escucharme, por “retarme” y abrazarme en “aquellos” días de agraz.

AA DDOOÑÑAA TTAATTIIAANNAA PPOONNCCEE..

Ud, valoró mi trabajo y mis conocimientos antes de convertirme en geógrafo. Escucho mis

apreciaciones, proposiciones así como la teoría histórica que emana siempre de mí ante

cualquier eventualidad sísmica. Ud, no me juzgo por el tiempo que duró el proyecto de título

sino más bien me comprendió y direccionó, sin tener que hacerlo. Gracias Doña Tatiana.

AA DDOONN IIDDEELLFFOONNSSOO RREEYYEESS..

Don Idelfonso, no realizó diferencia alguna con esta Uplaniana sino más bien la cobijo,

auxilió y re-orientó en los albores de este proyecto por allá en el año 2010. Como siempre, se

lo dije, gracias por todo.

AA DDOONN GGUUIILLLLEERRMMOO DDEE LLAA MMAAZZAA..

Su respaldo Don Guillermo, permitió en gran medida la concreción de esta memoria.

Gracias por valorar y creer en mis conocimientos autodidactas en la materia, gracias por

firmar cuando “papel” se necesitaba, gracias por su disposición siempre favorable.

AA DDOONN CCLLAAUUDDIIOO GGÓÓNNZZAALLEEZZ..

Geógrafo, apasionado por la historia y por la intangibilidad, que se vuelca material en el

Territorio. Amigo de los últimos años de carrera, de noches sin dormir y días desesperantes.

Gracias por tu amistad y lealtad así como por tu ayuda en aquellos “terrenos” por los cerros

de Valparaíso.

INDICE DE CONTENIDOS.

2

RESUMEN. 6.

CAPITULO I: PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA DE INVESTIGACIÓN.

1.1 INTRODUCCIÓN. 8.

1.2 CONTEXTUALIZACIÓN DEL PROBLEMA DE INVESTIGACIÓN. 9.

1.3 JUSTIFICACIÓN DEL PROBLEMA DE INVESTIGACIÓN. 12.

1.4 ÁREA DE INVESTIGACIÓN. 13.

1.5 HIPÓTESIS DE INVESTIGACIÓN. 15.

1.6 OBJETIVOS DE INVESTIGACIÓN. 15.

CAPITULO II: MARCO CONCEPTUAL Y ANTECEDENTES SISMOTECTÓNICOS-

GEOTECTÓNICOS DE CHILE CENTRAL (32°-34°S).

2.1 AMBIENTE SISMOTECTÓNICO. 16.

2.1.1 FUENTES SISMOGENÉTICAS. 20.

2.1.1.1TERREMOTOS INTERPLACA. 22.

2.1.1.2 TERREMOTOS INTERPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA. 22.

2.1.1.3 TERREMOTOS INTERPLACA CORTICAL. 23.

2.1.2 TERREMOTOS HISTÓRICOS 23.

2.1.2.1 TERREMOTOS INTERPLACA. 24.

2.1.2.2 TERREMOTOS INTERPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA. 29.

2.1.3 ASPEREZAS & BARRERAS SÍSMICAS EN LA ZONA DE VALPARAÍSO. 30.

2.1.4 SÍSMICIDAD CORTICAL Y POTENCIAL SÍSMICO COSTERO. 37.

2.1.4.1 TERREMOTOS CORTICALES. 37.

2.1.4.2 ESTRUCTURAS CON POTENCIAL SÍSMICO. 40.

2.2 AMBIENTE GEOTECTÓNICO. 41.

2.2.1 UNIDADES MORFOESTRUCTURALES. 41.

2.2.1.1 CORDILLERA DE LA COSTA Y VALLES TRANSVERSALES. 43.

2.2.1.2 CORDILLERA PRINCIPAL. 47.

2.2.2 ESTRUCTURAS MAYORES. 47.

CAPITULO III: MARCO Y PLANTEAMIENTO METODOLÓGICO DE INVESTIGACIÓN.

3.1 ANTECEDENTES Y CONCEPTOS METODOLÓGICOS. 52.

3.1.1 METODOLOGÍA DETERMÍSTICA. 52.

3.1.2 LEYES DE ATENUACIÓN. 53.

3.1.2.1 FACTORES DE SITIO. 55.

3.1.3 MAXIMO EVENTO CREÍBLE. 57.

3.2 ESCENARIOS DE DISEÑO REGIONAL DE LA AMENAZA SÍSMICA. 59.

3.2.1 PARAMETRIZACIÓN DE FUENTES SISMOGÉNICAS. 59.

3.2.1.1 TERREMOTO INTERPLACA. 59.

3.2.1.2 TERREMOTO INTRAPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA. 61.

3.2.1.3 TERREMOTO INTRAPLACA CORTICAL. 62.

3.2.3 DETERMINACIÓN DE LA ACELERACIÓN MÁXIMA DEL SUELO. 66.

3.2.3.1 DEFINICIÓN Y MODELIZACIÓN ESPACIAL REGIONAL DEL ÁREA DE ÁNALISIS. 68.

INDICE DE CONTENIDOS.

3

3.2.4 PONDERACIÓN DE FACTORES DE AMPLIFICACÍÓN GEOLÓGICA. 74.

3.3 ZONIFICACIÓN DE LA AMENAZA SÍSMICA REGIONAL. 79.

3.3.1 PLANOS DE INTENSIDAD DE MERCALLI. 82.

CAPITULO IV: RESULTADOS: DETERMINACIÓN DETERMINÍSTICA DE LA AMENAZA

SÍSMICA REGIONAL Y PLANOS DE INTENSIDADES DE MERCALLI.

4.1 MAPAS DE PELIGRO SÍSMICO DETERMINÍSTICO E INTENSIDAD DE MERCALLI REGIONAL. 83.

4.1.1 ESCENARIO INTERPLACA. 83.

4.1.2 ESCENARIO INTRAPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA. 83.

4.1.3 ESCENARIO INTRAPLACA CORTICAL. 84.

CAPITULO V: DISCUSIÓN, CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES.

5.1 DISCUSIÓN. 91.

5.2 CONCLUSIONES. 93.

5.3 RECOMENDACIONES PARA TRABAJOS FUTUROS. 95.

I. GLOSARIO. 98.

II. REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS. 106.

III. ANEXOS.

ANEXO N°1: MAPA GEOLÓGICO (REGIÓN DE VALPARAÍSO) Y ESTRUCTURAS TECTÓNICAS MAYORES

ENTRE LOS 32°-34°S. SERNAGEOMIN., 2003. 117.

ANEXO N°2: DESCRICION LITOLÓGICA DE UNIDADES GEOLÓGICAS RECONOCIDAS EN LA REGIÓN DE

VALPARAÍSO. SERNAGEOMIN., 2003. 118.

INDICE DE FIGURAS, CARTOGRAFÍA, ESQUEMAS Y TABLAS.

4

INDICE DE FIGURAS.

FIGURA N°1: ÁREA DE INVESTIGACIÓN. 14.

FIGURA N°2: PRINCIPALES FUERZAS QUE INTERVIENEN EN UNA ZONA DE SUBDUCIÓN. 16.

FIGURA N°3: VELOCIDAD DE CONVERGENCIA INTERPLACA SUDAMERICANA. 17.

FIGURA N°4: MODELO GEOMÉTRICO DE SUBDUCCION DE NAZCA (27°-35°S). 18.

FIGURA N°5: EVOLUCIÓN DEL RIDGE DE JUAN FERNÁNDEZ (22 Ma-AP). 19.

FIGURA N°6: ESTILOS DE SISMICIDAD EN ZONAS DE SUBDUCCIÓN. 21.

FIGURA N°7: TERREMOTO DE VALPARAÍSO 1906: EL ALMENDRAL (CALLE VICT). 27.

FIGURA N°8: TERREMOTO DE VALPARAÍSO 1985: DAÑOS EN LA CIUDAD DE S. DOMINGO. 28.

FIGURA N°9: TERREMOTO DE CHILLÁN 1939: DAÑOS EN LA CIUDAD DE CHILLÁN. 29.

FIGURA N°10: MODELO DE ASPEREZAS Y BARRERAS SÍSMICAS. 32.

FIGURA N°11: LARGOS DE FALLA ESTIMADOS PARA GRANDES TERREMOTOS CHILENOS (31°-35°S) Y

ASPEREZAS PROPUESTAS POR RUIZ & SARAGONI.2005. 34.

FIGURA N°12: ZONAS DE RUPTURA Y FUENTES SÍSMICAS TERREMOTO 1985. 35.

FIGURA N°13: TERREMOTO DE LAS MELOSAS 1958. DAÑOS EN LA LOCALIDAD DEL VOLCÁN. 38.

FIGURA N°14: DISTANCIAS HIPOCENTRALES, EPICENTRALES Y FOCO SÍSMICO. 55.

FIGURA N°15: FALLAS ACTIVAS SELECCIONADAS PARA EL DISEÑO DEL ESCENARIO DE AMENAZA

INTRAPLACA CORTICAL COSTERO 65.

FIGURA N°16: MAPA DE PUNTOS REPRESENTATIVO DEL ÁREA REGIONAL DE ÁNALISIS. 67.

FIGURA N°17: EJEMPLO DE ATRIBUTACION DEL SHAPE REPRESENTATIVO CON LOS PÁRAMENTROS

FOCALES DEL TDIT-A. 68.

FIGURA N°18: EJEMPLO DE CÁLCULO DE LA PGA EN ILWIS 3.3 PARA EL TDIT-A. 70.

FIGURA N°19: HISTOGRAMA DE LA DATA C/S NORMALIZAR PARA EL TDIT-A. 71.

FIGURA N°20: TENDENCIAS ESPACIALES OBTENIDAS EN TREND ANALYSIS PARA EL TDIT-A. 71.

FIGURA N°21: EJEMPLO DE PROCESO DE INTERPOLACIÓN EN EL MÓDULO GEOESTATISTICAL WIZARD

PARA EL ESCENARIO TDIT-A. 72.

FIGURA N°22: RASTER DE LA PGA EN ROCA PARA EL ESCENARIO TDIT-A, OBTENIDO MEDIANTE LOS

PASOS METODOLÓGICOS DESCRITOS. 73.

FIGURA N°23: FACTORES DE SITIO PROPUESTO POR ARGEMISEL & SARAGONI. 1992. (31°-25°S). 74.

FIGURA N°24: PROCEDIMIENTO DE CÁLCULO DE LA PGA CORREGIDA PARA EL TDIT-A. 77.

FIGURA N°25: MAPA DE SÍSMICIDAD GLOBAL. GSHAP. 1999. 79.

FIGURA N°26: MAPA DE ZONIFICACIÓN SÍSMICA NACIONAL NCh. 433. Of 1996. 80.

INDICE DE ESQUEMAS.

ESQUEMA N°1: MAPA CONCEPTUAL METODOLÓGICO DE INVESTIGACIÓN. 54.

ESQUEMA N°2: PASOS METODOLÓGICOS DE PROCESAMIENTO EN SIG PARA LA OBTENCION DE TRAZAS

CARTOGRAFIADAS ACTIVAS O POTENCIALES COSTERAS. 63.

ESQUEMA N°3: PASOS METODOLOGICOS DE PROCESAMIENTO EN SIG PARA LA OBTENCION DE LA PGA

CORREGIDA POR EFECTOS LITÓLÓGICOS. 78.

INDICE DE TABLAS.

TABLA N°1: LOCALIZACIÓN DE ASPEREZAS SÍSMICAS ENTRE LOS 32°-34°S. 36.

TABLA N°2. INCREMENTO DE LA INTENSIDAD POR EFECTO GEOLÓGICO CONSIDERANDO EL TERREMOTO

DE VALPARAISO DE 1985 (MONGE ET AL., 1989). 56.

TABLA N°3: PARÁMETROS DE DISEÑO. TDIT-A. 62.

TABLA N°4: PARÁMETROS DE DISEÑO. TDIO-B. 62.

TABLA N°5: LARGO DE FALLA SUPERFICIAL Y CENTROIDE DE TRAZAS COSTERAS CON MÁS DE 30 KM

SELECCIONADAS. 63.

TABLA N°6: MAGNITUDES MÁXIMAS POSIBLES PARA FALLAS ACTIVAS SELECCIONADAS. 64.

TABLA N°7: PÁRÁMETROS DE DISEÑO. TDIC-C. 66.

INDICE DE FIGURAS, CARTOGRAFÍA, ESQUEMAS Y TABLAS.

5

TABLA N°8: RESULTADOS DEL PROCESO DE INTERPOLACIÓN UTILIZANDO EL MODELO ESFÉRICO Y

STABLE PARA LOS ESCENARIOS TDIT-A, TDIO-B Y TDIC-C. 73.

TABLA N°9: FACTORES DE AMPLIFICACIONES GEOLÓGICO PROPUESTOS POR BORCHERDT D., 1994, VAN

WESTERN., 2003 Y TSIGE ET AL., 2006. 75. TABLA N°10: FACTORES DE AMPLIFICACIÓN GEOLÓGICO A UTILIZAR PARA LA CORRECCIÓN DE LA PGA

EN ROCA. 76.

TABLA N°11: ESCALA DE GRADUACIÓN DE LA PELIGROSISDAD. GSHAP.1999. 80.

TABLA N°12: VALORES UMBRALES DE LA PGA CORREGIDA E INTENSIDADES POR ESCENARIO SÍSMICO,

OBTENIDAS. 83.

TABLA N°13: COMPARACIÓN DE LAS ACELERACIONES TEÓRICAS OBTENIDAS CON RESPECTO A VALORES

ESTIMADOS PARA TERREMOTOS REPRESENTATIVOS. 91.

RESUMEN.

6

RESUMEN.

La zona de acoplamiento sismogénico da origen a la sismicidad de subducción

e intracontinental. Proceso físico inducido por constante movimiento de las Placas

Litosféricas. El margen activo genera deformaciones en la corteza, que en un medio

frágil, pueden inducir sismicidad intraplaca cortical asociada a la actividad de

estructuras sismogénicas activas o potenciales.

El área de Valparaíso entre los 32°-34°S, ha sido considerada como un “gap

sísmico”, a partir de su elevada velocidad de convergencia relativa e interpretación

historia de la frecuencia sísmica, que no ha experimentado la ocurrencia de

terremotos de magnitud superior M=8.0, desde la Catástrofe de 1906.

Diversos autores han estudiado la sismicidad histórica en la zona. Algunos de

estos han propuesto períodos de recurrencia en torno a los 82 ± 6 años y magnitudes

superiores a 8 grados para los terremotos interplaca y períodos de retorno de 20 a 30

años con magnitudes cercanas a 7.5 para los terremotos intraplaca oceánica en la

zona de la Ligua. Existiendo, evidencias marcadas de neotectónica terciaria,

asociada a estructuras activas o potenciales localizadas en la Cordillera de la Costa

entre los 33°-33.75°S, tales como la Falla de Melipilla, Falla Puangue, Falla del Río

Maipo, Falla Valparaíso-Curacaví y la Falla del Marga-Marga

Dada la condición de alto peligro sísmico que presenta la región de Valparaíso,

esta memoria tiene por objeto Determinar y Zonificar la Amenaza Sísmica a escala

regional mediante la aplicación de la Metodología Determinística, considerando el

efecto por fuente sismogénica y naturaleza geológica regional, en función de la

aceleración máxima horizontal del suelo.

Para alcanzar tal objetivo, se definierón 3 escenarios sísmicos de diseño:

Escenario Sísmico Interplaca tipo Thrust, Escenario Sísmico Intraplaca Profundidad

Intermedia y Escenario Intraplaca Cortical, en base a antecedentes históricos y

neotectónicos. A partir de la aplicación de Correlaciones Empíricas, de Escalamiento

y Leyes de Atenuación de la aceleración por taxonomía sísmica, se obtienen valores

de la aceleración que son posteriormente corregidos por condiciones geológicas

mediante el empleo de Factores de Amplificación basados en la naturaleza litológica,

tipo de roca y edad.

Los resultados obtenidos, dentro del entorno de los Sistemas de Información

Geográfica, arrojaron valores máximos de aceleración de 2.0 % g, 1.1% g, 0.52 %

RESUMEN.

7

g, por terremoto de diseño. Los valores logrados, son los utilizados para la

realización de la macrozonificación sísmica, mediante la aplicación de la Escala de

Peligrosidad definida por GSHAP., 1999, y para la obtención de los planos de

Intensidad de Mercalli Modificada, cuyos valores arrojan intensidades comprendidas

entre los 11 a 3.0 grados.


8


1.1 INTRODUCCIÓN.

La presenta memoria tiene por objeto principal la estimación y zonificación de la

Amenaza Sísmica asociada a la Región de Valparaíso, de acuerdo, al ambiente

sismotectónico y geotectónico regional desde la perspectiva determinística. Los

fundamentos que motivan su selección, estriban en la condición de elevada

vulnerabilidad física que patenta la región inducida principalmente por la precaria

inclusión y tratamiento del fenómeno sísmico en el Plan Regulador Intercomunal de

la Región de Valparaíso así como en la ausencia de un Marco de Protección Civil

orientado a la prevención a nivel regional. Circunstancias que disminuyen la

capacidad de resistencia del territorio regional frente a la ocurrencia sísmica.

La memoria se encuentra estructurada en cinco capítulos, en los cuales se

exponen diversos antecedentes y conceptos asociados a la problemática abordada

como los procedimientos seguidos para alcanzar los objetos planteados y las

conclusiones obtenidas tras su consecución, a saber:

1. CAPÍTULO I: Este capítulo contiene el Planteamiento del Problema de

Investigación en el cual se exponen, en contexto, las causas principales

que inducen la existencia del problema que fundamenta la investigación,

así como los objetivos e hipótesis que guían su consecución y la

justificación del mismo.

2. CAPÍTULO II: En este capítulo se presentan el Marco Sismotectónico y

Geotectónico que dan sustento teórico y conceptual a la investigación.

3. CAPÍTULO III: En este capítulo se exponen los criterios seguidos para la

definición de tres escenarios sísmicos para la región de Valparaíso así

como los procedimientos en el entorno de los Sistemas de Información

Geográfica y el planteamiento conceptual metodológico asociado,

utilizado para la obtención de los objetivos de la investigación.

4. CAPÍTULO IV: En este capítulo se presentan los Mapas de Zonificación

Sísmica Regional y de Intensidad de Mercalli, como reflejo de los

resultados de la aplicación del marco metodológico arrojó en base a los

objetivos definidos.


9

5. CAPÍTULO V: En este capítulo se exponen las conclusiones a las cuales

se llego a partir del análisis de los resultados de investigación por

escenario sísmico definido así como la discusión de los mismos y

recomendaciones para la elaboración de estudios de amenaza sísmica

futura.

1.2 CONTEXTUALIZACIÓN DEL PROBLEMA DE INVESTIGACIÓN.

La región geográfica comprendida entre los 32°-34°S ha sido estimada como

una “brecha sísmica”, a partir de la interpretación histórica de su frecuencia sísmica y

la elevada velocidad de convergencia, a razón de 10.28 mm/año1, sin ocurrencia de

Terremotos de magnitud superior a 8 grados en los últimos 104 años PEREIRA ET

AL., 1979.

Diversos autores han estudiado la sismicidad histórica en la zona de Valparaíso

como por ejemplo COMTE ET AL., 1986; CHRISTIENSEN & RUFF., 1986; KORRAT

& MADARIAGA., 1986; RUIZ S., 2002, algunos de estos han propuesto períodos de

recurrencia en torno a los 82 ± 6 años y magnitudes superiores a 8 grados para los

terremotos interplaca y períodos de retorno de 20 a 30 años con magnitudes

cercanas a 7.5 para los terremotos intraplaca oceánica en la zona de la Ligua, cuyos

procesos de fractura no se corresponderían al modelo clásico de Ciclo Sísmico sino

más bien al Modelo de Asperezas y Barreras Sísmicas BARRIENTOS & KAUSEL.,

1993; KAUSEL E., 1986 localizadas entre los 32° y 34°S RUIZ & SARAGONI.,

2005; RUIZ S., 2002; LOBOS C., 1999 que controlarían todo el proceso de ruptura

de los grandes terremotos interplaca e intraplaca profundidad intermedia registrados

frente a las costas de Valparaíso entre 1575 y 1985. Paralelamente, existe

abundante evidencia de fallas geológicas activas y potenciales localizados en la

Cordillera de Costa PARDO ET AL 2002; ARMIJO & THIELE., 1990; HERVÉ M.,

1987, entre los 33 ° y 33.75 ° S tales como la Falla de Melipilla y Marga-Marga

SABAJ R., 2008; THORSON R., 1999 que de acuerdo a GANA & ZENTILLI., 2002

fueron reactivadas como fallas normales después del Mioceno-Plioceno (5.3 Ma).

1 UNAVCO. Plate Motion Calcutator. Disponible:

<http://www.unavco.org/community_science/sciencesupport/crustal_motion/dxdt/model.html>. Consultado: 1/10/2012.

http://www.unavco.org/community_science/sciencesupport/crustal_motion/dxdt/model.html


10

De acuerdo a CORREIG A., 2006 y CORTES M., 2008, cuando algún

parámetro del sistema físico que da origen a la ocurrencia sísmica varía súbitamente

tal como la velocidad, densidad, temperatura, excediendo el valor normal, como

respuesta a cambios en las condiciones externas del sistema, y se materializa en

términos cuantitativos-cualitativos de tipo, magnitud, recurrencia y localización,

estamos en presencia de una Amenaza Sísmica con capacidad destructiva o

desestabilizadora. Frente, a lo planteado es posible sostener que los sistemas de

Asentamiento Humano, Territorio Creado y Patrimonio Natural situados entre los 32°-

34°S correspondientes a las Regiones de Valparaíso y Metropolitana de Santiago,

presentan una condición de elevada Amenaza Sísmica.

Desde este contexto, la Amenaza Sísmica y por consiguiente su capacidad

destructiva, no sólo será función de la energía sísmica liberada sino también de las

condiciones físico-mecánicas del emplazamiento, englobado dentro del concepto de

Efecto de Sitio, así como de su localización geográfica. Ambas variables, influirán

decisivamente en el grado de Exposición Física, es decir, definirán por cuánto tiempo

y de qué modo, cada unidad territorial, extensible a asentamientos humanos,

sistemas naturales e infraestructura socioeconómica, establecimientos económicos,

productivos así como servicios publico-privados y líneas vitales, estará sometido a la

energía sísmica VARGAS E., 2002; CARDONA O., 2001; NATEZON C., 1995.

Por ello, el marco normativo-jurídico que regula el uso del suelo así como la

normativa sismorresistente resulta esencial para reducir el nivel de exposición física y

la vulnerabilidad sísmica estructural COBURN AND SPENCE., 1992; MASKREY A.,

1989. En Chile, diferentes normas sectoriales definen y regulan el uso del suelo,

empero son, la Ley y Ordenanza General de Urbanismo y Construcciones del año

1992 (LGUC-OGUC), D.S N° 47 y D.S N°458 con sus respectivas modificaciones los

cuerpos legales principales. La LGUC, fija los procedimientos para la elaboración y

modificación de los Instrumentos de Planificación Territorial (en adelante IPT) a

distintos niveles territoriales. A escala Intercomunal y Comunal los únicos

instrumentos que poseen jerarquía normativa, y por tanto facultad para destinar el

uso del suelo a determinadas actividades, son el Plan Regulador Intercomunal (PRI)

o Metropolitano y el Plan Regulador Comunal (PRC) junto a los Planes Seccionales

y de Límite urbano, en reciprocidad con las disposiciones emanadas de la Estrategia

Regional de Desarrollo (Ley N° 19.175) y el Plan de Desarrollo Comunal (Ley N°

18.695) HIDALGO ET AL., 2011; BORDAS A., 2006; ITURRIAGA J., 2003.

Asimismo, la OGUC establece textualmente, en el D.S N°47 D.O 1992, en el

artículo 2.15 que: “En los Planes Reguladores Intercomunales“....”Se establecerá

cuando proceda y previo estudio fundado de riesgos”... “zonas no edificables o de

edificación restringida, por constituir un peligro potencial para los asentamientos


11

humanos”. El D.S N° 75 D.O 2001 indica en el artículo 2.1.17 inciso n°4, que las

zonas de actividad volcánica, ríos de lava o fallas geológicas constituyen áreas de

riesgo. Al respecto, cabe la pregunta ¿A qué tipo de falla geológica se refiere la

norma?, ¿Una falla geológica superficial o bien macrofalla activa como la zona de

subducción?.

El Plan Regional de Desarrollo Urbano y Territorial de la Región de Valparaíso,

PRDUT-V del año 2007, en su memoria explicativa no considera disposiciones con

respecto a la elaboración ni establecimiento de áreas de peligro sísmico potencial

más bien alude sucintamente a la Zonificación Sísmica Nacional establecida en la

NCh 433. Of 1996: “Diseño Sísmico de Edificios”. Por su parte, el PREMVAL2, si bien

efectivamente, considera zonas de riesgo posible por acción de fallas geológicas

(ZRN-F) dentro del plan, lo hace de manera indirecta, mediante las disposiciones

contempladas para las zonas de restricción del Cauce (ZRN-C)3, no estipulando

disposición alguna referida a fallas geológicas potencialmente activas reconocidas a

nivel regional (en adelante EPA) debido a que: “...” aparentemente no existen

evidencias de que estás fallas se hayan reactivado”4. Paralelamente, los PRI

Costero norte de la Provincia de Petorca, PRI Alto Aconcagua de la Provincia de San

Felipe y los Andes junto al Plan Intercomunal de Auco, no han incluido zonificación

directa o indirecta zonas de riesgo por acción de fallas geológicas. Por su parte, el

PRI Costero Sur de la Provincia de San Antonio no cuenta con zonificación alguna de

riesgos naturales.

La zonificación sísmica aludida precedentemente, no obstate, a proporcionar

parámetros indicativos del movimiento del suelo que permiten obtener estimaciones

de la amenaza sísmica, ha sido concebida sólo para el diseño sísmico de edificios

residenciales INN., 2001. No incorpora, además, el efecto por taxonomía

sismogénetica ni aspectos concernientes a la litología regional, topografía o

estratificación horizontal ni planos posibles de Intensidades o daño probable, por

ejemplo mediante el uso de la Intensidad de Arias o del Potencial Destructivo.

Las fallas activas y potenciales son una amenaza sísmica regional que no debe

ser despreciada. Si bien, el análisis de su cinemática, geometría y edad, es en la

actualidad, aún exiguo, los antecedentes descritos avalan posibles reactivaciones

cuaternarias-terciarias de las estructuras sismogénicas localizadas en la franja

2 Plan Intercomunal de Valparaíso en su área Metropolitana y Satélite Borde Costero Quintero-Puchuncavi. 2007.

3 El PREMVAL. Memoria Explicativa. 2007. Capítulo IV. Apartado 4.4. Pág.: 78, establece que cada uno de los

cauces permanente corresponde a una falla geológica. En las áreas localizadas a 100 metros circundantes a cada ribera así como en el lecho superior del cauce, se restringe cualquier tipo de construcción exceptuado las permitidas por la OGUC. 1992. 4 Idídem. Pag: 79.


12

occidental de la Cordillera de la Costa entre los 33°-33.75°S. Por lo tanto, frente a

posible reactivaciones, los estudios multidisciplinarios orientados a la determinación

de su comportamiento y del su potencial sísmico asociado deben ser materia

obligada e incorporada de manera efectiva y directa tanto en los IPT pertinentes

como a la norma chilena sismo-resistente.

De acuerdo a la LARRAIN P., 1992, nuestro país históricamente ha enfocado

sus esfuerzos a disminuir el grado de exposición física mediante el fortalecimiento e

incremento permanente de la norma sismoresistente. Aspecto, imprescindible y del

todo exigible para uno de los países más sísmicos a escala planetaria, pero que

resulta del todo insuficiente e ineficaz sin el establecimiento de medidas encausadas

a la disminución de la fragilidad localizacional desde la perspectiva del Ordenamiento

Territorial MATURANA A., 2011; CASSAROTTO ET AL., 2009; LARRAIN P.,

1992. Disposiciones, que por lado permitan reducir la susceptibilidad geográfica, por

ejemplo, localizando o relocalizando las actividades y los asentamientos humanos en

áreas de menor peligro sísmico, que a la vez interponga “defensas” que reduzcan la

posible afectación que puede ocasionar la ocurrencia sísmica y por el otro, que

establezcan medidas de prevención mediante la zonificación y microzonificación

sísmica incorporando los efectos de sitio inherentes así como la elaboración de

mapas de susceptibilidad sísmica por efectos cosísmicos asociados tales como

deslizamientos de roca-suelo, licuefacción, densificación, históricamente registrados

en cada uno de los terremotos que han ocurrido en la zona de Valparaíso.

1.3 JUSTIFICACIÓN DEL PROBLEMA DE INVESTIGACIÓN.

La condición de elevada amenaza sísmica inherente a la región de Valparaíso y

con ello, la posible afectación a los sistemas de asentamiento humano, territorio

creado y patrimonio físico-natural que la configuran sustentan y validan la

construcción de esta investigación.

Su Justificación, encuentra su input en las condiciones sismotectónicas y

geotectónicas que hacen de Valparaíso una zona con alta condición de Amenaza

Sísmica, siendo azolada por los terremotos histórico (1575, 1730, 1822, 1906) y

severamente dañada por los contemporáneos (1965, 1971, 1985), que en el

trascurso de 104 años han cobrado la vida de más de 20.500 personas. Más de

13.950 hogares destruidos, 83 edificios patrimoniales dañados, 20 personas muertas,

más de 7.000 damnificados y una comarca completamente arrasada por la mar


13

(Poblado de Juan Bautista, Bahía de Cumberland) tras el Terremoto de Cobquecura

del 2010 ROMERO ET AL., 2010; WINCKLER ET AL., 2010.

Sin duda, producto de asentamientos y actividades humanas localizadas en

lugares geográficos incorrectos, a la indiferencia gubernamental por el estudio

acérrimo y fortalecimiento permanente del fenómeno sísmico y la inclusión indirecta,

exigua o inexistente del Peligro Sísmico y fenómenos colaterales, dentro de los PRI

regionales, que se traducen en la actualidad en la carencia absoluta de Mapas de

Zonificación Sísmica Regional y planos de Intensidades asociadas por fuente

sismogénica que permitan a las autoridades competentes desarrollar acciones de

prevención y mitigación ante la ocurrencia de un terremoto en la zona de Valparaíso.

1.4 ÁREA DE INVESTIGACIÓN.

El área de investigación comprende la fracción continental de la Región de

Valparaíso, ilustrada en la figura N°1, se localiza entre los paralelos 32°S-34°S y

meridianos 71.78°W-69.98°W. Político-administrativamente está conformada por las

Provincias de Valparaíso, Los Andes, Petorca, Quillota, San Antonio, San Felipe De

Aconcagua y Del Marga-Marga. Alberga un total de 1.785.490 personas INE., 2012

distribuidos en 36 Comunas y 272 Distritos Poblacionales, con una densidad de

108.4 hab/km2.

Con fuerte dinamismo poblacional urbano, la población se concentra

preferentemente a lo largo del eje Interurbano Valparaíso-Viña del Mar-Quillota y en

las Provincias de San Antonio, San Felipe y Los Andes (1262.985 hab) así como con

un incipiente crecimiento demográfico de las Provincias de San Antonio, San Felipe y

Los Andes (328.64 hab). El Conglomerado Urbano del Gran Valparaíso junto a la

ciudad de Santiago, concentran más de 6 millones y medio de habitantes

correspondiente al 44 % de la población nacional agrupando además alrededor del

50% de la población urbana del país HIDALGO ET AL., 2011.

La región de Valparaíso, concentra importante actividad económica de

relevancia nacional asociada al sector industrial (Refinerías mineras Ventanas-

Catemu y de Petróleo en Concón), a la actividad agroindustrial y agrícola

desarrollada preferentemente en el Valle del Aconcagua, a la actividad minera

(Yacimiento de cobre en Río Blanco) y a la actividad portuaria (San Antonio-

5 Cifra correspondiente a miles de habitantes evaluada entre Diciembre-Febrero y Noviembre-Enero

del año 2001. INE. 2012. Pag: 19.


14

Valparaíso) emplazadas en la Cordillera de la Costa, Valles Trasversales y Cordillera

Principal que presentan diferentes características geológicas, litológicas y

estructurales por consiguiente, respuestas sísmicas distintas. Región, que sin

embargo, al 2003 de acuerdo a CASEN., 2003, concentraba un 19.6% de la

población en situación de pobreza, de la cual un 20.1% corresponden a pobres no

indigentes e indigentes urbanos y un 11.6% a pobres no indigentes e indigentes

rurales.

Figura 1: Área seleccionada para la realización de la presente Investigación correspondiente a la Región

de Valparaíso, enmarcada en líneas rojas.


15

1.5 HIPOTESIS DE INVESTIGACIÓN.

Las condiciones sismogenéticas controlan la ocurrencia de grandes terremotos

característicos en la zona de Valparaíso y con ello distintos movimientos del suelo a

esperar que serán aumentados o atenuados por la naturaleza geológica regional

definiendo distintos planos de intensidades posibles para la Región de Valparaíso.

1.6 OBJETIVOS DE INVESTIGACIÓN.

1.6.1 OBJETIVO GENERAL.

Determinar la Amenaza Sísmica mediante la metodología Determinística por

Fuente Sismogénetica Interplaca, Intraplaca de Profundidad Intermedia e Interplaca

Cortical Costero por medio de la estimación de la aceleración horizontal máxima,

incorporando los Efectos de Amplificación por condiciones geológicas para la Región

de Valparaíso.

1.6.1 OBJETIVOS ESPECIFICOS.

1º. Diseñar 3 Escenarios de Amenaza Sísmica para la región de Valparaíso

mediante la determinación de los parámetros focales del terremoto máximo

posible o más desfavorable para las fuentes sísmicas Interplaca, Intraplaca

Profundidad Intermedia e Intraplaca Cortical Costero, obtenidos previamente a

partir de antecedentes sismotectónicos, sismicidad histórica y neotectónica

regional.

2º. Estimar el movimiento de suelo asociado a cada escenario de amenaza

diseñado mediante la obtención preliminar de la aceleración máxima

horizontal en roca y corrección posterior por condiciones geológicas

regionales.

3º. Determinar la Amenaza Sísmica en términos de la aceleración máxima

horizontal por terremotos de diseño y obtención de los planos de Intensidad de

Mercalli asociados.


GEOTECTÓNICOS DE CHILE CENTRAL, (32°-34°S)

16


GEOTECTÓNICOS DE CHILE CENTRAL (32°-34°S).

2.1 AMBIENTE SISMOTECTÓNICO.

La sismicidad y la tectónica de Chile Central se caracteriza principalmente por

la Subducción de la Placa Oceánica de Nazca bajo la Placa Continental

Sudamericana. El campo de deformaciones producida por la convergencia de placas

es determinada por el empuje que ejercen ambas placas (slab push) CONRAD ET

AL., 2004A. Las fuerzas de empuje son el resultado del movimiento absoluto de

cada una de las placas originada por la dinámica del manto terrestre, incluyendo las

fuerzas de tracción que resultan del

peso del slab (slab pull force) y las

fuerzas de empuje de las dorsales (ridge

push) o fuerzas de boyancia que permiten

al sistema mantenerse en equilibrio según

el principio de la Isostasia, debido a la

existencia de variaciones laterales de la

densidad dentro una misma placa

indicada en la figura N° 2.

El resultado de primer orden de la convergencia es el cabalgamiento de una

placa sobre la otra determinado, entonces, por el contraste de densidad. De esta

manera, en las zonas de subducción océano-continente, el piso oceánico

subduce bajo la litosfera continental, sumergiéndose en la astenósfera. Este avance

vertical de la losa oceánica es facilitado por el slab pull producida por el peso de la

placa subducente, la cual es fuertemente dependiente de su edad CARLSON ET

AL., 1983 como de la viscosidad del manto CONRAD ET AL., 2004B. Por otro

lado, existentes dos importantes fuerzas horizontales, que intervienen en la

interacción de placas en una zona de subducción: la fuerza de presión de flujos

Figura 2: Principales Fuerzas que intervienen en una Zona de Subducción. Fpull: fuerzas de arrastre, Fm: flujos mántelicos y Fa=Fuerza de anclaje.



17

mántelicos, y la fuerza de anclaje DOGLIONI ET AL., 1999; HEURET &

LALLEMAND., 2005. Basados en evidencia costera de sedimentos

volcanoclásticos, de rocas plutónicas y volcánicas del Cretácico-Triásico, la

subducción bajo el margen de Chile se deduce que ha sido continua desde el

Mioceno CONTRERAS S., 2007.

A lo largo de Chile

Central (27°-35°S), la

convergencia absoluta, esto

es con respecto al manto,

entre las Placas de Nazca y

Sudamericana es de 4.8 y

3.2 cm/año, respectivamente,

lo que se traduce en una tasa

promedio de convergencia

relativa de 8 cm/año en la

dirección N78°E, indicada en

la figura N°3 GRIPP &

GORDON., 2002.

La velocidad de convergencia relativa según el Modelo GEODVEL-20106,

tomando como referencia la placa de Nazca, entre los 32°-34°S a la longitud

71.97°W, es de 10.28 cm/año con rumbo de N10.19°E-N348.7°E, respectivamente.

Empero, la morfología de la subducción de Nazca no es homogénea. Se

caracteriza por un cambio en su inclinación a lo largo del rumbo definiendo cinco

segmentos mayores de zonas sísmicas inclinadas BARAZANGI & ISACKS., 1976,

PILGER R., 1981; JORDAN ET AL., 1983; CAHILL & ISACKS., 1992; PARDO ET

AL., 2002. Dos de estos, zona centro-norte del Perú y zona central de Chile (27°-

6 UNAVCO. Plate Motion Calcutator. Disponible >http://www.unavco.org/community_science/science-

support/crustal_motion/dxdt/model.html>. Consultado: 1/10/2012.

Figura 3: Velocidad de Convergencia Absoluta entre la Placa Oceánica de Nazca y la Placa

Continental Sudamericana.

http://www.unavco.org/community_science/science-support/crustal_motion/dxdt/model.html

http://www.unavco.org/community_science/science-support/crustal_motion/dxdt/model.html



18

33°S) son relativamente horizontales. PARDO ET AL., 2002:2003 deducen que la

principal variación en la pendiente de Nazca que ocurren bajo Chile Central, sucede

a partir de los 32.5°S (a la altura de la localidad de Papudo), alcanzando

profundidades de 100 km en la dirección de convergencia. Este rasgo divide a la

región de Valparaíso en una porción horizontal hacia el norte y una porción inclinada

o normal hacia el sur. El modelo geométrico de subducción de BARANZANGUI &

ISACKS., 1976; PILGER R., 1981 propone que la porción plana se extiende entre los

paralelos 27°-33°S.

PARDO ET AL.,

2002:2003 precisan, en

base al estudio de la

inversión de ondas de

cuerpo junto a la

estimación de las zonas

de ruptura de los

grandes terremotos de

subducción (Valparaíso

1906, Illapel 1943, y

Atacama 1922), que la

subducción plana

comienza alrededor de

los 26°S con una

pendiente de inmersión

de ~ 27° hasta ser casi

horizontal con un

ángulo cercano a 10°,

alrededor de los 32°S

extendiéndose hasta el

límite Chile-Argentina,

al este de los 70°W.

Figura 4: a) Modelo Morfológico de la subducción de Nazca modificado, entre los 27°S hasta los 35°S de PARDO ET AL., 2003. (b) Modelo 3D de la subducción, nótese la diferencia del ángulo de inmersión con que subducta Nazca en la zona 26°-33°S, modelo de CAHILL & ISACK., 1992 (Izquierda) y PARDO EL AL., 2003 (Derecha).



19

La zona plana es aproximadamente el doble del segmento normal hacia el sur.

El cuál, penetra en el manto a una constante de inmersión de casi 27° a

profundidades entre 70 a 160 km. Ambos modelos de subducción se indican en la

figura N°4. A profundidades superiores, la sismicidad no se detecta PARDO ET AL.,

2002. En esta porción hasta los 34°S, de acuerdo a RIVERA & CEMBRANO., 2000,

se detecta una zona de transición de deformación ortogonal a la dirección N-S del

orógeno andino, que acomodaría la diferencia de acortamiento tectónico entre los

segmentos que la flanquean.

El modelo preliminar de PARDO ET AL., 2003 indica que la zona de

subducción plana es notablemente más subhorizontal en la región en la cual subduce

el Ridge de Juan Fernández (RJF). Dentro del rango geográfico 32°-34°S, bajo

estudio y en conjunción con el cambio en el ángulo de penetración de la placa de

Nazca, el RJF comienza a subductar en el margen continental alrededor de los

32.5°S en dirección paralela al vector de convergencia interplaca SOMOZA R.,

1998, se cree que esta convergencia paralela (underthrustring) ha ocurrido desde

alrededor de los 12 Ma. Empero, antecedentes paleomagnéticos recientes orientados

a la cinemática de la placa subducente revelan que la zona se ha ido desplazando

paulatinamente hacia el sur tal y como se observa en la figura N°5 YAÑEZ ET AL.,

2001.

Figura 5: Evolución del Ridge Pasivo de Juan Fernández desde los 22 Ma hasta la actualidad. Fuente: YAÑEZ ET AL., 2002.



20

YAÑEZ ET AL., 2002, sostienen que una parte del RJF, ya se encuentra

subductando de manera frontal en el continente, en base a la evidencia obtenida de

la Anomalía magnética del Monte Papudo localizado a los 32.5° y 72.5°W. De

acuerdo, a TASSARA & YAÑEZ., 2003 la edad de Nazca en la fosa oceánica varía

entre 45 Ma a 35 Ma, entre los paralelos 32° y 34°S. El aumento de su flotabilidad,

producto de la disminución en su edad hacia el sur, es reforzado con la subducción

del RJF. Fenómenos, que sumados al desarrollo gradual hacia el sur de la zona de

sub-horizontalidad mencionada precedentemente, inducen un mayor nivel de acople

mecánico de la losa con respecto a la placa continental sudamericana YAÑEZ ET

AL., 2002; GUTSCHER M., 2002, así como un aumento de la profundidad máxima

de acoplamiento sísmico KLOTZ ET AL., 2001, y una mayor liberación de energía

sísmica PARDO ET AL., 2002.

2.1.1 FUENTES SISMOGÉNETICAS.

Casi cada año, por lo menos un gran terremoto sacude fuertemente a algún

lugar de la Tierra. En un artículo clásico de MADARIAGA R., 1998 afirma que Chile

es uno de los países más sísmicos del mundo y que en promedio en los últimos

cinco siglos un terremoto destructor de magnitud superior a 8 se ha producido cada

10 años en alguna parte de nuestro territorio. La mayoría de las personas conoce sus

consecuencias catastróficas pero pocas sus características principales como su

profundidad, el tipo de ruptura asociada y su naturaleza geodinámica. Por lo tanto, es

necesario diferenciar claramente los dos grandes tipos de sismicidad que ocurren a

lo largo del margen continental Sudamericano: La sismicidad Intracontinental y la

sismicidad de Subducción. La primera, corresponde a los eventos sísmicos que

ocurren dentro de la placa continental sudamericana, tanto en la corteza como en el

manto superior, asociada directamente a una manifestación física de la ruptura en

superficie de una falla geológica. La sismicidad de subducción está referida a todos

aquellos eventos que ocurren dentro de la placa oceánica de Nazca en subducción o

en su contacto con la placa superior, ambas tipologías indicadas en la figura N°5, en

la cual además es posible distinguir las grandes zonas tectónicas de subducción.

En Chile, a excepción de la región al sur de la Provincia de Taitao (46.5°S), en

donde desaparece la influencia de Nazca produciéndose el contacto de la Placa

Antártica con la Sudamericana a una velocidad relativamente menor a la deducida al

norte, del orden de 20 mm/año y por consecuencia la disminución notoria de la

actividad sísmica MURDIE ET AL., 1993, se distinguen tres tipos principales de

sismicidad de subducción: Sismos de subducción Outer Rise, Sismos de subducción



21

Interplaca y Sismos de subducción Intraplaca de Profundidad Intermedia; y un tipo de

sismicidad intracontinental: Sismicidad Intraplaca superficial o Corticales.

La sismicidad Outer rise, presenta una distribución epicentral localizada sobre la

topografía del fondo marino, delante de la fosa oceánica a profundidades promedio

entre 0 a 30 km de profundidad y a distancias superiores a 150 km de la costa.

Tradicionalmente, la sismicidad outer rise o también llamada “costa afuera” fue

atribuida a esfuerzos flexurales asociados a la curvatura de la placa litosferica que

subduce FORSYTH M., 1982. Posteriormente CHRISTENSEN & RUFF., 1988,

propusieron que la sismicidad outer rise es controlada predominantemente por el

acoplamiento sísmico y por la presencia de rugosidades topográficas como montes

submarinos o ridges que subducen con bajo ángulo produciendo variaciones

espacio-temporales locales que dominan la nucleación de este tipo de sismicidad. Su

recurrencia es menor, pero se ha registrado actividad somera entre la DJF y la

trinchera. El Terremoto del 16 de Octubre del año 1981, localizado al oeste de la fosa

(33.13°S-73.07°W) a una distancia focal de 30 km y magnitud calculada en Ms=7.2

corresponde al evento de mayor relevancia de acuerdo al Catalogo NEIC. Dada la

Figura 6: Estilos de Sismicidad asociados al contexto de subducción tipo Andino. Eventos de subducción (lila, rojo, amarillo, azul) y eventos intracontinentales (verde). Se especifican las distintas categorías de terremotos y tres zonas tectónicas generadas por el proceso de convergencia (Antearco Externo, Antearco Interno y Arco Volcánico).



22

gran distancia a la que ocurre regularmente este tipo de sismicidad, por lo cual no

produciría daños significativos en la región de análisis, y ante la ausencia de

relaciones de atenuación, particular a esta fuente sismogenética, no es considerada

en el análisis.

2.1.1.1 TERREMOTOS INTERPLACA.

Ocurren en el contacto sismogénico, es decir, en el contacto entre la placa en

subducción y la placa superior COMTE ET AL., 1994; TICHELAAR & RUFF., 1991;

UYEDA & KANAMORI., 1979. Desde la fosa hasta los 60 km de profundidad, límite

máximo de acoplamiento interplaca en todo el segmento de Chile Central, bajo un

ambiente de stress compresivo PARDO ET AL., 2002, debajo del antearco externo

e interior a causa del contacto friccional interplaca. Son los eventos que liberan

mayor cantidad de energía, caracterizados por presentar mecanismos inversos y

capacidad tsunamigénica, como fue el caso del terremoto de Sumatra (Mw=9.0)

durante el año 2004 y el MegaTerremoto de Valdivia (Mw=9.6) en 1960. No presentan

una falla en superficie pero las características de sus rupturas son similares a la de

los grandes terremotos intracontinental superficiales.

2.1.1.2 TERREMOTOS INTRAPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA.

Ocurren dentro de la placa en subducción después de la zona de máximo

acoplamiento interplaca, a profundidades mayores de 50 km hasta 200 km, debajo

del antearco interior y el arco volcánico. Están asociados a los esfuerzos inducidos

en la placa subducente, controlados principalmente por la slab pull force y por la

flexión gradual a la que esta está sujeta debido a la geometría de la subducción, por

lo cuál sus mecanismo de foco pueden ser de carácter tensional o compresional.

Presentan notorias diferencias con respecto a los eventos interplaca LEYTON ET

AL., 2009, reflejándose en mayores daños producidos en la zona epicentral

ASTROZA ET AL., 2006 y en mayores aceleraciones máximas registradas RUIZ &

SARAGONI., 2005, aunque su magnitud usualmente no supere Mw=8.0, tal es el

caso del Terremoto histórico de Chillan en 1939 y Tarapacá en el 2005. Dentro, es

esta categoría se distinguen a los sismos de subducción profundos, que ocurren

dentro de la placa en subducción, entre 300 a 700 km de profundidad, su mecanismo

áun es desconocido, al parecer no tiene relación alguna con la reología de la losa

que subduce, sino más bien con variaciones en la fase mineralógica KARAMORI ET



23

AL., 1998, el sismo de 1994 acaecido en Bolivia de magnitud Mw=8.3, se

corresponde con esta tipología.

2.1.1.3 TERREMOTOS INTRAPLACA CORTICALES.

Sismos intracontinentales condicionados por las tensiones inducidas en la placa

que “cabalga” a la otra, producto del proceso de contacto sismogénico, bajo un

régimen de compresión, la tensión se manifiesta en acortamiento tectónico HEURET

& LALLEMAND., 2005 que da paso a la conformación de orógenos andinos así

como a un sistema de estructuras tectónicas o fallas geológicas superficiales

BELOUSOV V., 1979. Las cuales al presentar movimiento distinguible físicamente,

en una fractura y desplazamiento lateral con respecto al plano de la misma

HERRAIZ M., 2011, provocan lo que conocemos como terremotos intraplaca

corticales. Por tanto, asociados a la actividad de fallas geológicas activas y a

procesos de deformación frágil de la corteza ante la carga tectónica controlada por la

subducción. Sus profundidades no superar el grosor de la placa, localizándose

preferentemente a profundidades menores a 30 km LEYTON ET AL., 2010.

Eventos recientes asociados a una ruptura en superficie son el Terremoto de Loma

Prieta (1989) de Mw=7.2 a 18 km de profundidad en un segmento de la Falla de San

Andrés, el terremoto de Izmit (1999) de Mw=7.5 a 15 km de profundidad en la Falla

Noranatoliana y el Terremoto de Kobe (1995) de Mw=6.9 a 10 km de profundidad en

la Falla Nojima.

2.1.2 TERREMOTOS HISTÓRICOS.

Hasta hace algunos años los sismólogos reconocían la relevancia del estudio

de sismos históricos con el casi exclusivo objetivo de prologar hacia el pasado los

catálogos sísmicos y así poder asegurar que los estudios probabilísticos del peligro

sísmico estuvieran basados en datos que cubrieran uno o más períodos de

recurrencia de los grandes terremotos históricos. Pero, en la actualidad existe

marcada evidencia que estos mismos se repiten dentro de ciertos intervalos de

recurrencia temporal casi siempre en los mismos lugares geográficos, marcando con

ello relaciones espacio-temporales que permiten una primera aproximación a la

estimación de los terremotos característicos de una zona geográfica en particular.



24

2.1.2.1 TERREMOTOS INTERPLACA.

La zona central de Chile entre los 32° -34°S, ha sido afectada históricamente

por grandes terremotos, algunos de los cuales han sido identificados como

pertenecientes al contacto interplaca debido a que los reportes de daños incluyeron

la ocurrencia de maremotos asociados y cuyas magnitudes han sido estimadas de

acuerdo a parámetros macrosísmicos. La secuencia de los terremotos destructivos

que han ocurrido en la zona acoplada del contacto sismogénico, con epicentro frente

a las costas de Valparaíso, corresponden a los ocurridos en 1575, 1647,1730, 1906 y

1985. De acuerdo, a las crónicas históricas el primer evento de esta secuencia

corresponde al terremoto del 17 de Mayo de 1575. La descripción y extensión de los

daños ha permitido asignarle una intensidad grado VII-VIII en la escala de Mercalli

Modificada (IMM). LOMNITZ C., 2004 le asigna una magnitud 7 a 7 ½ con posible

epicentro en la zona de la Ligua. Este evento junto al Terremoto de 1582 de

intensidad VIII y epicentro probable en los 33.4°S-70.6°W, de acuerdo al Catalogo

SISRA (1985), constituyen los primeros indicios de la alta sismicidad que azotaría

permanentemente a nuestro país. Setenta y dos años después de aquel evento de

1575, sobreviene el Terremoto del 13 de Mayo de 1647 conocido como el terremoto

de “Nuestro Señor de Mayo”, que por sus características destructivas y por las

dimensiones del área que abarcaron los daños, desde el río Choapa hasta el río

Maule, incluyendo a la región de Valparaíso y Metropolitana de Santiago, es

considerado uno de los cinco terremotos más grandes ocurridos en la zona.

LOMNITZ C., 1983 ubica la zona de ruptura en la parte más superficial del plano de

Wadatti-Benioff (entre la fosa y la costa). LOMNITZ C., 2004 estima su magnitud en

8. COMTE ET AL., 1986, calculan un largo de fractura de 365 km.

En la madrugada del sábado del 8 de Julio de 1730 ocurrió un terremoto en la

zona de Valparaíso, cuya magnitud es probablemente la mayor registrada en esta

región. De acuerdo, a los relatos históricos disponibles el daño se extendió desde

Illapel hasta Chillán incluyendo a las ciudades de Valparaíso y Santiago y localidades

adyacentes, aunque los límites de perceptibilidad del terremoto se extendieron desde

la Serena hasta Penco. Al respecto, BARROS ARANA, 1886 afirma que los daños

importantes se concentraron desde la serena hasta Chillán: “ En la serena, los

estragos, aunque menores, habían sido considerables; pero en los asientos mineros

situados más al ser, en Illapel, Petorca, Titil, i en otros puntos, los perjuicios eran

enormes ..... En Chillan los estragos fueron mucho menores, si bien se arruinaron

algunos edificios, i se produjo una grande alarma”. VICUÑA MACKENNA., 1869

describe los daños sufridos en la ciudad de Santiago e indica que el terremoto estuvo

compuesto por tres movimientos que ocurrieron entre la una y dos de la madrugada



25

hasta las doce y una del día siguiente: “la ruina de la ciudad fue casi tan general

como la del terremoto de mayo. Cayeron casi totas las iglesias, algunas desde sus

cimientos como San Lázaro y San Saturnino .... El primer sacudimiento ocurrió

entre la una y dos de la mañana, no llegó a derribar los muros .... Vino el empuje

de la tierra a las cuatro y tres cuarto de la mañana.... En menos de medio minuto

vino al suelo la mayor parte de la ciudad .... Doce horas justas después del primer

remezón ocurrió el último entre el medio día y la una de la tarde del día siguiente”.

VICUÑA MACKENNA., 1869 describe los estragos ocasionados por el

maremoto en el Barrio El Almendral, ciudad de Valparaíso: “Pero puede asegurarse

con relación a Valparaíso .... Arranco aquí la mar como sobre un lecho abierto que

le era familiar, e inundado la mayor parte del terreno llano, arraso hasta sus

cimientos la parte principal del nuevo templo de la Merced.... En cuanto al plano

inclinado de la playa en que se encontraba el mayor numero de bodegas, se dice que

al retirarse el mar, arrasó consigo no menos de 80.000 fanegas de trigo”.

RODRIGUEZ & GAJARDO., 1906 citando a Solano Asta-Buruaga, agrega: “El

terremoto del 8 de Julio de 1730 echó por tierra la mayor parte del caserío, que

constataba de una centena de casas pequeñas y cuatro iglesias y deterioró las

fortificaciones y la residencia del Gobernador y Castillo Blanco”. DE OLIVARES.,

1874 afirma que el terremoto no provoco ningún daño ni destrozo, sin embargo, se

refiere al daño ocasionado por el maremoto en la ciudad de Penco (Concepción), que

invadió la ciudad en tres ocasiones: “En esta ciudad de Penco, se sintieron los

vaivenes de tierra mas no causo los estragos de Santiago, no se sabe que derribase

una teja; pero lo que no hizo la tierra lo ocasiono el agua .... Retirándose el mar por

3 veces, volvió con más furia, con todo el peso de aquellos montes de agua ....

Entro sin resistencia a la ciudad y arruino más de 200 casas. Se destruyó el

Convento de San francisco”. El maremoto habría producido cierto daño en Japón y

en las costas del Puerto del Callao.

KELLEHER J., 1972 le asigna una magnitud superior a 8 y estima que la

ruptura abarco unos 350-450 km, que corresponde a la longitud combinada de los

Terremotos de Valparaíso en 1906 e Illapel en 1943. Señala que la ruptura

posiblemente se extendió desde los 30°S hasta los 35°S (560 km). SISRA., 1985

considera una magnitud de 8 ¾, una intensidad de XI IMM para este terremoto

localizando su epicentro en los 33.05°S y los 71.63°W. RAMIREZ D., 1988 en base a

antecedentes históricos de daño, estima su largo de fractura en 450 km

extendiéndose desde los 31°S hasta los 35°S, considerando que la ciudad de

Concepción estuvo fuera de la zona de ruptura. Le asigna una magnitud Mw=8.8

(Ms=9.1) estimando su epicentro posible en los 32°S y los 72°W. NISHENKO S.,



26

1985 ubica la ruptura aproximadamente entre los 31°-34°S. COMTE ET AL., 1986

proponen una longitud de ruptura de 550 km. BARRIENTOS & KAUSEL., 1993

consideran que esta estimación no es apropiada dado que con esto la zona de

fractura en cuestión se estaría sobreponiendo a la zona de fractura del gran de

Terremoto de Concepción ocurrido sólo 21 años antes. LOMINITZ C., 2004 le asigna

una magnitud Ms entre 8 ½ a 9. El Terremoto de 1730 se corresponde con un evento

stunamigénico, todas las referencias históricas así lo señalan, por lo tanto su

epicentro debió ser marítimo. SISRA., 1985 propone que su epicentro fue continental

dado que lo localiza en los 33.05°S y los 71.63°W (Cerro Cárcel, Valparaíso).

RAMIREZ D., 1988 relocaliza el epicentro en los 32°S y ~72°W.

En noviembre de 1822, Valparaíso nuevamente es sacudido por un terremoto

de proporciones, acompañado de un maremoto moderado con alturas de olas no

superiores a 4 metros y solevantamientos costeros del orden de 1.2 m en Quintero y

1.0 m en Valparaíso BARRIENTOS & KAUSEL., 1993. Una de las mejores

descripciones corresponde a GRAHAM M., 1824, informa de daños importantes en

Valparaíso, La Ligua, Limache, Quillota, Casablanca, Concón, Quintero y Viña del

Mar, y de menor cuantía en Illapel, Los Andes, Santiago y Melipilla. LOMNITZ C.,

2004 le asigna una magnitud Ms entre 8 a 8 ½ y epicentro posible en la zona de la

Ligua. SISRA., 1985, calcula una magnitud e intensidad de 8 ½ y XI MMI.

BARRIENTOS & KAUSEL., 1993 estiman un largo de falla comprendido entre los

32° y 34°S (220 Km). COMTE ET AL., 1985, estiman una longitud de ruptura entre

200-250 km, limitando la extensión hacia el sur, solamente hasta la latitud de

Melipilla. NISKENKO S., 1985, prolonga la ruptura hasta los 35° S, de acuerdo, a los

antecedentes de solevantamiento a la latitud de Rapel, registrados por Darwin en

1835.

Extensamente documentado, es el Terremoto de 1906. COMTE ET AL., 1986,

una longitud de ruptura de 365 km, y Ms=8.2. KELLENKER J., 1972, considera la

zona de ruptura entre los 32.3°S a los 34.5°S en relación al registro de

solevantamiento del orden de 40 a 80 cm en Pichilemu- Llico, por el sur y Quintero-

Zapallar por el norte. OKAL E., 2005 reevalúa el terremoto proponiendo que el largo

de ruptura no habría excedido los 200 km. El área de daños se extendió desde la

ciudad de la Ligua, hasta las costas de Curicó (Licantén) en donde se registraron

intensidades VIII-IX IMM. El valle del Elqui, el Maule y Concepción presentaron

daños menores con intensidades ≥ VI IMM ASTROZA M., 2007; DIARIO EL

MERCURIO., 1906 Los estragos fueron notables en las localidades de Llay-Llay

Quillota, Limache, Peñablanca, Quilpué, Viña del Mar, y Valparaíso; en particular, el

Barrio El Almendral nuevamente fue destruido tal y como es posible observar en la

figura N°7, referido a los destrozos registrados en 2° cuadra de la actual Calle



27

Victoria RODRIGUEZ Y GAJARDO., 1906. El maremoto fue de poca importancia,

del orden de 1 m a 1.5 m y no produjo daños en el puerto. En las costas de San

Diego y San Francisco las amplitudes oscilaron entre 0.1 a 0.04 m LANDER &

LOCKRIDGE., 1960.

Figura 7: Daños Estructurales en la actual Calle Victoria del Barrio El Almendral tras el Terremoto de Valparaíso de 1906.

El domingo 3 de Marzo de 1985 se produjo un sismo mb= 5.5, a las 22:46:56

GMT con epicentro en los 33. 24°S y 71.85°W a unos 17 km de profundidad. NIEC,

ubica 10 a 13 segundos después un terremoto Ms=6.7 (Mw=8.0) con epicentro en los

33.13°S y 71.87°S. RUIZ & SARAGONI., 2005 localizan el evento entre los 33.17°S

y 71.89°W a 28.8 km de profundidad. COMTE ET AL., 1986 estiman el área del

plano de falla en 170 x 100 km con una pendiente N25°E. BARRIENTOS &

KAUSEL., 1993 señalan que la fractura se habría propagado de norte a sur unos 100

a 300 km deteniéndose al llegar a los 34.4°S, estiman que la duración total de

dislocación fue de unos 40 a 50 segundos.

El plano de falla abarco principalmente la zona marítima entre la fosa y la costa

desde los 32.7°S hasta los 34.4°S, por esta razón las intensidades mayores se

registraron a lo largo de la costa. San Antonio y Llolleo alcanzaron grado VIII IMM y

localmente IX, Valparaíso y Viña Del Mar VI-VII, Melipilla VII-VIII y Santiago VII. El



28

desplazamiento de las curvas isosistas hacia el sureste en gran medida se explica

por el sentido de propagación, empero también por las propiedades litológicas del

emplazamiento. La diferencia de intensidades observada en San Antonio y

Cartagena localizados a no más de 10 km, se aprecian en diferencias de hasta tres

grados de intensidad, en emplazamiento fundados sobre granito en Cartagena y

dunas en San Antonio-Llolleo CORVALAN & CHARRIER., 1993. En la figura N°8

se posible distinguir los severos daños estructurales ocasionados por el terremoto en

la localidad de Santo Domingo, fundada sobre depósitos sedimentarios cuaternarios.

KORRAT & MADARIAGA., 1986 proponen que el proceso de ruptura comenzó

con el terremoto del 9 de Julio de 1971 y que continuó hacia el sur con varias

replicas mayores y un sismo moderado el 5 de octubre de 1983. Aparentemente una

barrera impidió el paso de la ruptura hacia el sur de Valparaíso, considerando que la

misma dio origen al terremoto de marzo de 1985. ZHANG & KANAMORI., 1986

señalan que la longitud de fractura alcanzo 160 km con un rumbo de N10°E. PARDO

ET AL., 1986 concluyeron que el área de replicas cubrió una zona de 200 x 90 km,

distribuidos en un plano de falla que mantea aproximadamente 10°E con

profundidades focales entre 10 a 45 km.

Figura 8: Daños en edificaciones en el Balneario de Santo Domingo tras el Terremoto de 1985



29

2.1.2.2 TERREMOTOS INTRAPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA.

Los Terremotos históricos chilenos representativos de este tipo de sismicidad

son el terremoto de Chillán de 1939, el de Calama de 1950, el de La Ligua de 1965,

Papudo de 1981, el Terremoto de Punitaqui de 1997 y el de Tarapacá del 2005

LEYTON ET AL., 2010. Todos estos eventos corresponden al tipo intraplaca

profundidad intermedia. Se diferencian básicamente por su profundidad debido a la

variación en la geometría de la subducción de Nazca y sus diferentes distancias a la

fosa oceánica.

El Terremoto de la Ligua del 28 de marzo de 1965 corresponde al mayor evento

de carácter intraplaca registrado en la zona de Valparaíso. RUIZ & SARAGONI.,

2005A localizan el epicentro en los 32.49°S y 71.36°W a 73 km de profundidad.

ASTROZA ET AL., 2005; SISRA., 1985 le asigna una magnitud Ms=7.1. RAMIREZ

D., 1988 estima un largo de fractura de 67 km comprendida entre los 32.5° (San

Felipe) hasta los 33.1°S (Tiltil). La mayor cantidad de muertes en la historia de Chile

por efecto de un terremoto corresponde a la “Tragedia de Chillán” posible de percibir

en la figura N° 9, a causa del terremoto de 1939, cuya cifra oficial supera las 28.000

muertes. LOMNITZ C., 2004 calcula una magnitud Ms=8.3 para este evento.

Figura 9: Destrucción de la ciudad de Chillán tras el terremoto de 1939.



30

BECK ET AL., 1998 le asigna una magnitud Ms=7.8, una profundidad focal

entre 80 a 100 km y una duración de 60 segundos. KAUSEL E., 1979 propone una

Ms=8.3 y distancia focal de 93 km, estimado un largo de falla de 200 km. CAMPOS &

KAUSEL., 1990 estiman su epicentro probable en los 36.3°S y los 72.6°W a una

profundidad de 87 km. BECK ET AL., 1998 considera que se trato de un interplaca

de tipo tensional con mecanismo normal, con rumbo 5°E y manteo de 80° CAMPOS

& KAUSEL., 1990. El área de daño se extendió desde Linares (35.5°S) hasta

Linares (37.5°S). Debido a la rápida atenuación de la intensidad con la distancia, en

la zona de Talca la intensidad no supero el grado VI IMM, en Rancagua la intensidad

se estima en IV IMM DEL CANTO ET AL., 1940.

Debido al mecanismo de foco, a la ausencia de tsunami y profundidad focal

CAMPOS & KAUSEL., 1990 consideran que este Terremoto representa la fuente

sismogénica intraplaca de profundidad intermedia, considerando ASTROZA ET AL.,

2002 que la magnitud máxima para esta tipología es 8.0 grados de acuerdo a las

observaciones históricas. Considerando una zona más cercana a Santiago, se deben

añadir los sismos del 13 de Septiembre de 1945 (Ms=7.1), el sismo del 26 de

Septiembre de 1967 (Ms=5.6) y el sismo de Chacabuco del 12 de Noviembre de 1974

(Ms=6.2). El Terremoto de 1945 a una profundidad de 100 km tuvo su epicentro en

los 33.20°S y los 70.5°W LARRAÍN & SARAGONI., 2005

2.1.3 ASPEREZAS & BARRERAS SÍSMICAS EN LA ZONA DE VALPARAÍSO.

La secuencia de los grandes terremotos interplaca descritos, presentan un

período de recurrencia regular, de algo más de 80 años BARRIENTOS S., 2007

distinguibles en la figura N°11, que permiten estimar una relación espacio-temporal,

que parece comportarse de tal forma que produce terremotos característicos en la

zona de Valparaíso, los cuales presentan características en común: 1) Todos tienen

su epicentro costa afuera (marítimos), 2) Las zonas de ruptura abarcan más de 150

km, 3) Con la excepción del Terremoto de 1730, los maremotos que los acompañan

fueron relativamente pequeños y 4) Los solevantamientos costeros fueron

sistemáticamente positivos con la posible excepción del terremoto de 1985, que sin

embargo, no está acompañada por una regularidad espacial dado que sus largos de

fractura son variables y no afectaron a las mismas zonas geográficas. COMTE ET

AL., 1986 e EISENBERG ET AL., 1986 al analizar los tamaños de los grandes

terremotos en la zona central desde 1575 hasta 1985 llegan a la conclusión que el

período de recurrencia tan regular no concuerda con una razón de acumulación



31

constante de esfuerzos y deformaciones inducidas por el movimiento de la

subducción ya que períodos de recurrencia constantes implicarían sismos de tamaño

constante.

Para resolver esta aparente contradicción se hace necesario encontrar un

modelo de ruptura diferente al planteado por los mecanismos clásicos de Ciclos

Sísmicos7. Fenómeno, fuertemente asociado al primer modelo esquemático

planteado para explicar el origen de los terremotos basado en la acumulación de

esfuerzos en la litosfera y su súbita relajación posterior, presentado a principios de

siglo por REID H., 1910: La Teoría del Rebote Elástico, a propósito del terremoto de

San Francisco de 1906 MADARIAGA R., 1994.

CHRISTENSEN & RUFF., 1986 y KAUSEL ET AL., 1986, coinciden respecto a

que el intervalo tan regular con largos de ruptura tan variables observado para los

grandes terremotos interplaca es debido a una aspereza dominante rodeada por

zonas de mayor debilidad. El análisis de los acelerogramas ha puesto de relieve

complejidades en el proceso de fractura, que no son observables en los registros de

campo lejano. Un emplazamiento puede ser considerado situado en campo lejano

cuando su distancia al origen del sismo y la longitud de onda son grandes respecto a

las dimensiones del foco KRINITZSKY & CHANG., 1977. En este caso la fuente

sísmica puede considerarse como puntual y las ondas, caracterizadas por el

predominio de bajas frecuencias, pueden ser aproximadas como un frente plano y

analizadas usando la teoría del rayo HERRAÍZ M., 2011. El modelo más simple,

propuesto originalmente por BYERLY P., 1938, para representar este mecanismo es

el de una dislocación o fractura de cizalla puntual o en términos de las fuerzas

equivalentes actuando en el foco, el de un doble par de fuerzas (double couple)

BUFOUN E., 1994; UDIAS A., 1989. En campo lejano, las altas frecuencias son

filtradas por el medio, por lo tanto, los sismógrafos sólo registrarán velocidades o

desplazamientos. Mientras que en campo próximo, definida como la región en torno

a la fuente sísmica que está situada a una distancia más pequeña que la longitud de

fractura KRINITZSKY & CHANG., 1977 caracterizada por poseer siempre una

elevada frecuencia, bajo período y por consiguiente pequeña longitud de onda, es

posible la obtención temporal de los desplazamientos, las velocidades y

aceleraciones, medida en gales (cm/s2) o en porcentaje de la gravedad g, de los

movimientos fuertes del suelo, generalmente registrada en acelerógrafos

CARREÑO ET AL., 1999.

7 Concepto explicado en detalle en el Glosario Anexo.



32

A diferencia de los modelos cinemáticos de fractura como los señalados, en los

cuales el campo de desplazamientos se obtiene directamente del vector de

desplazamiento de la falla en función de las coordenadas de la ruptura y del tiempo,

sin considerar el estado de esfuerzos UDÍAS R., 1994, los modelos estocásticos

asumen una distribución irregular de heterogeneidades en el plano de falla. Los más

importantes son el desarrollado por MCGUIRE R., 1974 y los que consideran la

presencia de sistemas de barreras y asperezas sísmicas identificados en la figura N°

10. Los últimos, consideran que la disminución de la velocidad o incluso la detención

del movimiento de ruptura puede atribuirse a barreras, propuesto por el modelo de

DAS & AKI, 1977, mientras que las aceleraciones serian atribuibles a las asperezas

definidas en el modelo establecido por KANAMORI & STEWART., 1978.

DAS & AKI, 1977 suponen un estado de esfuerzos homogéneo en la falla en la

que existen barreras que interfieren con el frente de ruptura. AKI K., 1979 distingue

básicamente dos tipologías: Las geométricas y las de relajación. Las primeras

referidas a cambios en la dirección de la fractura o discontinuidades topográficas

presentes en la zona de subducción y las segundas, a la falta de homogeneidad del

material inducido, por ejemplo, por variaciones reológicas composicionales de la

corteza. Bajo este contexto pueden darse tres situaciones: 1) que la barrera sea débil

y la ruptura avance a través de ella a menor velocidad, 2) que la barrera se fuerte y

detenga el movimiento del frente de ruptura hasta que la acumulación de los

esfuerzos permita romperla originado un terremoto, y 3) que la barrera sea lo

suficientemente fuerte y permanezca sin romperse hasta que el terremoto finaliza.

Figura 10: Modelos de ruptura cinemáticas de Barreras (Izquierda) y Asperezas Sísmicas (Derecha).

Nótese (de arriba abajo) el plano de falla, el estado de esfuerzos () antes y después de la fractura.



33

A lo que se debe añadir, la posibilidad que la fractura rodee a la heterogeneidad

conformando barreras locales en la falla. Para el modelo de asperezas el punto de

partida es opuesto. KANAMORI & STEWART., 1978, plantea que la falla tiene una

distribución heterogénea de esfuerzos que se concentran en las zonas resistentes a

la fractura. Las partes débiles son capaces de acumular menos esfuerzos y se

rompen dando lugar a los premonitores. Se debe consignar que la roca involucrada

en el posible fallamiento también puede reacción por fluencias-incapacidad para

acumular tensiones- cediendo a niveles bajo de tensiones inducido la ocurrencia de

sismos menores. Mientras que, las asperezas continúan acumulando esfuerzos que

al liberarse originan el terremoto principal. Son por ello, zonas que facilitan la

propagación y la aceleran. El resultado final es la relajación de la falla. LAY &

KANAMORI., 1981 estudiaron la relación entre la distribución de asperezas y en el

ambiente tectónico para las zonas de subducción de la cuenca del Pacifico.

Estableciendo una clasificación de zonas de acuerdo al tamaño de las mismas. Las

más relevantes corresponden al área de Chile, donde el conjunto de la zona de

ruptura conforma una sola aspereza. El caso contrario lo constituyen las Islas

Marianas, zona donde al parecer no existen asperezas.

De la figura N°11, es posible distinguir las diferencias con respecto a las

longitudes de ruptura de la secuencia de grandes terremotos establecida por COMTE

ET AL., 1986. No obstante, se aprecia también un tramo común a todos ellos,

comprendido entre las latitudes 33°S y 33.5°S, justo frente a las costas de

Valparaíso, Algarrobo y San Antonio, levemente al sur del lugar donde se inicio la

ruptura del último gran sismo del 1985 y de los sismos precursores ocurridos

semanas antes y posiblemente lo fue también del terremoto de 1906 dado que

SISRA., 1985 estima su epicentro en los 33°S y los 72°W, y que fue posiblemente

una barrera para el Terremoto de 1971. KAUSEL E., 1986, de acuerdo a los

antecedentes y postulados teóricos precedentes, asumiendo: 1) que la velocidad de

convergencia de las placas no puede ser sino constante dentro de un período de

algo más de 400 años (1575-1985), y 2) que el período de recurrencia entre grandes

terremotos es de 82 ± 6 años, y utilizando el Modelo de BRUNE J., 1970:

(1.0)

En donde Mo, es equivalente al momento sísmico; R, al radio de la superficie

total de ruptura y P, a la caída media de la tensión. Propone un modelo para

explicar el período de retorno de los grandes terremotos en Valparaíso durante los

últimos 350 años. En virtud a lo anterior, el ciclo se inicia con la acumulación de

tensión a una razón constante dada por la velocidad de convergencia.



34

Las asperezas localizadas entre los 33°-33.5°S, resisten a la ruptura hasta que

se sobrepase el nivel de tensión local que se alcanza en el período de recurrencia

impuesto. La caída de tensión posterior es constante cada vez que cede la aspereza

y depende solamente de su tamaño, de la velocidad de convergencia y del nivel de

tensión local. De esta manera la aspereza controlaría todo el proceso de grandes

terremotos frente a las costas de Valparaíso. La caída de tensión seria constante al

ceder la aspereza, empero, Mo y R, podrían variar en cada ocasión de acuerdo a al

nivel de tensión existente en las zonas contiguas y a las barreras con que se

Figura 11: Representación de la relación Espacio Temporal para grandes Terremotos registrados en la Zona de Valparaíso de acuerdo a COMTE ET AL., 1986 y Sistemas de Asperezas Sísmicas propuesta por RUIZ & SARAGONI., 2005. Las líneas verticales indican los largos de falla. La banda achurada corresponde a la zona de asperezas definida por KAUSEL E., 1986; BARRIENTOS & KAUSEL., 1993, común a todos los grandes Terremotos.



35

encuentre el frente de ruptura. Lo que controlaría la superficie total de falla y por

consiguiente P y Mo.

Los valores máximos de aceleración registrada para el Terremoto de 1985 no

corresponden a los registros ubicados más cercanos al epicentro. MENDOZA ET

AL., 1994 realizan una inversión de ondas de volumen en campo lejano de ondas

superficiales para obtener las zonas donde se liberó mayor cantidad de energía

durante el terremoto de 1985, proponiendo principalmente dos áreas de mayor

liberación energética, que coinciden con las zonas de máxima deformaciones

permanentes propuesta por BARRIENTOS S., 1988. LOBOS M., 1999 estudiando

las directividad de las ondas Rayleigh de los registros de aceleraciones descubre que

estas apuntan a tres áreas principales, planteando con esto la existencia de tres

asperezas dominantes: F1, F2 y F3, la primera localizada en la zona de ruptura, la

segunda y, tercera en el continente entre LLolleo y Melipilla, y frente a San Felipe y

Llay-Llay, observables en la figura N°11. RUIZ S., 2002, considerando la localización

de terremotos históricos como antecedentes históricos de la directividad de terremoto

de 1985 además de consideraciones tectónicas, plantea la existencia de siete

asperezas para Chile Central.

Tal como se identifica en la

figura N°11 RUIZ & SARAGONI

2005B proponen la ubicación de

seis asperezas entre los 32° y

34°S, indicadas en las tabla N°1,

en base a la distribución

espacial de los valores de

aceleración, velocidad y

desplazamiento de los registros

de aceleración obtenidos

durante el terremoto de 1985.

Las asperezas provienen de

pulsos de largo período y de

gran amplitud por consiguiente,

asociado a altas frecuencias.

Figura 12: Zonas de Ruptura y fuentes sísmicas registradas durante el terremoto de 1985 por LOBOS M., 1999.



36

En general todas son profundad ≤ 40 km, a excepción de la aspereza de Llay-

Llay cuya profundidad se estima en 60 km. Su ubicación coincide con los resultados

de MENDOZA ET AL., 1994 y LOBOS M., 1999.

ASPEREZA LATITUD (°) LONGITUD (°) PROFUNDIDAD

(KM)

ILLAPEL* 31.00 71.90 25

VALPARAÍSO 1 33.17 71.89 28.8

VALPARAÍSO 2 33.10 71.80 30

LLAY-LLAY 32.90 71.00 60

LA LIGUA 32.40 71.75 40

LLOLLEO 33.50 71.50 30

RAPEL 34.08 71.57 40 Tabla 1: Localización propuesta por RUIZ S., 2002: RUIZ & SARAGONI., 2005 para las Asperezas Dominantes de Chile Central.

Como se advierte el Terremoto de 1985 corresponde a un evento múltiple que

liberó su energía de diferentes asperezas sísmicas RUIZ S., 2002; RUIZ &

SARAGONI., 2005A. Dentro de este contexto, el Terremoto de Cobquecura del 2010

mostro las mismas características. La entrega de energía en dos pulsos sísmicos en

el tiempo, lo cual se deduce del acelerograma de Maipú situado a unos 400 km de

epicentro que arrojo aceleraciones máximas ostensibles: 165 g en la componente

N-S, 163 g en la componente E-W, y 130 g en la componente vertical

BOROSCHEK ET AL 2010, claramente la atenuación no se redujo con la distancia,

y ocasiono severos daños en Maipú, controlados por dos asperezas dominantes de

unos 30 km de longitud: la primera próxima a Pichilemu y la segunda al norte de

Concepción SARAGONI R., 2010.

El acelerograma obtenido en el centro de Concepción-0.64 %g- mostro un

importante efecto de amplificación dinámica de suelo en torno a un período de 2

segundos, valores como este sólo se habían observado en el Terremoto de 1985 en

la ciudad de México SARAGONI ET AL., 2010, suficientes para provocar colapso y

severos daños estructurales en Concepción y daños importantes en Talca,

Cauquenes, Constitución, Parral, Lolol, Peralillo ASTROZA ET AL., 2010, Santiago

y Viña del Mar. Así como numerosos efectos de desprendimientos y

desplazamientos de terreno cosísmico y procesos de asentamiento lateral,

hundimiento y licuefacción de los suelos en Caleta Cocholgue, Las Peñas, Lenga,

Hualpén, Santa Juana y en la avenida costanera de Concepción MORALES R.,

2010. Por estos motivos, es más relevante para los estudios de Amenaza o Riesgo



37

Sísmico considerar la distancia mínima a las asperezas dominantes reconocidas más

que la distancia hipocentral o epicentral o a la falla en el caso de terremotos de

subducción.

El Ridge de Juan Fernández posiblemente se comportan como una barrera

geométrica entre los 32°-33°S, área que como se expuso anteriormente, se

corresponden un tipo de subducción horizontal, que favorece un mayor acoplamiento

sísmico. Esta barrera es generalmente infranqueable para rupturas que se inician en

las asperezas reconocidas entre los 33°- 33.5°S. Una posible excepción la constituye

el Terremoto de 1730 dado que posiblemente incluyo la zona al norte de la barrera,

de acuerdo, a los registros históricos de daño. La región de la Ligua, que

corresponde a un área de transición cercana a la barrera, parece comportarse de

forma tal que produce terremotos característicos intraplaca oceánica, de tamaños

medianos y de magnitud en torno a Ms=7.5 con períodos de retorno reconocibles

entre 20 a 30 años. La secuencia 1847, 1851, 1873, 1931, 1927 y 1965 se

corresponden con esta categoría BARRIENTOS & KAUSEL., 1993. La existencia

de barreras geométricas al sur de Matanzas no es clara. Pero, los terremotos del sur

de Chile: Talca 1928, Chillán 1939, Concepción –Constitución 2010, 1835 y 1751,

presentan un límite norte de ruptura marcado entre los ~34°-35°S BARRIENTOS S.,

2010.

2.1.4 SISMICIDAD CORTICAL Y POTENCIAL SÍSMICO COSTERO.

En Chile, la información de actividad sísmica de tipo cortical es escasa, sin

embargo, se tienen antecedentes de terremotos históricos y contemporáneos

asociados preferentemente a fallas activas localizadas en la Cordillera Principal.

2.1.4.1 TERREMOTOS CORTICALES.

De acuerdo a LOMNITZ C., 2004 el 6 de Diciembre de 1850 ocurrió un

terremoto en el Valle del río Maipo para el cual estima una magnitud entre 7 a 7 ½ y

una intensidad de VII IMM para Santiago. Similar a este evento, el Terremoto de las

Melosas de acuerdo a los registros consistió en una secuencia múltiple de tres

eventos de magnitud Ms 6.9, 6.7 y 6.8 con una duración total de 6 minutos a una

profundidad de 10 km, ocurridos el 28 de Agosto del 1958 en la Cordillera Principal,

entre la intersección de los ríos Maipo y Volcán PIDERIT E., 1961; LOMNITZ C.,

1960; FLORES ET AL., 1960. El primer evento ocurrió a las 21:51:08 GMT (T.O).



38

ASTROZA & SEPULVEDA., 2006 localizan el epicentro en los 33.5°S y los 69-5°S,

para el cuál PARDO & ACEVEDO., 1984, proponen un mecanismo focal de rumbo

sinestral de orientación norte-sur con buzamiento N75°W. ALVARADO ET AL., 2009

proponen que el terremoto fue producido por una falla de desplazamiento horizontal

(strike-slip fault) con acimut (strike) de 20°, buzamiento (dip) S70°E y ángulo de

desplazamiento (rake) de 30°. Para el cuál estiman una magnitud Mw=6.3 a partir de

Mo (0.227 x 1019 Nm), una profundidad focal de 8 km, un tiempo total de fractura

entre 8 a 10 segundo y un área de ruptura entre 150 a 200 km2. SEPÚLVEDA ET

AL., 2008 proponen una intensidad máxima de IX (MSK) en el área epicentral (El

Volcán) que se atenúa rápidamente a VI en una distancia de 40 km. Concordante con

los valores estimados por FLORES ET AL., 1960, de IX-X IMM para las localidades

de las Melosas y el Volcán. La ciudad de Santiago registro intensidades menores a

VI IMM LOMNITZ C., 1960. En la figura N°11 se observan severos daños en la

Estación de Ferrocarril de la localidad del Volcán (Cajón del Maipo), tras el terremoto

de las Melosas.

El hipocentro del Terremoto de Chusmiza del 24 de Julio del 2001 se localizo

al interior de la ciudad de Iquique en los 19.59°S y los 69.31°W, a 3 km de

profundidad con magnitud Mw=6.3 (Mo= 3.4 x 1025 dn/cm) a las 05:00:02 GMT(T.O)

BOROSCHEK ET AL., 2001. La inversión de ondas P y SH en campo lejano,

indican un mecanismo focal asociada a una falla strike-slip con rumbo N26°,

buzamiento N50°E y ángulo de desplazamiento de -144° CAMPOS ET AL., 2005.

El mecanismo focal del Terremoto de Curicó ocurrido el 28 de Agosto del 2004 indica

una falla de tipo strike-slip, presumiblemente asociada a la actividad de la Falla El

Hierro COMTE ET AL 2008; FARIAS M., 2007, con epicentro localizado en los

Figura 13: Daños estructurales en la Estación Ferrocarril existente en la localidad del Volcán a causa del terremoto de las melosas.



39

35.173°S y los 70.525°W a 5 km de profundidad con magnitud momento 6.7, en la

Cordillera Principal de la Región del Maule, cerca de las nacientes del río Teno al

norte del Volcán Planchón Peteroa de acuerdo al Servicio Sismológico Nacional. El

Catalogo Global Harvard CMT, entrega un mecanismo focal que indicaría un

movimiento dextral en el plano de falla de rumbo N21°, manteo 61° y desplazamiento

-178°. GONZÁLEZ A., 2008 relocaliza el epicentro ubicándolo en los 34.93°S y los

70.56°W a 4.7 km de profundidad, proponiendo que la ruptura se habría propagado

hacia el norte desde el sector de Termas del Flaco hasta el Valle del río Maipo,

donde ocurrió el sismo del 12 de Septiembre del 2004 con Mw=5.6.

Hacia el poniente, en la Cordillera de la Costa los antecedentes históricos son

aún más escasos, por un lado debido a lo reciente de la red sismológica y por el otro

a la rápida atenuación de los terremotos superficiales, lo que hace posible el hecho

que estos hayan ocurrido efectivamente pero hayan pasado desapercibidos, así por

ejemplo, el Terremoto de Punta Arenas del 17 de diciembre de 1949 de magnitud

Ms=7.8 CAMPOS ET AL., 2005 a pesar de su gran magnitud, no se tienen

antecedentes mayores de su ocurrencia, dado que sucedió en una zona despoblada

y en una época carente de instrumentos sísmicos de registro. LOMNITZ C., 2004

señala la ocurrencia del Terremoto del 2 de Abril de 1850 en Casablanca, para el cuál

estima una Ms=7.5 e intensidad de VII IMM en Valparaíso y Santiago que habría

generado severos daños en Valparaíso, Quillota y el Valle del Aconcagua. SISRA.,

1985 localiza el epicentro en los 33.32°S y los 71.42°W, proponiendo una magnitud

de 7.1 grados e intensidad de VIII IMM. Se debe consignar que la localización

coincide aproximadamente con la falla Pino de Mar, identificada como estructura

activa por SABAJ R., 2008 y cartografiada por GANA ET AL., 1996.

Después del Mega-Terremoto del 27 de Febrero del 2010 ocurrieron varias

replicas a lo largo de toda el área de ruptura, con magnitudes de hasta 6.4 grados. El

11 de Marzo del 2010 se generó el Terremoto de Pichilemu, en las cercanías de la

localidad homónima emplazada en la cordillera costera. BARRIENTOS S., 2010

localiza el epicentro en los 34.29°S y 71.89°W, a 11 km de profundidad y de Mw=6.9

considerando que se trata de un falla normal con rumbo N35°W, del orden de 40 km

de longitud con un desplazamiento de entre 1 a 1.5 m, lo que se corresponden con

un Mo= 2.5 x 10 26 dn-cm. De acuerdo, a QUEZADA ET AL., 2010 no puede ser

considerado una réplica debido a que su mecanismo focal es de tipo normal, opuesto

al generado por terremotos de subducción que ha tenido además su propias replicas,

la mayor de Mw=6.7, y su corta distancia hipocentral, indicativo de que se trataría de

un ruptura cortical.



40

2.1.4.2 ESTRUCTURAS CON POTENCIAL SÍSMICO.

Una deformación o movimiento neotectónico es aquel que ocurre durante el

régimen de esfuerzo existente actualmente en una región determinada LAVENU A.,

2006. En términos neotectónicos8 una falla activa o potencial será aquella que ha

presentado movimiento durante el régimen tectónico actual durante un período de

tiempo dado MUIR-WOOD & MALLARD., 1992; NCR., 1997, que pueden generar

sismicidad cortical intracontinental como reflejo del proceso de deformación frágil de

la corteza. IAEA., 2010 estima por estructuras activas a aquellas con evidencia de

actividad durante el Pleistoceno-Holoceno (1.8 Ma a 10.000 años) en regionales de

contacto interplaca y de edad Plioceno-Cuaternario (5.3 Ma) en regiones intraplaca.

CAMPOS ET AL 2002B: ARMIJO & THIELE., 1990: HERVÉ M., 1987;

NARANJO J., 1997; THIELE & MOREL., 1981, encontraron evidencias de

neotectónica en forma de fallas geológicamente activas en la corteza continental

cercana a la Cordillera de la Costa. LAVENU & CEMBRANO., 1999 proponen la

existencia de dos eventos tectónicos, entre los 32° y 46°S, de deformación frágil en

rocas neógenas en la cordillera de la Costa: compresión E-W y particionamiento de

la deformación. El primer evento Plioceno (5.4 a 1.6 Ma) se caracteriza por un

régimen tectónico compresivo generalizado en las zonas actuales de antearco e

intraarco. De acuerdo a LAVENU A., 2006 el esfuerzo principal mayor (1) es de

dirección E-W, el esfuerzo principal intermedio (2) es N-S, y el esfuerzo principal

menor vertical (3). En la etapa de partición de la deformación se distinguen dos

estados de esfuerzos: en la faja estrecha de antearco, se observa una deformación

compresiva con direcciones de esfuerzos: 1=N a NNE, 2=E a ESE y 3 vertical.

La compresión N-S Pleistocena, indujo que el borde continental, desde la fosa

hasta la cordillera de la Costa, sufriera un alzamiento que emergió depósitos batiales

miocenos hasta por sobre el nivel del mar que dieron origen a la Formación Navidad

LAVENU & ENCINAS., 2005. De acuerdo a RODRIGUEZ M., 2008; FARIAS M.,

2007, este proceso parece ser activo aún en la actualidad, tal como lo indica una

serie de terrazas marinas emergidas Pleistocenas localizadas a lo largo de la costa

como una serie de knickpoint ubicados entre 10 a 30 km de la línea costera. Estos

movimientos verticales se han estimado como independientes del vector de

convergencia y dependientes a la morfología de la placa oceánica subducida y de la

estructura de la placa continental que cabalga LAVENU A., 2006. Al sur de

8 Concepto definido en el Glosario Anexo.



41

Valparaíso (33°S), a la latitud de San Antonio, una secuencia neógena-cuaternaria

VALENZUELA E., 1992 está cortada por una superficie de abrasión a 200-250

m.s.n.m cuya edad se estima en Pliocena Superior-Cuaternaria. Esta superficie está

cortada por la erosión y sedimentos arenosos pleistocenos, y se dispone sobre un

paleorelieve de gneises del sustrato paleozoico del batolito costero. Una serie de

fallas inversas pequeñas afectan a los gneises, mientras que el cabalgamiento de

estos gneises sobre arenas pleistocenas sería inducido por la existencia de una falla

inversa. Estas fallas estriadas presentan una dirección de compresión 1=N185°E

LAVENU A., 2006.

De acuerdo, a GANA & ZENTILLI., 2002: GANA & TOSCAL., 1996 la región

comprendida entre los 33° y los 34°S está afectada por un sistema de fallas NW-NE

posiblemente Jurásicas, que habrían controlado, en parte el emplazamiento de los

plutones jurásicos y que posteriormente fueron reactivadas como fallas normales,

que actualmente coinciden con rasgos morfológicos y/o se encuentran afectando a

rocas o depósitos post-miocenos (5.3 Ma). SABAJ R., 2008, complementa el estudio

de las fallas corticales costeras aportando más de 20 lineamientos o fallas

potencialmente activos (en adelante EPA), entre las cuales destacan por su longitud

las trazas de Pino de Mar, Cerro Peumol y Cordon Los Amarillos. Al norte de los 33°

hasta los 32° a lo largo de borde costero se reconocen una serie de lineamientos

inferidos, pliegues y fallas normales SERNAGEOMIN., 2003 de orientación N-S

para los cuales no se tienen antecedentes de reactivación.

2.2 AMBIENTE GEOTECTÓNICO.

Las unidades morfoestructurales mayores son el resultado del engrosamiento

cortical de la corteza continental sudamericana sometida a la subducción de la placa

oceánica de Farallón-Nazca. Aún cuando este proceso ha sido relativamente

continúo desde el Jurásico los mayores rasgos morfoestructurales actuales se han

producido durante el Cenozoico, en concreto desde el Oligoceno Superior

CHARRIER ET AL., 2002, cuando el vector de convergencia interplaca se

incremento haciéndose casi ortogonal al margen chileno de Sudamérica PARDO-

CASAS & MOLNAR., 1987; SOMOZA R., 1988.



42

2.2.1 UNIDADES MORFOESTRUCTURALES.

En la evolución de los Andes Centrales Chilenos entre los 32°-36°S, del cuál es

parte la región bajo estudio, se reconocen tres grandes etapas cuyas características

fueron determinadas por las condiciones del proceso de subducción, principalmente

por la variación en la velocidad y ángulo de inclinación de la placa subductada:

Acreción, Extensión y Subducción, respectivamente MODODOZIS R., 1983. El

primer estadio corresponde al Ciclo Gondwánico, y las últimas dos al Ciclo Pre-

Andino y Andino CORVALÁN & CHARRIER., 1993. La evolución se inicia con la

acreción de tres terrenos alóctonos en franjas NNW-SSE, cada cuál produjo eventos

contracionales-orogénicos en Argentina. El primer terreno fueron las Sierras

Pampeanas durante el Proterozoico Superior RAMOS V., 1988. A fines del

Ordovícico colisiona contra el margen continental Cuyania-Precordillera. Durante el

Devónico, se acreciona el terreno de Chilenia, causando un sistema de subducción

constructivo que derivo en el desarrollo de prismas de acreción y cuencas de

antearco localizados en la línea actual de la costa, hasta el Carbonífero Inferior

REBOLLEDO & CHARRIER., 1994; RAMOS ET AL., 1988.

De acuerdo, a antecedentes paleomagnéticos, tras el ciclo tectónico anterior se

presenta una pausa en la deriva continental que marca el inicio del Ciclo Tectónico

Pre-Andino VILAS ET AL., 1978. Las condiciones citadas favorecieron un tipo de

subducción intermedia entre los tipos chileno y Mariano que derivaron en la

conformación de arcos volcánicos de carácter calco-alcalino y el desarrollo de

cuencas extensionales de orientación NNW-SSE durante el Pérmico Superior hasta

el Jurásico Inferior (¿Cretácico Medio?) CHARRIER ET AL., 2007; MPODOZIS &

RAMOS., 1989; UYEDA & KANAMORI., 1979.

El ciclo tectónico Andino, comprende el Jurásico Temprano (¿Cretácico

Superior?) hasta el presente, comienza cuando el período de quietud termina y se

desarrolla la subducción tipo chilena CORVALÁN & CHARRIER., 1993; VILAS ET

AL., 1978. La evolución temprana de este ciclo se inicia con el desarrollo de un arco

volcánico paralelo al margen oeste del arco magmático gondwánico, con una cuenca

de tras-arco en su borde Este. A partir del Cretácico Tardío y durante el Cenozoico,

la posición del arco migra progresivamente el oriente y comienza el desarrollo de

cuencas de antearco en el lado este del arco GANA &TOSCAL., 1996; PARADA

M., 1992. Durante, el Eoceno (~44 a ~38 Ma) ocurre un tercer evento de alzamiento

tectónico y acortamiento cortical, asociado a la culminación de la actividad

magmática, enfriamiento y exhumación de las unidades plutónicas en el arco (o intra-



43

arco) que derivo en la inversión tectónica del arco que causo el alzamiento de

bloques Paleozoicos que trasgreden a los depósitos Mesozoicos y del Paleógeno

Temprano, en el desarrollo de cuencas extensionales durante el Paleógeno y la

conformación del relleno sedimentario MAKSAEV ET AL., 2003; CHARRIER ET

AL., 2002; TOMLINSON & BLANCO., 1997. Entre el Paleógeno Tardío hasta el

presente se desarrolla la última fase de desarrollo de los Andes Centrales en donde

aquellos alcanzan su configuración actual. Etapa donde ocurre el alzamiento e

edificación del Orógeno Andino, el desarrollo de las Unidades Morfoestructurales

continentales, y el Arco Volcánico se emplazada en su localización actual

CHARRIER ET AL., 2007.

La región de Valparaíso se enmarca entre los paralelos 32° y 34°S. En ella se

diferencian claramente tres de los rasgos morfológicos mayores de los Andes de

Chile que son la Cordillera de la Costa, los Valles Transversales y la Cordillera

Principal. Las características geológico-litológico-estructurales particulares de cada

unidad las convierten en elementos morfoestructurales distintos en los cuales la

respuesta ante un evento sísmico será diferente. De acuerdo, a las características

señaladas es posible adicionar además la presencia de la Fosa Oceánica Chileno-

Peruana, expresión en superficie del contacto interplaca entre las placas de Nazca y

Sudamericana, correspondiente a una depresión alargada rellena con depósitos

sedimentarios de diferente potencia, con distintos ángulos de inversión y con

orientación N-S desde los 33°S al Norte a N15°E hacia el Sur de los 33°S. A nuestras

latitudes, la intercepción con el Ridge de Juan Fernández promueve intensos

procesos de acreción y la conformación de ridge en echelón en el extremo occidental

del Margen Continental THORNBURG ET AL., 1987.

2.2.1.1 CORDILLERA DE LA COSTA Y VALLES TRASVERSALES.

La Cordillera de la Costa, unidad morfológica en la que afloran principalmente

rocas cristalinas Paleozoicas-Triásicas y Mesozoicas, correspondiente al llamado

Batolito de la Costa, en su flanco occidental. De relieve suave, ha sido interpretada

como terraza de abrasión y depositación marina, profusamente erosionada y

cortadas por fallas normales de rumbo NW-SE RODRIGUEZ M., 2008; CORVALÁN

& CHARRIER., 1993; FUENZALIDAD ET AL., 1965.

El Complejo Plutónico Papudo-Quintero del Jurásico Medio-Superior (164 ± 2

Ma) compuesto por gabros y granito con predominio de granodioritas y cuarzodioritas

es conformado por las unidades: Limache, Cachagua, Catapilco y Mauco, reunidas



44

en súper-unidad Cavilolén, distinguible desde el río La Ligua hasta el Aconcagua. La

unidad Limache se conforma principalmente de tonalitas de hornablenda y biotita con

inclusiones máficas. La unidad Cachagua, intrusivo conformado por cuarzodioritas,

monzodioritas cuarcíferas, dioritas y gabros, se emplaza en el sector septentrional

del complejo. PARADA M., 1992; ESPIÑEIRA D., 1989; PARADA ET AL., 1988. El

batolito costero presenta mejor desarrollo entre los 33°-34°S. En este tramo, el

basamento consiste en ortogneises y paragneises asociados al Complejo

Metamórfico de Valparaíso del Paleozoico Superior, intruido por granitoides del

Paleozoico-Mesozoico, correspondiente a la unidad Mirasol, plutón complejo

compuesto por tonalitas, granodioritas y pegmatitas de microclina del Paleozoico, y

por la unidad Tejas Verdes, intrusivo metaluminoso a peraluminosos del Triásico

Superior-Jurásico Inferior. A la latitud de San Antonio-Las Cruces, las rocas

Paleozoicas son intruidas por plutones dioritícos gnéisicos de la unidad Cartagena,

formada además por anfibolitas cuarcíferas y gabros parcialmente metamorfizadas

del Triásico Superior. La unidad Laguna Verde del Jurásico Medio intruye

ortogneises y plutones del Paleozoico dando origen a zonas bandeadas y de

enclaves magmáticos (Quebradas La Tortuga, La Fabrica, La Pintara y Lúcuma), su

contacto es gradacional con la unidad del Sauce, plutón complejo, bandeado

compuesto de dioritas cuarcíferas de piroxeno-anfíbola-biotita con tonalitas de

anfibolita-biotita con gabros subordinados. Se correlaciona tectónicamente, con los

intrusivos Paleozoicos y por medio de contactos gradacionales con la unidad

Peñuelas, intrusivo con predominio de tonalitas de hornblenda-biotita y monzodioritas

cuarcíferas con gabros, granitos y granodioritas GANA & TOSCAL., 1996; GANA

ET AL., 1996.

En las cercanías de la costa cubriendo al basamento metamórfico-granítico se

localizan remantes de rocas sedimentarias marinas del Cretácico Superior-

Paleógeno (Estratos de Algarrobo y Estratos de Quebrada Municipal) junto a

depósitos marino-continentales del Neógeno-Pleistoceno (Formación Navidad y

Estratos de Potrero Alto) ENCINAS ET AL., 2003; GANA ET AL., 1996. En algunos

de sus sectores o cumbres se presentan superficies de bajo relieve que han sido

consignados como relictos de peneplanicies y strath terraces FARIAS M., 2007. La

banda oriental es conformada por rocas estratificadas del Jurásico Medio-Superior al

Cretácico Inferior-Superior SERNAGEOMIN., 2003, correspondientes a las

Formaciones Ajial, Cerro La Calera y Lo Horqueta formadas principalmente por

secuencias sedimentarias marino-continentales y volcánicas, y por las Formaciones

Lo Prado, Las Chilcas, Lo Ovalle y Veta Negra asociadas a secuencias volcánicas

con intercalaciones sedimentarias fosilíferas marinas PIRACES R., 1976; THOMAS

H., 1958. Estas formaciones presentan manteos hacia el Este, variables entre 10° y



45

50° con estructuras locales como pliegues y contacto con intrusivos Meso-

Cenozoicos, pero que en conjunto forman un bloque monoclinal estable GANA ET

AL., 1994. Las unidades y afloramientos orientales se desarrollan gradualmente y se

conectan mediante los Valles Trasversales, cordones montañosos de altimetría

variable perpendiculares al eje principal andino, con la franja occidental de la

Cordillera Principal, al norte de los 33°S (Cuenta Chacabuco) CORVALÁN &

CHARRIER., 1993.

Los plutones cretácicos afloran en la parte más occidental de la franja,

corresponden a rocas de la súper-unidad Illapel, formada en este sector, por el Stock

La Campana y el Plutón Caleu, junto a las unidades de Chalinga, Quebrada Herrera

y Chagues. Los dos primeros afloran en el Cerro La Campana. El Plutón Caleu se

segmentada en tres zonas plutónicas: Gabro La Dormida, Cuarzo-Diorita El Roble y

Granodiorita Los Penitentes. Para el Stock La Campana se cuenta con una edad K-

Ar (plagioclasa) de 66 ± 8 Ma. Para el Plutón Caleu, las edades varían entre los

117.4 a 93.9 Ma PARADA ET AL., 2000. La unidad Chalinga, está compuesta

principalmente por granodioritas de hornblenda-biotita y monzodioritas cuarcíferas,

edades radiométricas K/Ar varían entre los 82 ± 2 a 139 ± 5 Ma RIVANO S., 1996;

PARADA ET AL., 1988. La unidad Herrera (tramo bajo del río Putaendo) corta los

afloramientos de la Formación las Chilcas y se corresponden con una monzonita

verde, equigranular sin cuarzo. La unidad Chagres aflora en el camino que une San

Felipe con LLaillai, intruye las rocas de la unidad Chalinga, se asocia aun

sienogranito hololeucocrático RIVANO S., 1996.

Intrusivos cretácicos-paleógeno corresponden a las rocas de la Unidad San

Lorenzo, asociada a pequeños cuerpos intrusivos dioríticos, pórfidos andesíticos y

andesitas, que cortan a los afloramientos de las formaciones Las Chilcas y

Salamanca. Edades K/Ar arrojan edades entre los 63 ± 2 a 86 ±3 Ma RIVANO S.,

1996. Y a la súper-unidad Gogoti formada por las unidades Fredes y Nogales. La

primera corresponde a dioritas de piroxeno y hornblenda con cuarzos PARADA ET

AL., 1998 emplazada sobre las rocas de las formaciones las Chilcas y Salamanca,

incluye los plutones Alicahue y Los Patos. Edades radiométricas K/Ar arrojan edades

entre 68 ±10 a 45 ± 1.2 Ma MUNIZAGA & VICENTE., 1982; RIVANO S., 1993. La

unidad Nogales se compone de leucogranitos de edad cretácica superior PARADA

ET AL., 1998. RIVANO ET AL 1993 distingue los depósitos de Terrazas

Continentales asociados a depósitos semiconsolidados existentes en el borde

oriental del valle de San Felipe-Los Andes formados por arenas medias y

conglomerados finos-medios que presentan escarpes de varios metros de altura

asociados a una posible relación estratigráfica con las rocas cenozoicas del área, de



46

los depósitos aterrazados de la cuenca del Valle, los cuales corresponden

principalmente a sedimentos fluviales, acumulaciones eólicas, sedimentos

acumulados en situ.

2.2.1.2 CORDILLERA PRINCIPAL.

La Cordillera Principal, en el tramo abordado, afloran principalmente rocas

estratificadas del Cretácico-Cenozoico e intrusivos del Meso-Cenozoico: Cretácicas,

cretácica paleógena y neógena RIVANO S., 1988; PARADA ET AL., 1988,

cubiertas en parte por depósitos glaciales correspondientes a morrenas marginales

como por acumulaciones de detritos glaciolacustres, por sobre la cota ~2.500

m.s.n.m SERNAGEOMIN., 2003; THIELE R., 1980. La Formación Salamanca (86

± 3 Ma a 56 ± 2.1 Ma) aflora según RIVANO & SEPULVEDA., 1991 en el sector

límite norte del área. Se distingue el miembro inferior Santa Virginia, sedimentario

formado por conglomerados arenosos y el miembro superior, Río Manque

conformado por Lavas, tobas, brechas volcánicas andesíticas a dacíticas. Sobreyace

en pseudoconcordancia de erosión a la Formación Las Chilcas. Se correlaciona

lateralmente con la Formación Lo Valle (Cretácico Superior), al sur. En el Portezuelo

se separa el Valle de Alicahue del Estero Chalcao subyace en discordancia angular

con la Formación Farellones RIVANO ET AL., 1993.

La Formación Abanico consiste en una secuencia continental conformada por

tobas y brechas volcánicas con intercalaciones de lavas y rocas sedimentarias.

RIVANO S., 1996 señala que las rocas asociadas a los afloramientos asignados

unidades Los Pelambres (Cretácico Inferior) y Salamanca (Cretácico Superior), se

correlacionan hacia el norte con la Formación Los Pelambres y al sur con la

Formación Coya-Machalí el Oligoceno a Mioceno Temprano, lo que es un

equivalente de la Formación Abanico asignada al Eoceno Superior-Oligoceno

CHARRIER ET AL., 1996. Subyace a la Formación Farellones de edad Miocena

(20 a 6 Ma). En el flanco oriental de la Cordillera de la Costa sobre yace

discordantemente a las formaciones Lo Ovalle y Las Chilcas FUENTES F., 2004. El

miembro inferior corresponde a niveles tobáceos a ignimbríticos de composición

riolítico-dacítico con intercalaciones lacustres a lavas andesítico-basálticas, dacitas y

conglomerados en el miembro medio a flujos andesíticos-basálticos intruidos por

domos riodacíticos y lavas dacítico-riolíticas en el miembro superior NYSTROM ET

AL., 2003.



47

Los intrusivos Neógenos del Cerro Blanco, Portezuelo del Azufre y Tambillos,

pertenecientes a la súper-unidad río Chicharra intruyen a las formaciones

estratificadas RIVANO S., 1996, también se encuentra grupos intrusivos

hipabisales del Eoceno, del Mioceno Inferior y del Plioceno-Pleistocenos PARADA

ET AL., 1988. La unidad Cerro Blanco, está compuesta principalmente por plutones

monzodioritícos con hornablenda, clinopiroxenos y biotita e intruyen a la Formación

Abanico SERNAGEOMIN., 2003. La Unidad Portezuelo del Azufre aflora en forma

de cuerpos pequeños que cortan a las Formaciones Abanico y Farellones. Está

conformada por pórfidos de cuarzo-feltespáticos, las edades radiométricas oscilan

entre los 19.2 ± 0.7 a 17.8 ± 0.6 Ma RIVANO S., 1996; SERNAGEOMIN., 2003. La

unidad Tambillos corresponde a una serie de stocks y lacolitos, sus plutones

principales son los Columpios, Río Blanco y del Cerro La Gloria, intruye a la

Formación Farellones, dataciones K/Ar arrojan edades entre los 9.8 ±0.3 a 6.5 ±0.5

Ma RIVANO S., 1996; MUNIZAGA & VICENTE., 1982. En la región analizada, la

Cordillera Frontal se emplaza principalmente en territorio Argentino. Está compuesta

por bloques de basamento Pre-Cámbrico, Paleozoico y Triásico, localmente por

depósitos del Cenozoico de la cuenca de antepaís GIAMBIAGI ET AL., 2001.

Similarmente el tramo regional, norte de los 33°S, se localiza al frente de la zona sur

de la Pre-cordillera que abarca el segmento de subducción horizontal. Corresponde a

una faja corrida y plegada (Aconcagua) constituida por rocas del Paleozoico Inferior-

Superior.

Las unidades geológicas y estructuras tectónicas mayores (72°-70°W) las

cuales se detallan en el apartado siguiente, distinguibles en la región de Valparaíso

por SERNAGEOMIN., 2003 se indican en el ANEXO N°1 así como la descripción

litológica asociada descrita en el ANEXO N°2.

2.2.3 ESTRUCTURAS MAYORES.

El conjunto de rocas volcánicas e intrusivos Cretácicos emplazados en la

Cordillera de la Costa es afectado por un sistema de fallas NW-NE reactivadas que

han sido reconocido y cartografiado por SERNAGEOMIN., 2003; GANA ET AL.,

1996; WALL ET AL 1996. Las estructuras de importancia regional son la Falla de

Melipilla, La Falla Puange y la Falla del Río Maipo. Se distinguen además una serie

de otras fallas de orientación similar a la Falla de Melipilla que pertenecen al mismo

sistema estructural. Correspondientes a las Fallas de Marga-Marga y Valparaíso-

Curacaví junto a fallas paralelas a los Esteros Cholqui y Popeta. Afectan al

basamento Paleozoico-Jurásico y en parte al basamento Cretácico, presentan rumbo



48

NW, son subverticales y corresponderían también a anomalías geofísicas YAÑEZ

ET AL., 1998. A partir de estos antecedentes y en base a fotointerpretación de

deformaciones morfológicas distinguibles en el paisaje SABAJ R., 2008, propone

una serie lineamientos potencialmente activos tales como Pino de Mar, Cerro

Peumol, Cordón los Amarillo, Estero Puangue, Lo Ovalle y el Yali. En los tres

primeros casos, se observan “cortando” a rocas Paleozoicas y Jurásicas y afectando

a los escapes, que se alinean coincidiendo con la orientación de los lineamientos.

Un sistema de fracturas de orientación promedio norte-sur se desarrolla entre

los 32°-33.5°S a la longitud 70°W ± 0.5°, correspondiente a la zona de los Valles

Transversales, set estructural que se ramifica al sur del río Aconcagua para dar

origen a dos zonas relevantes de falla: Falla Pocuro- C°Renca y el Sistema de Falla

de San Ramón, desarrollados en el Valle Longitudinal y en el frente Cordillera de la

Cordillera Principal SERNAGEOMIN., 2003; MOSCOSO ET AL., 1982. Las

estructuras mayores localizadas en la Cordillera Central Andina al sur de los 33°

hasta los 34.5°S a la longitud 70°W, exhiben un rumbo aproximado norte-sur, pero

presentan variaciones en el estilo de deformación y vergencia. Corresponden

principalmente a pliegues asimétricos con ejes de rumbo NNE y a fallas inversas de

orientación NNE con vergencia tanto al este como al oeste RAULD R., 2002;

FUENTES ET AL., 2002.

1. FALLA DE MELIPILLA.

La falla de Melipilla corresponde a una estructura de importancia regional

localizada en la Cordillera Costera sur. Se extiende con rumbo WNW y manteo

subvertical a lo largo del Valle del Río Maipo, donde se presenta cubierta por

depósitos cuaternarios. La traza mayor se identifica de manera continua en la banda

oriental de la Cordillera de la Costa GANA & TOSCAL., 1996, al traspasar a la

franja occidental está se bifurca en dos trazas pequeñas de rumbo NW, una

finalizando a la latitud del Estero de Cartagena y la otra a la altura de El Quisco,

afectando a los intrusivos Paleozoicos RODRIGUEZ M., 2008. La estructura

completa coincide con una anomalía magnética y gravimétrica localizada en niveles

intermedios de la corteza superior: La Anomalía de Melipilla GANA ET AL., 1994;

YAÑEZ ET AL., 1998.

Es interpretada como una falla de rumbo dextral y transpresional que desplaza

parte de la sucesión estratificada Mesozoica e intrusiva del Paleozoico-Jurásico y

expone hacia la costa niveles más profundos y deformados GANA ET AL., 1996;

GANA & TOSCAL., 1996. La interpretación de los datos geofísicos indica que la



49

falla correspondería a un plano de despegue que acomodaría la compresión norte-

sur que afecta a los plutones del Jurásico Medio-Superior al norte de este set contra

un bloque rígido reconocido al sur. La compresión seria condicionada por un estilo

tectónico de convergencia oblicua de sentido siniestral generada durante el

Mesozoico YAÑEZ ET AL., 1998. La Falla de Melipilla correspondería además, al

eje de simetría del minioroclino del Río Maipo YAÑEZ ET AL., 2002, que se

asociaría a una variación en la orientación del borde continental desde N-S, al norte

de los 33°S, a NNE al sur de dicha latitud.

2. FALLA DEL MARGA-MARGA.

Corresponde a un conjunto de fallas y lineamientos de orientación general

N50°W distinguibles en las cercanías del Estero de Marga-Marga GANA ET AL.,

1996. THORSON R., 1999 identificó una zona de brecha con rumbo paralelo al valle

y mateo S85°W, a partir de variaciones morfométricas del terreno y excavaciones

bajo el maicillo, que ratificaron la existencia de la Falla del Marga-Marga. El nivel de

daño observado tras la ocurrencia de los Terremotos de Valparaíso en 1906 y 1985,

en edificaciones altas cercanas o emplazadas sobre el set estructural indicaría

posible reactivación. Los movimientos de cizalle dextral y sinestral con componentes

oblicuos podrían ser producto de la subducción de la Dorsal de Juan Fernández

THORSON R., 1999. Las estructuras pertenecientes a la Zona de la Falla del

Marga-Marga que han sido cartografiadas por GANA ET AL., 1994:1996, e

interpretadas y definidas como fallas potencialmente activas por SABAJ R., 2008, se

definen a continuación.

a) ESTERO VIÑA DEL MAR (MM-1): Falla normal que corta a las rocas Intrusivas

de la unidad de Limache. Es paralela al Estero de Marga-marga con orientación

N60°W, se localiza a 500 metros al suroeste del mismo.

b) ESTERO LAS PALMAS (MM-2): Falla de rumbo sinestral con orientación N40°W,

se observa discontinua a lo largo de 7.8 km y parcialmente cubierta por depósitos

aluviales y fluviales holocenos del Estero Las Palmas. De la fotointerpretación, se

observa la existencia de un lineamiento definido por los escapes, que controlaría

el drenaje del Estero de las Palmas. Su cauce se curva en el sector donde la

traza corta al estero.

c) QUEBRADA EL PATAGUAL (MM-3): Estructura continúa con mecanismo

indeterminado y orientación N40°W que corta a las unidades Jurásicas. Los

escapes, bien definidos, se observan alineados con la traza cartografiada.



50

d) ESTERO MARGA-MARGA (MM-4): Estructura mayor de traza discontinua que

instruye a las unidades Jurásico-Cretácicas. Cubierta parcialmente por depósitos

holocenos coluviales-aluviales presenta orientación N45°W y mecanismo

indeterminado. Ha sido observada solamente a lo largo de 2 km, en las cercanías

de la Localidad del El Pangue y en la Cuesta Colliguay, en donde afloran

intrusivos con numerosos diques cizallados y estructuras subverticales a

verticales con orientación noroeste de rumbo N130°W y N160°W,

respectivamente. Estructuras menores afectan la superficie de erosión actual.

e) SECTOR NORTE (MM-5): Al norte del Estero Marga-Marga, se observan

diversas estructuras de no más de 1 km de largo con orientación similar, que se

encuentran afectando a las rocas Neógenos Post-Miocenas de la Formación de

Estratos de Potrero Alto. La traza mayor observada de mecanismo normal corta a

dichas rocas. A aproximadamente 500 metros al sur de las trazas cartografiadas,

los escapes se alinean con orientación N50°W.

3. FALLAS PUANGUE Y RÍO MAIPO.

La Falla Puangue, se extiende con rumbo NNE desde el Cerro Minillas hasta

el sector de Cuesta Lo Encañado, al sureste de San Antonio, donde es

interrumpida por la Falla Río Maipo. Presenta un movimiento normal de edad

Post-Pliocena que permite reconocer un bloque colgante y un bloque yaciente

conformado por intrusivos Paleozoico y Triásico-Jurásicas GANA ET AL., 1996.

El Bloque occidental alzado por la falla, con respecto a las rocas localizadas al

este de su traza, habrían impedido el avance de la Ignimbrita Pudahuel, deposito

de flujo piroclástico de cenizas y lapilli pumíceo riolítico distribuido en la

Depresión Central, hacia el oeste durante el Pleistoceno SERNAGEOMIN., 2003;

GANA ET AL., 1996. La Falla del Río Maipo presenta rumbo NNW, se extiende

desde el este de Santo Domingo hasta el tramo medio del rio Cachapoal a la

latitud de Matanzas, en donde es interrumpida por afloramientos de roca intrusiva

Jurásica que no son afectados por la falla WALL ET AL., 1996. La traza

occidental controla el curso medio del río Maipo. Presenta un movimiento normal

de edad Post-Pliocena, a partir de la cual se distingue un bloque colgante

suroeste conformado por rocas sedimentarias pertenecientes a la Formación

Navidad y un bloque yaciente al noreste formado por rocas intrusivas Triásico-

Jurásicas GANA ET AL., 1996.



51

4. FALLA INFIERNILLO.

RAULD ET AL., 2006 concluye que el frente cordillerano sería el resultado

del cabalgamiento de la Cordillera Principal sobre el Valle Longitudinal por medio

de la falla de vergencia oeste de San Ramón. Es interpretada como el límite entre

ambos sistemas morfoestructurales. CHARRIER ET AL., 2005 mostraron que

esta falla es la proyección hacia el sur de la Falla de Pocuro CARTER &

AGUIRRE., 1965. Al norte de la Ciudad de Los Andes, se corresponde con una

fractura normal parcialmente invertida durante eventos deformativos durante el

Oligoceno Superior-Mioceno Inferior, de manteo al este, separa rocas Cenozoicas

de las Mesozoicas, localizadas al oeste FOCK A., 2005, que no presenta

indicios morfológicos de actividad relevante al norte de los 33°S CHARRIER ET

AL., 2005.

5. FALLAS LAGUNA NEGRA, CHACALLES-YESILLO Y EL DIABLO.

La Falla Laguna Negra, se localizada en la Cordillera Central. Corresponde a

una falla inversa de vergencia oeste que corta la Formación Abanico y a filones

manto asociados al Plutón La Gloria. Continua hacia el norte con el nombre de Falla

el Coironal en el Valle del río Olivares FOCK A., 2005; RAMOS ET AL., 2002;

CORNEJO & MAHOOD., 1997. La Falla Chacalles-Yesillo se corresponde a una

falla inversa de alto ángulo de vergencia al oeste con rumbo N°20W y manteo

aproximado de 80°E. Pone en contacto las Formaciones Colimapu y Abanico Meso-

Cenozoicas. Se le asocia un pliegue sinclinal por propagación de la falla con un

flanco oriental volcado al este, se localiza en el sector suroriental de la Cordillera

Central. Se la interpreta como un backthrust asociado a la Falla El Diablo FOCK A.,

2005. La Falla EL Diablo es interpretada como un corrimiento inverso de orientación

NNE-SSW de vergencia al este. Pone en contacto a la Formación Colimapu con la

Formación Lo Valdés. Sería la prolongación hacia el norte del Corrimiento El Fierro

FOCK A., 2005; GODOY E., 1991. Al este de la Falla El Diablo, se reconocen un

secuencia de fallas, anticlinales y sinclinales de rumbo N-NW, apretados y volcados

con vergencia preferencial al este, que es equivalente a la Faja Plegada y Corrida del

Aconcagua, que afecta principalmente a rocas Mesozoicas GIAMBIAGI ET AL.,

2003.


52

CAPITULO III: MARCO Y PLANTEAMIENTO METODOLÓGICO DE

INVESTIGACIÓN.

3.1 ANTECEDENTES Y CONCEPTOS METODOLÓGICOS.

En este capítulo se presentan al lector los pasos metodológicos seguidos para

alcanzar los objetivos planteados así como una breve descripción conceptual de los

fenómenos sísmicos así como de la terminología asociada.

3.1.1 METODOLÓGIA DETERMINÍSTICA.

La metodología Determinísta (Deterministic Seismic Hazard Assessment, en

adelante DSHA) asume la hipótesis de estacionariedad de la sismicidad, es decir,

considera que los terremotos en el futuro se producirán de forma análoga a como lo

hicieron el en pasado, analizando el “peor escenario” que pudiese ocurrir

despreocupándose de cuándo y con qué probabilidad esto pueda ocurrir GREEN &

HALL., 1994; REITER L., 1990, si se consideran zonas sismogénicas o estructuras

geológicas se asume que los terremotos pueden ocurrir en cualquier lugar de la zona

o falla, por lo cuál el análisis debe situarse en el punto más cercano al

emplazamiento o región de estudio MUÑOZ D., 1989.

DSHA, selecciona un evento discreto controlador, por ejemplo, el terremoto

máximo creíble, terremoto característico o el máximo terremoto histórico REITER L.,

1990 para el caso de las fuentes sísmicas de subducción BENITO ET AL., 1999 y

la máxima magnitud posible para el caso de estructuras sismogénicas

intracontinentales WELL & COPPERSMITH., 1994. Para determinar el evento

controlador, y por consiguiente el más desfavorable en términos de la magnitud

posible, se deben definir preliminarmente los parámetros focales tales como

geometría de falla, profundidad, localización, magnitudes máximas para cada fuente

sísmica evaluada, a partir de los antecedentes históricos y condiciones

sismotectónicas. A partir, de los cuales posteriormente, se estima el movimiento del

suelo a esperar en el sitio evaluado con respecto a algún parámetro indicativo como

por ejemplo la intensidad, período predominante, la velocidad máxima (PGV),

aceleración máxima horizontal (PGA) o bien, otras medidas de movimientos fuertes,

haciendo uso de una relación de Atenuación apropiada para la región así como qué

considere las distinciones dinámicas por fuente sísmica de interés GREEN & HALL.,

1994. De esta forma, la aplicación de una ley de atenuación con la distancia

proporciona valores del movimiento en el emplazamiento como consecuencia de la


53

acción sísmica del terremoto (s) controlador (es). Finalmente, la determinación de la

peligrosidad en el emplazamiento, tomando el máximo valor del parámetro

seleccionado, queda caracterizada por el límite superior del movimiento en las zonas

o sitios evaluados BENITO ET AL., 1999.

La determinación del peligro sísmico determinístico para la región de Valparaíso

se desarrolla mediante la aplicación de la metodología descrita por REITER L., 1990,

indicada en el esquema N°1, la cuál ha sido modificada para incorporar los efectos

de amplificación por factores de sitio por condiciones litológicas. En primer lugar se

procedió a la definición de tres escenarios de amenaza sísmica por fuente

sismogénica Interplaca (TDIT-A), Intraplaca Profundidad Intermedia (TDO-B) e

Intraplaca Cortical (TDIC-C), mediante la determinación del terremoto controlador

más desfavorable, de acuerdo, a antecedentes sísmicos históricos y neotectonicos

disponibles considerando el ambiente sismotectónico regional, que permiten la

obtención de los parámetros focales y con ello, la máxima magnitud posible o creíble.

El parámetro seleccionado para representar el movimiento del suelo a esperar es la

aceleración máxima horizontal (en adelante PGA) medida en % g en condiciones

de roca mediante el uso de leyes de atenuación por fuente sísmica. Posteriormente,

la PGA se corrige por medio de la aplicación de Factores de Sitio con el fin de

incorporar el efecto de amplificación por condiciones geológicas. A partir de la cuál se

procedió a la definición de planos de Intensidad de Mercalli Modificada asociada a

cada escenario de amenaza. Finalmente, la determinación de la Amenaza Sísmica

regional por fuente sismogénica, en términos de la PGA, se obtuvo utilizando la

escala de peligrosidad definida por GSHAP., 1999.

3.1.2 LEYES DE ATENUACIÓN.

La Atenuación es la capacidad del terreno-suelo para amortiguar el movimiento

generado por las ondas sísmicas conforme estás se alejan del foco sísmico BOSSO

& BARBAT., 2004. Estas se propagan a través de los estratos rocosos hasta llegar a

un punto (sitio) en forma de vibración UDIAS A., 1989; HOWELL B., 1962. Durante

su recorrido, tienen lugar diferentes fenómenos que actúan reduciendo su amplitud.

Los principales factores, fundamentales e independientes, que intervienen son la

Expansión Geométrica del frente de onda (1° principio de la Termodinámica), la

Absorción Inelástica (Teoría de la Elasticidad) y el Scattering (esparcimiento),

definidos por numerosos autores como AKI & RICHARD., 1980; ANDERSON &

ARCHANBEAU., 1964; DAINTY & TOKSOZ., 1981.


54

GSHAP., 1995 TRIFUNAC & BRADY.,

1975

BORCHET L., 1994: VAN

WESTER., 2003; TSIGE ET

AL., 2006

WELL & COPPERSMITH.,

1994. KONSTANTINOU

K., 2005

DETERMINACIÓN AMENAZA

SÍSMICA REGIONAL

IDENTIFICAR FUENTES

SISMOGÉNICAS

SUBDUCCIÓN INTRACONTINENTAL ANTECEDENTES

SISMOTECTÓNICOS,

SÍSMICOS

NEOTECTÓNICA

INTERPLACA INTRAPLACA OCEÁNICA

ESTRUCTURAS

PARAMETRIZACIÓN PARAMETRIZACIÓN

TDIT-A TDIO-B TDIC-C

PEOR ESCENARIO

LEY DE ATENUACIÓN PGA

ROCA

LEY DE ATENUACIÓN PGA

ROCA

PO-SHEN LIN ÉT AL.,

2010

RUIZ &

SARAGONI., 2005

RUIZ &

SARAGONI., 2005

FACTOR DE

CORRECCIÓN:

EFECTO LITOLOGICO

Zonificación Sísmica por

Fuente Sismogénica

Intensidades IMM

Regionales por Fuente. PGA

MAPA DE AMENAZA SISMICA+ MAPAS DE IMM

Esquema 1: Esquema Conceptual Metodológico de Investigación.


55

El Primero y el último, son procesos de redistribución de la energía que dan

lugar a pérdida de energía aparentes (la energía elástica liberada durante la fractura

no se trasforma en otro tipo de energía sino que únicamente varia su distribución

espacio-temporal), y el segundo es propiamente un fenómeno de disipación de la

energía elástica, en el que está se trasforma en calor recibiendo el nombre de

Atenuación intrínseca HERRAIZ M., 2011. Consecuentemente, entonces, una ley

de atenuación es una relación empírica que describe como el parámetro

representativo del movimiento del terreno-suelo que es dependiente de la magnitud y

la distancia desde el origen al sitio en cuestión, varía con la distancia hipocentral o

epicentral en función de la magnitud, indicado en la figura N° 14.

3.1.2.1 FACTORES DE SITIO.

Cuando, la predicción del movimiento de suelo se realiza desde un contexto

regional atendiendo solamente a la fuente sísmica y propagación de las ondas

sísmicas, esté queda caracterizado en roca o suelo duro, sin que intervengan efectos

locales, fenómeno englobado en el concepto de Efecto de Sitio BOZZO & BARBAT.,

2004. El Efecto de Sitio, básicamente, es la modificación de la señal sísmica debida

Figura 14: Distancias Hipocentrales, Epicentrales y Foco Sísmico. Parámetros fundamentales en la atenuación de las ondas sísmicas desde la zona de ruptura.


56

a la influencia de las condiciones geológicas, topográficas locales durante o después

de la ocurrencia de un terremoto o sismo. Esta modificación consiste en la

amplificación fuerte de la señal así como una mayor duración de la misma y la

modificación de su contenido frecuencial BENITO ET AL., 1999. En términos

ingenieriles, la variación en el contenido frecuencial del movimiento del suelo a

esperar, usualmente con máximos de amplificación en ciertas zonas del espectro de

respuesta, se explica por las propiedades geotécnicas del subsuelo y del basamento

rocoso, fenómeno no abarcado por esta memoria BOLT B., 1989. Este efecto ha

sido conocido por casi 200 años cuando fue puesto en evidencia por Drake en 1815,

al observar diferentes comportamientos en las cercanías de los ríos Mississippi y

Ohio, comparado con emplazamiento más elevados. Durante la secuencia sísmica

de New Madrid de 1811-1812. Las diferencias en la respuesta del terreno debidas a

las condiciones de sitio en Chile, se encuentran en DEL BARRIO P., 1855,

correspondiente a la referencia más antigua: “un movimiento ha de modificarse

siendo conducido por medios diversamente constitutivos ... para pensar que los

efectos de los terremotos llegaran a la superficie más o menos violentos, más o

menos débiles según el estado de agregación del terreno conductor .... I esto es

con efecto lo que parece observarse i que esplica verosímilmente los que respecto

de la provincia de Colchagua hemos observado”

El fenómeno de amplificación del suelo por condiciones geológicas fue puesto

en evidencia en el terremoto de 1985. En donde se reportaron aumentos de 0.5 y 2.5

grados de diferencia en la intensidad entre área relativamente cercanas MELÉNDEZ

P., 1991; ASTROZA & MONGE., 1989. Las mayores amplificaciones se produjeron

en depósitos constituidos por suelos finos y en los depósitos fluviales poco o no

cementados ASTROZA & MONGE., 1991. A partir del levantamiento de daños en

las localidades más afectadas MONGE & ASTROZA., 1989, proponen distintos

incrementos en la intensidad de acuerdo al tipo de suelo indicados en la tabla N°2.

INCREMENTO DE LA INTENSIDAD. MONGE & ASTROZA., 1989.

Tipo de Suelo Incremento con respecto a

la Roca.

Incremento con respecto a

la Grava.

Depósitos de Grava 0.5-1.0 0

Depósitos Coluviales 1.0-2.0 0.5-1.0

Depósitos de Cenizas

Pumicíticas.

1.5-2.5 1.0-1.5

Depósitos Lacustres. 2.0-2.5 1.5 Tabla 2: Incremento de la Intensidad por efecto litológico considerando el Terremoto de 1985.


57

Tales efectos fueron registrados recientemente tras el terremoto de Cobquecura

del 2010. La intensidad reportada en las ciudades más dañadas varío entre 7 a 9

grados en un radio epicentral ~135 Km. La ciudad de Tome y La Florida, emplazadas

sobre sustrato cristalino metamórfico alcanzaron grado 8 (MSK), aumentado 0.5° en

el Concepción, conglomerado urbano. Talca, Cauquenes y Parral, localizadas a 150,

66, 108 km del foco presentaron grado 8, emplazadas sobre relleno artificial,

depósitos aluvio-coluviales y depósitos piroclásticos-fluviales, respectivamente. Las

localidades de Chanco y Empedrado (roca) alcanzaron grado 7 a distancias

epicentrales de 67 y 93 km. El pueblo de Peralillo, constituye otro caso notable,

distante 243 km del epicentro alcanzo grado 8, principalmente por estar emplazada

sobre sedimentos fluviales-volcánicos ASTROZA ET AL., 2010;SERNAGEOMIN.,

2003.

La influencia de la geología superficial puede dominar la amenaza sísmica en el

sitio BORCHERT R., 1994. Si se asume que cerca de la superficie las ondas

sísmicas se propagan verticalmente. Cuando pasan de la roca al suelo o depósito, la

velocidad de propagación es menor y el tren de ondas decelera, pero para mantener

el flujo de energía incrementa su amplitud, este fenómeno se conoce como

impedancia. El suelo al absorber más energía que la roca presenta la tendencia a

amortiguar el movimiento fenómeno llamado atenuación anelástica. Es por ello que el

terreno-suelo no tan sólo puede actuar como un amplificador sino también como

disipador de la energía BOSSO & BARBAT., 2004; SAUTER F., 1989. La

amplificación del movimiento dependerá entonces del balance de estos dos factores,

que son función del espesor de la capa de suelo y el contraste de velocidad. En el

caso que exista un alto contraste entre la velocidad de las ondas en roca y suelo se

produce el fenómeno de resonancia KRAMER S., 1996. En este caso la onda se

refleja en la superficie y se propaga hacia abajo hasta nuevamente rebotar en la roca

hasta quedar atrapada dentro de la capa de suelo. Este efecto aumenta la amplitud

de las ondas y prolonga la duración de la “sacudida sísmica” BOMMER ET AL.,

2001. Los efectos de resonancia se observaron en los edificios altos de Viña del

Mar, emplazados sobre arenas compresibles TRONCOSO J., 1993, tales como los

emblemáticos edificios Acapulco y Hanga Roa. Paralelamente, el fenómeno de la

densificación de arenas sueltas causó asentamientos diferenciales, fallas de vías

férreas de grúas y hundimiento de fundiciones en los puertos de Valparaíso y San

Antonio ACEVEDO Y OROZCO., 1986 y la destrucción de pavimento en Reñaca. El

Puente Lo Gallardo y varias construcciones del centro de San Antonio, fundadas

sobre arena o limo suelto en condiciones de aguas subterráneas superficiales

sufrieron el hundimiento de sus fundaciones.


58

3.1.3 MÁXIMO EVENTO CREÍBLE.

La definición del sismo de control es un procedimiento que varía dependiendo

de los fines que persigan los análisis de peligro sísmico así como de la metodología

utilizada. El método probabilístico necesita la estimación previa de leyes de

recurrencia estadística mediante el uso de catálogos sísmicos asociados a cada falla

o zona sismogenética. Los trabajos de BARRIENTOS S., 1980, MARTIN S., 1990,

ALGERMISSEN ET AL., 1992 y SILVA N., 2008 han estimado magnitudes máximas

probabilísticas para Chile de MMax=8.5 para la fuente Interplaca, de MMax=8.0 para los

terremotos Intraplaca Profundidad Intermedia y una MMax=7.5 para la fuente

superficial Intraplaca. Mientras que los determinísticos, solamente requieren el

conocimiento del terremoto potencial o del terremoto característico.

El máximo sismo potencial es el mayor que puede esperarse en una estructura

o zona, para ser determinado se debe conocer el máximo ocurrido en el pasado.

Esto, resulta a veces problemático dado que el tiempo de registro histórico es más

corto que el intervalo de recurrencia de ese terremoto. Por ello, en la práctica,

cuando no se posee suficiente información geológica, el máximo sismo potencial se

asume como el máximo terremoto que una fuente o falla es capaz de generar dada

sus condiciones sismotectónicas, es decir, el máximo terremoto histórico. Al contrario

cuando se cuentan con antecedentes geológicos es posible la obtención del máximo

terremoto posible, mediante el empleo de correlaciones empíricas entre, por ejemplo,

la longitud o desplazamiento de superficie de falla y la magnitud máxima que es

capaz de generar VILLAMOR & BERRYMAN., 1999; GREEN & HALL., 1994. En

algunas áreas donde las fallas activas o posibles son claramente identificables, la

actividad puede expresarse por medio de un terremoto característico, que representa

los eventos de elevada magnitud que se han producido dentro de un período de

recurrencia similar, por ejemplo cada 200 años. Para el caso, esta memoria utiliza la

máxima magnitud posible para el caso de las fuentes sísmicas Interplaca Tipo Thrust

e Intraplaca Cortical y la máxima magnitud histórica9 para el caso de los terremotos

Intraplaca Profundidad Intermedia. Magnitudes que son obtenidas mediante

relaciones de escalamiento y correlaciones empíricas que relacionan magnitud y

dimensiones espaciales de la superficie de ruptura, detallados en los apartados

siguientes.

9 Magnitud histórica aumentada 0.1 grados. Ver explicación en el apartado 3.2.2.2.


59

3.2 ESCENARIOS DE DISEÑO REGIONAL DE LA AMENAZA SÍSMICA.

3.2.1 PARAMETRIZACIÓN DE FUENTES SISMOGÉNICAS.

Para conocer cuál será el evento máximo posible y que a la vez sea el más

desfavorable se deben revisar condiciones de magnitud máxima, geometrías de

superficie de ruptura, profundidad focal y distancias epicentrales o hipocentral, que lo

producirían, acotando el resultado a los antecedentes de sismos históricos para

fuentes de subducción como la geometría de lineamientos o estructuras activas o

potenciales.

En estricto rigor, un evento máximo creíble no puede ser considerado como el

peor escenario que pueda suceder, sino que el terremoto más desfavorable que

pueda razonablemente ser esperado para la zona sismogénica a la que pertenece

dentro de un umbral característico de magnitud. Sin embargo, dado que está

memoria persigue la determinación de la amenaza sísmica en términos

determinísticos que toma en consideración las relaciones espacio-temporales así

como las condicionantes sismotectónicas reconocidas asume que el evento más

desfavorable será aquel que se corresponde con la máxima magnitud posible para el

caso de las fuentes sísmicas Interplaca Tipo Thrust e Intraplaca Cortical y con la

máxima magnitud histórica para el caso de los terremotos Intraplaca Profundidad

Intermedia.

De acuerdo a la revisión de los antecedentes disponibles precisados en el

Capítulo II, se procedió a la parametrización vale decir, a la definición de los

escenarios de amenaza sísmica regional de acuerdo a los parámetros de foco por

fuente sísmica que permiten la obtención de la magnitud máxima para las fuentes

interplaca e intraplaca cortical.

3.2.1.1 TERREMOTO INTERPLACA.

De acuerdo, a los antecedentes históricos de daño expuestos en el apartado

2.1.2.1 el terremoto de de 1730 se corresponde con el terremoto más desfavorable

correlacionable además con el evento de mayor magnitud evidenciado en la zona de

Valparaíso. Los largos de fractura estimados varían entre los 350 a 560 km

comprendiendo por el norte desde los 30°S hasta los 36°S, por el sur. COMTE ET

AL., 1986, consideran un largo de falla de unos 550 km desde ~30°S hasta los

~35°S, similar al estimado por KELLEHER J., 1972 considerando que el largo de

falla correspondería a la longitud combinada de los Terremotos de 1906 y 1943

(30°S-35°S). BARRIENTOS & KAUSEL., 1993 estiman que el largo de falla no


60

habría sobrepasado la zona de ruptura del Terremoto de Concepción de 1751 (~

34°S ~ 37°S). NISHENKO S., 1985 considera una longitud de falla comprendida

entre los 31°S hasta los 34°S. La distribución de daño registrado señala que esté se

concentro desde la ciudad de la Serena (30°S) hasta la ciudad de Chillán (~37). Sin

embargo, RAMIREZ D., 1988 señala que la zona de Concepción habría estado

localizada fuera de la zona de ruptura concordando con BARRIENTOS & KAUSEL.,

1993. Paralelamente, los estragos habrían sido menores al norte de los 31°S de

acuerdo al relato de BARROS ARANA, 1886. Por lo tanto, en relación a estos

antecedentes se asume un largo de fractura (L) de 450 km comprendido desde los

31°S hasta los 35°S. Asumiendo una velocidad de ruptura de 2.5 km/seg, el tiempo

de duración10 de la fractura habría alcanzado los 180 seg.

Utilizando las relaciones empíricas para determinar la máxima magnitud Ms y

Mw como función de la L, establecidas para grandes terremotos chilenos por

RAMIREZ D., 1988, como:

(1.0)

(1.1)

Los resultados arrojaron para L=450 Km un magnitud máxima Ms=9.0 y

Mw=8.8. Si se considera, además el ancho de ruptura W (150 Km) y el

desplazamiento promedio de falla (8 m) propuesto por NISKENKO J., 1985,

asumiendo que la rigidez de la corteza a los 20 km de profundidad es

BILEK & LAY., 1999, utilizando la relación escalar de

Momento Sísmico AKI K., 1967; siendo , el área de ruptura y

el desplazamiento promedio de dislocación; y la Magnitud de Momento, definida

por KANAMORI H., 1977,

. Se obtiene Mw=8.9.

Dada, la incertidumbre con respecto a la localización epicentral del foco y ante

la relevancia para los estudios de peligro sísmico con respecto a considerar la

distancia más cercana a las asperezas sísmicas distinguibles en el área más que la

distancia al hipocentro se considero asumir como tal a la aspereza dominante

Valparaíso N°2 propuesta por RUIZ & SARAGONI., 2005B; RUIZ S., 2002, localizada

en la zona de asperezas definida por KAUSEL E., 1986; BARRIENTOS & KAUSEL.,

1993, como posible área fuente de los grandes terremotos acaecidos en las costas

de Valparaíso. De esta forma, el escenario de amenaza sísmica utilizado en la

10

Es el tarda la ruptura en afectar a toda la superficie de ruptura igual al cociente entre la longitud de falla y una velocidad estándar de propagación, generalmente entre 2.5 a 3.0 km/seg

2.


61

predicción de la amenaza sísmica determinística para la fuente interplaca tipo thrust,

en adelante TDIT- A, queda definido así:

TERREMOTO DE DISEÑO INTERPLACA TIPO THRUST TDI-A

Xe (°) -33.10

Ye(°) -71.80

L(Km) 450

ANCHO (Km) 150

H (Km) 30

MS 9.0

MW 8.9

MO 162.6 * 1022

AD (M) 8.0

TIEMPO (km/s) 180

Tabla 3: Parámetros de diseño del escenario de amenaza sísmica interplaca tipo thrust. TDIT-A.

3.2.1.2 TERREMOTO INTRAPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA.

En base a los antecedentes descritos en el apartado 2.1.2.2 el terremoto de la

Ligua de 1965 corresponde al sismo característico a nivel regional. Sin embargo,

debido a la ausencia de maremoto, profundidad focal y a las características

tensionales de su mecanismo de foco, el terremoto de Chillán de 1939 junto al

reciente Terremoto de Tarapacá del 2005 con foco a 111 km y Mw=7.9, representan

muy bien a la fuente sismogénica interplaca oceánica SARAGONI & SARRAZIN.,

2006; CAMPOS & KAUSEL., 1990. ASTIZ ET AL., 1988 considera que en el rango

de profundidad entre los 60 a 200 km la magnitud máxima observada para esta

fuente a nivel mundial no supera Ms=8.0, graduación concordante con los máximos

probabilísticos señalados anteriormente y con la magnitud Ms=8.3 asignada por

LOMNITZ., 2004 al terremoto histórico de 1939. Paralelamente, para el caso del

terremoto intraplaca intermedia, a mayor profundidad existe dominio de alta

frecuencia y con ello mayores valores de aceleración, por ende mayores niveles de

destructibilidad en el área epicentral LARRAIN & SARAGONI., 2005; ASTROZA ET

AL., 2002.

Considerando, lo expuesto y que las magnitudes máximas (MMáx.) históricas

presentan una constante igual a M=7.9 con un umbral máximo de 8.3, se optó por

aumentar en 0.1 grados de magnitud a la Mmáx histórica, quedando por el lado seguro

de las observaciones. Por lo tanto, la predicción de la amenaza sísmica

determinística para la fuente interplaca profundidad intermedia queda definida por los


62

parámetros focales indicados en la tabla N° 4, considerados para un terremoto con

epicentro terrestre en la zona de la Ligua a una profundidad focal de 111 km de

Ms=8.0 similar al terremoto de Chillán y Tarapacá.

TERREMOTO INTERPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA TDO-B

Xe(°) -32.49

Ye(°) -71.36

H(Km) 111

Mw 8.0

TIEMPO (km/s) 80 Tabla 4: Parámetros de Diseño del Escenario de Amenaza Sísmica Intraplaca Profundidad intermedia.

TDIO-B.

3.2.1.3 TERREMOTO INTRAPLACA CORTICAL.

Para el caso de la esta fuente sísmica, el primer procedimiento consistió en

elaborar un entorno digital de procesamiento en el SIG. Como paso previo, las trazas

reconocidas por SABAJ R., 2008 en el segmento de la Cordillera de la Costa entre

los 33°-35°S, de más de 30 km, en formato imagen se georeferenciación mediante la

herramienta Georeferencieng disponible en ArcGIS-ArcInfo, al sistema de referencia

utilizado (Proyección U.T.M, Huso 19 S, Datum WGS-84) y digitalizaron utilizando la

aplicación Editor Options, con el fin de obtener una cartografía representativa.

De acuerdo, a los estudios realizados por WELL & COPPERSMITH., 1994 para

determinar el segmento de ruptura para eventos de esta naturaleza, se considera

escenarios creíbles la mitad y un tercio del largo de falla total, aun que la escena más

desfavorable seria que “rompiera” todo el segmento. Por ello, se asume en está

memoria, que la falla romperá en la mitad de su largo, quedando así representada

por un punto medio correspondiente al centroide de la longitud del segmento. Los

pasos seguidos se presentan en el esquema N°2. Las trazas seleccionadas de más

de 30 km y que además, presentan actividad en forma de afectación a rocas o

depósitos post-mioceno o que coinciden con rasgos morfológicos, del o en el paisaje

de acuerdo a los señalado en el apartado 1.2.4 y 2.2.3 con sus respectivos

centroides (CT) se indica en la tabla N° 5. Si bien, todas las trazas seleccionadas

cumplen ambas condiciones, se opto por elegir a aquellas reconocidas como fallas

activas y de relevancia regional, vale decir, la Falla de Melipilla, Falla Puangue y

segmento N°4 de la Falla de Marga-Marga, representadas en la figura N°15.


63

Nombre Largo Superficial CT

X Y

Melipilla (Oeste) 48.3 33.66 71.25

Pino de Mar 42.7 33.49 71.51

Falla Puangue 36.0 33.70 71.39

Estero Aranda 35.3 33.17 71.27

Cordón los Amarillos 32.8 33.28 71.35

Marga-Marga (4) 31.4 33.21 71.26

Valparaíso-Curacaví 30.5 33.24 71.39 Tabla 5: Largo superficial y Centroide de Trazas activas y potenciales de más de 30 km localizadas en la Cordillera Costera (33°-33.75°S)

Considerando los valores y regresiones realizadas a partir de observaciones de

fallas superficiales a escala mundial propuesta por WELL & COPPERSMITH., 1994 y

por KONSTANTINOU ET AL., 2005 en el mediterráneo. Fue posible la estimación de

la magnitud máxima posible para cada estructura, presentadas en la Tabla N° 6.

Georeferenciación

Georeferencieng

Digitalización Vectorial.

Editor Options.

Cartografía: Mapeo de Trazas

activas y EPA.

Centroide.

Data Base.

Estructuras Costeras activas y

EPA.

SABAJ R., 2008

Antecedentes de

Neotectónica (33°-33.75°S)

Esquema 2: Pasos metodológicos de procesamiento en SIG para la obtención de estructuras activas o EPA costeras.


64

WELL & COPPERSMITH., 1994

FALLA TIPO L

(Km)

Mw AD

(cm)

RW

(Km)

S

(Km2)

Mo

(Dn/cm)

Mw*

(Mo)

Marga-Marga R 31.4 6.8 31.4 15.4 484.9 4.6E+20 6.6

Melipilla R 48.3 7.1 48.3 19.2 925.2 1.3E+21 6.9

Puangue N 36 6.9 36 10.2 368.4 4E+20 6.6

KONSTANTINOU ET AL., 2005

Marga-Marga R 31.4 6.9 31.4 17.3 542.6 5.1E+20 6.7

Melipilla R 48.3 7.2 48.3 22.8 1099.3 1.6E+21 7.0

Puangue N 36 7.0 36 11.3 407.0 4.4E+20 6.6

Tabla 6: Estimación de magnitudes máxima posibles para las estructuras corticales seleccionadas.

La magnitud momento se obtuvo mediante la fórmula propuesta por WELL &

COPPERSMITH., 1994 para mecanismo inverso (R) y normal (N) así:

(1.3)

(1.4)

Paralelamente, se calculo Mw* en función de Mo para lo cuál se recurrió a

relación AKI K., 1967; siendo , el área de ruptura y el

desplazamiento promedio de dislocación en; y la Magnitud de Momento, definida por

KANAMORI H., 1977,

. El ancho se obtuvo mediante la

relación (downdip rupture width) como función de , así:

(1.5)

(1.6)

El se cálculo de acuerdo a la relación , citada en SHOLZ C.,

1982, que para todos los casos proporciona valores más pequeños que los obtenido

en la relación definida por WELL & COPPERSMITH., 1994. La relación de

KONSTANTINOU ET AL., 2005 no discrimina entre mecanismos de falla, no

obstante, arroja los mayores valores posibles para todas las estructuras, por lo

tanto esta correlación será la utilizada.

(1.7)


65

En virtud de los resultados, la falla de Melipilla se corresponde con la máxima

magnitud momento Mw=7.2 y con ello, en el escenario de daño más desfavorable,

seguido por la Falla Puangue con Mw=7.0. No obstante, el centroide de falla se

localiza fuera del límite regional de análisis por consiguiente, las zonas más

posiblemente afectadas corresponderían a la Región Metropolitana (Melipilla,

Pomaire, El Monte) y en menor cuantía, a la región de Valparaíso (Leyda,

Cuncumén), si se asume un radio de acción entre 10 a 15 km, similar al observado

en el Terremoto de las Melosas de 1958.

Por lo cuál, se opta por seleccionar a la Falla de Marga-Marga (Segmento 4)

debido a que el centroide de falla se localiza cercano a asentamientos humanos

ubicados en el eje poblacional regional Valparaíso-Viña del Mar-Quillota. Por lo cuál,

se asume la ocurrencia de un terremoto intraplaca cortical con epicentro terrestre

Figura 15: Fallas activas localizadas en la Cordillera de la Costa entre los 33°-33.75°S. Seleccionadas para el diseño del escenario de amenaza Intraplaca

cortical.


66

localizado en la Falla de Marga-Marga de magnitud momento Mw=6.9 con una

distancia focal de 10 Km y tiempo de ruptura total de 12.6 km/s2, similar el terremoto

histórico de las Melosas, para realizar la predicción de la amenaza sísmica regional.

Los parámetros focales del terremoto intraplaca cortical se exponen en la tabla N°7.

TERREMOTO DE DISEÑO INTERPLACA CORTICAL TDIC-C

Xe (°) -33.21

Ye(°) -71.26

L(Km) 31.4

ANCHO (Km) 17.3

H (Km) 10

MS -

MW 6.9

Mo 1.6 * 10 21

AD (M) 0.34

TIEMPO (km/seg) 12.56 Tabla 7: Parámetros de Diseño del Escenario de Amenaza Sísmica Intraplaca Cortical. TDIO-B.

En síntesis, tras el proceso planteado se obtuvieron tres escenarios de

amenaza sísmica por fuente sismogénica: Escenario de Amenaza Sísmica Interplaca

Tipo Thrust (en adelante, TDIT-A); Escenario de Amenaza Sísmica Intraplaca

Profundidad Intermedia (en adelante, TDIO-B); y Escenario Intraplaca Cortical (en

adelante, TDIC-C). A partir de los cuales se procede a la obtención de la máxima

aceleración del suelo e intensidades asociadas, proceso detallado en el apartado

siguiente.

3.2.3 DETERMINACIÓN DE LA ACELERACIÓN MÁXIMA DEL SUELO.

Tal y como se menciono anteriormente, en este estudio se entiende como Ley

de Atenuación a la relación que liga la aceleración máxima horizontal11 del suelo en

roca (en adelante PGA) con la magnitud y la distancia entre la fuente sísmica y el

sitio. La atenuación de las dos fuentes sísmicas: subducción e intracontinental, sigue

leyes diferentes debido a las particularidades sismogénicas, siendo necesario utilizar

distintos tipos de atenuación de la PGA para la obtención posterior de la zonificación

sísmica y planos de intensidades. Empero, se precisa como paso preliminar la

modelización espacial del espacio regional de análisis, detallado a continuación.

11

Concepto explicado en el Glosario Anexo.


67

3.2.3.1 DEFINICIÓN Y MODELIZACIÓN ESPACIAL DEL ÁREA REGIONAL DE

ÁNALISIS.

La predicción de los valores de la PGA por fuente sísmica precisa como paso

previo la delimitación espacial del área de análisis, que permita, de esta manera el

trabajo posterior dentro del entorno de los Sistemas de información Geográfica

(Geographical Information Systems). Para la obtención final de los mapas regionales

de peligro sísmico y de intensidades asociadas.

La delimitación espacial del área regional se realizó en el modulo ARCMAP del

software ARGIS 2010 en el cuál se creó un entorno de trabajo, para el cuál se definió

como origen del sistema de coordenadas la intersección de los 31.9° de latitud sur

con los 71.91° de longitud oeste. La obtención de la PGA en roca se realizó mediante

la implementación de un shape de puntos representativo de la Región de Valparaíso,

construida a través de la extensión X Tools Pro 8.1, indicado en la figura N°15, para

los cuales se hacen los siguientes supuestos:

1. El área de interés para el

cálculo de la amenaza sísmica

queda delimitada por el

reticulado definido por el Km

6462923. 75 N (31.93°S) -

224666.88 E (71.91°W) hasta el

Km 6237784.07 N (33.99°S) -

409781.58 E (69.97°W).

2. Cada punto de

intercepción de la grilla es

equidistante entre sí cada 5 km,

con lo cuál el reticulado de la

malla está conformado por 1665

sitios de 25 km y define un sitio

regional en concreto a partir de

sus coordenadas Xs e Ys.

Figura 16: Mapa de puntos representativo de la región de Valparaíso a utilizar para la obtención de la PGA en roca.


68

Para cada escenario sísmico de diseño se elabora un shape de puntos

representativo, que es atributado con los respectivos parámetros focales,

obtenidos mediante la aplicación de los procedimientos expuestos en los

apartados 3.2.1.1, 3.2.1.2 y 3.2.1.3. A modo de ejemplo, en la figura N°16 se

indica el procedimiento para el caso del escenario TDIT-A.

Posteriormente, el shape atributado con los parámetros focales por escenario

sísmico se convierte al formato nativo tbt del software ILWIS 3.3 ACADEMIC

mediante la extensión Import/Export, con el objeto de obtener las distancias

epicentrales, hipocentrales de cada punto representativo regional con respecto al

epicentro de cada terremoto de diseño, a través de la línea de comando del

módulo Table Operations mediante los siguientes algoritmos matemáticos que

permiten la obtención de la distancia epicentral (De) e Hipocentral (R), así:

(1.8)

(1.9)

Siendo, Xe e Ye, las coordenadas del epicentro, Xs e Ys, las coordenadas del

sitio y H, el hipocentro.

Figura 17: Atributación de shape de puntos representativo con los parámetros focales del TDIT-A.


69

A partir de estos parámetros junto con la magnitud máxima estimada se

procedió al cálculo de la aceleración máxima horizontal del suelo en condiciones de

roca para cada escenario planteado, a modo de ejemplo, su obtención en el entorno

de ILWIS 3.3 se indica en la figura N°17, utilizando el mismo procedimiento señalado,

mediante la selección preliminar de la Ley de Atenuación más idónea con respecto al

tipo de fuente sismogenética, privilegiando formulas diseñadas, de acuerdo, a la

naturaleza sísmica y geológicas nacionales, a excepción de la fuente cortical.

Para el escenario TDIT-A, se selecciono la Ley de Atenuación propuesta por

RUIZ & SARAGONI., 2005. Los aludidos encontrarón las primeras fórmulas de

atenuación para Chile de la aceleración (AH), velocidad y desplazamiento a partir de

registros sísmicos que consideran sólo los datos de una determinada región,

separados por el tipo de subducción: interplaca e intraplaca oceánica y obtenidos en

distintas condiciones de suelo, determinando así curvas de atenuación particulares,

de acuerdo, a una clasificación dinámica del suelo (UBC-1997) basada en la

velocidad de corte Vs, correspondiente a roca dura y roca-suelo

duro o roca frágil , así:

(2.0)

La Ley de Atenuación seleccionada para el escenario TDIO-B corresponde a la

relación propuesta por RUIZ & SARAGONI., 2005, para roca y suelo duro

que incluyen los datos del Terremoto de Tarapacá del 2005, así:

(2.1)

La relación de Atenuación escogida para el escenario TDIC-C corresponde a la

ley propuesta por PO-SHEN LIN ET AL., 2010, para condiciones de roca (r) y suelo

(s), para localizaciones ubicadas sobre la caja del techo (Hanging –Wall) y bajo la

caja del Techo (Footwall), válida para distancias sobre los 10 km.

(2.2)


70

Para este escenario en particular, la distancia utilizada fue la propuesta por

JORNER & BOORE., 1981 (Djb), que es una de las distancias métricas más

utilizadas y recomendada para fuentes corticales. Definida, como la distancia de la

proyección vertical de la superficie de la falla a la superficie de la Tierra, por lo tanto

Djb, es nulo donde el sitio está directamente sobre la porción de ruptura de la falla,

así:

(2.3)

Tras el procedimiento, expuesto cada capa vectorial atributada con la PGA,

previa trasformación12 de los valores en gals (cm/seg2) a % de la gravedad g,

en roca por terremoto de diseño se re-convirtió a formado nativo shp para ser

trabajado en el módulo Geostatistical Analyst incorporado en ArcMap ArcInfo, con

el objeto de proceder a la interpolación de cada shape representativo y así

obtener valores de la aceleración en toda el área de análisis que permitan

12

1 gals= 1 cm/seg2= (1cm/seg

2/981)=% g.

Línea de

Comando.

Aplicación

Algoritmo

matemático

s

Módulo Table Operations.

Figura 18: Procedimiento de cálculo de la PGA en roca para el caso del escenario TDIT-A en ILWIS 3.3.


71

posteriormente aplicar los factores de corrección por condiciones geológicas.

Previo, al procedimiento de interpolación la data fue explorada con el objeto de

reconocer su distribución estadística y la presencia de tendencias espaciales y

con ello, mejorar el proceso de predicción posterior.

En todos los casos, el Histograma presentó una distribución asimétrica (positiva

o negativa) por lo cuál la data fue normalizada mediante trasformación

logarítmica. A modo de ejemplo, la figura N° 18 indica el procedimiento para el

caso del escenario TDIT-A.

Similarmente, la

extensión Trend Analysis

reportó, dos curvas

fuertemente marcadas de

orientación N-S y E-W, para

todos los casos, por lo tanto

se opto por remover una

tendencia cuadrática de 2°

Orden.

Figura 19: Histograma con los datos sin (izquierda) y con normalización (derecha), representativa del escenario TDIT-A.

Figura 20: Ejemplo de tendencias espaciales obtenidas en Trend Analysis para el caso del TDIT-A.


72

Normalizada, la data por escenario sísmico y asumiendo conocida la

muestra, se selecciono el método Kriging Simple13 para la predicción de los

valores en roca de la PGA. Los modelos utilizados fueron el Esférico (dado que

es él que teóricamente alcanza la meseta) y Stable (por defecto del sistema). En

ambos casos, el Semivariograma considera la anisotropía y el valor del Partial

Sill, estimados de manera interactiva hasta alcanzar la mejor aproximación de la

nube de puntos a la recta. Para el caso del escenario TDIT-A, los resultados

gráficos se indican en la figura N°20.

El criterio de selección se basó en aquél modelo que minimizara el error en los

13

Concepto explicado en Glosario Anexo.

A

B

Figura 21: Ejemplo de proceso de Interpolación en el módulo Geoestatistical Wizard para el escenario TDIT-A. A) Semivariograma del modelo Esférico. B) Semivariograma modelo Stable.


73

coeficientes RMS (Root mean square), RMSS (Root Mean Estándar) y ASE

(Average Estándar error). De los resultados obtenidos, el modelo más idóneo

resulto para todos los escenarios de daño ser el Esférico, por lo cuál fue el

seleccionado para realizar la predicción de la PGA, valores indicados en la tabla

N° 8.

Escenario Modelo (RMS) (RMSS) (ASE)

TDIT-A Stable 0.003 1.76 0.002

Esférico 0.003 0.29 0.017

TDIO-B Stable 0.0001 0.15 0.001

Esférico 0.0003 0.08 0.005

TDIC-C

Stable 0.001 0.98 0.0009

Esférico 0.001 0.046 0.005 Tabla 8: Resultados del proceso de interpolación utilizando el modelo Esférico y Stable para los

escenarios TDIT-A, TDIO-B y TDIC-C.

3.2.4 PONDERACIÓN DE FACTORES DE AMPLIFICACIÓN GEOLÓGICA.

De los procedimientos anteriormente citados, se obtuvieron 3 raster de

aceleración máxima horizontal el suelo en porcentaje de la gravedad % g en

condiciones de roca, a modo de ejemplo la figura N°21 representa la PGA para el

escenario TDIT-A, a utilizar para la elaboración del mapa final de Amenaza Sísmica e

Intensidades de Mercalli, previa corrección de la PGA, por efecto litológico.

Si bien, los estudios de

Microzonificación Sísmica tienen

como objetivo la predicción del

movimiento del suelo a esperar en un

emplazamiento tras la ocurrencia de

un evento sísmico a escala regional,

basado en la evaluación de los

factores que interfieren en su

propagación desde el foco sísmico

Figura 22: Raster de la PGA en roca para el escenario TDIT-A, obtenido mediante los pasos metodológicos descritos.


74

hasta el basamento rocoso mediante la aplicación de Leyes de atenuación del

parámetro representativo, esta memoria opta por incluir el efecto de la geología

sobre la transferencia de la excitación sísmica desde el basamento rocoso hasta la

superficie, y con ello, incorporar el efecto de amplificación de las capas superficiales

sobre la aceleración máxima. Un estudio completo, de dicho efecto, requiere no sólo

la incorporarse de las propiedades geológicas y dinámicas del material sino además

la geometría de las irregularidades topográficas así como la composición y dirección

de la radiación de onda incidente en la base rocosa, no obstante, cuando el análisis

se realiza para área extensas, como es muestro caso, este enfoque es inviable e

imperiosamente se deben adoptar simplificaciones tales como acudir a

clasificaciones más o menos sencillas de la geológica superficial regional o de la

topografía y adoptar factores de amplificación sobre el movimiento, que permitan

estimar los niveles esperados, una vez incluidas las condiciones del área en

cuestión.

Dado, lo anterior la ponderación de los Factores de Amplificación Geológica

(en adelante FAG) se realizó mediante la clasificación, en base a los criterios

descritos por BORCHERDT D., 1994, VAN WESTEN., 2003 y TSIGE ET AL., 2006

indicadas en la tabla N° 9, de las formaciones y unidades geológicas superficiales

identificadas y cartografiadas por SERNAGEOMIN., 2003.

Debido a que si bien,

ARGEMISEL ET AL., 1992

proponen FAG, basada en la

observación de la respuesta

sísmica regional durante el

Terremoto de 1985, considerando

la naturaleza geotectónica

regional, y por ello, idónea para

realizar el procedimiento de

corrección, indicada en la figura

N°22, se descarto su utilización

dado que unidades intrusivas y

formaciones sedimentarias con

diferente naturaleza y dinámica

Figura 23: Factores de amplificación geológica propuestos por ARGEMISEL ET AL., 1992. Entre los 31°-35°S.


75

litológica son homogenizadas, de acuerdo, a lo expuesto en el apartado 2.1.2.1

Capitulo II. Representadas en la figura con el valor=0. En la cuál, también es posible

advertir que los valores fluctúan entre 1.5 y -2.0 interpretándose estos coeficientes,

como una acción amplificadora o deamplificadora. Observándose, además, una

desamplificación de -2.0 en la zona correspondiente al Batolito Costero así como un

incremento de 0.75 para los depósitos sedimentarios, correspondiéndose con los

valores propuestos por MONGE & ASTROZA., 1986.

FACTORES DE AMPLIFICACIÓN GEOLÓGICO.

BORCHERDT D., 1994

CLASE TIPO GEOLÓGICO FAG

SC-Ia

Rocas muy Duras: rocas

volcánicas, Lavas, calizas y

dolomías, areniscas. Terciarias.

0.9

SC-Ib Areniscas y Conglomerados

Cretácicos –Terciarios. Calizas o

Dolomías

1.0

SC-III Depósitos Plio-Cuaternarios: finos

limo-arcillosos sin grava,

depósitos aluvio-coluviales.

1.6

TSIGE ET AL., 2006

I

Rocas Ígneas, basalto.

Metamórficas del Paleozoico,

Jurásico-Triásico, Esquistos,

Dacitas. Rocas muy duras y poco

fracturadas.

0.8

IIa

Rocas Sedimentarias de distinta

edad y origen: Calizas,

Conglomerados, Areniscas del

Jurásico.

1.0

IIIb Suelos no cohesivos poco

cementados cuaternarios.

1.5

VAN WESTEN., 2003

I Suelo no consolidado del

Cuaternario 1.4

II Roca Blanda (Soft Rock).

Mesozoico. 0.70

Tabla 9: Factores de Amplificaciones Geológico propuestos por BORCHERDT D., 1994, VAN WESTERN., 2003 y TSIGE ET AL., 2006.

De la tabla N°9, es posible advertir diferentes “clases geológicas tipos”

representativas de un tipo de roca, formación o suelo especifico con sus respectivo

factores de amplificación asignados por distintos autores. Cada valor fue promediado

atendiendo a lo señalado y al tiempo geológico asignado, indicado en la tabla N°10.


76

La clase SC-III, fue descartada dado a que en general la naturaleza

granumétrica nacional es de tipo gravosa. Y asignado a cada unidad geológica

regional identificada, considerando sus características litológicas y edad, con el

objeto de corregir la aceleración máxima horizontal en roca, obtenida para cada

escenario sísmico.

FACTORES DE AMPLIFICACIÓN GEOLÓGICO A UTILIZAR.

TIEMPO GEOLOGICO TIPO FAG

CUATERNARIO

Suelos no Cohesivos. Arenas, Gravas,

limos-arcillas.

1.5

PALEOZOICO-TRIÁSICO

Intrusivos Ígneos Duros y Blandos y

Basamento Metamórfico.

0.75

JURÁSICO

Rocas Sedimentarias Blandas y Duras:

Areniscas, Conglomerados, Calizas,

Dolomías

1.0

TERCIARIO. Secuencias Volcánicas, Sedimentarias

y Lavas.

0.95

Tabla 10: Factores de Amplificación Geológico a utilizar para la corrección de la PGA.

Para llevar a cabo la rectificación, previamente fue necesaria la obtención de un

layer representativo de la geología de la región de Valparaíso. Dentro del entorno de

trabajo SIG, se procedió a georeferenciación del Mapa Geológico de Chile, escala

1:10000000, al sistema de referencia usado mediante la herramienta

Georeferencieng disponible en la barra de herramientas de ArcMap-ArcInfo 2010.

Una vez, obtenida la data digital base, el procedimiento consistió en la elaboración

de una capa vectorial tipo polígono representativa de cada unidad geología

distinguible obtenido mediante la aplicación Editor Options. La cuál fue atributada con

respecto a las propiedades litológicas, tiempo, tipo geológico y el Factor de

Amplificación asociado, FAG. Del procedimiento se obtuvo un mapa geológico

regional vectorial, presentado en el ANEXO N°2.

En esta memoria la amplificación se entiende como el producto de la PGA en

roca (AH) por el FAG, respectivo, mediante el siguiente algoritmo, propuesto por VAN

WESTEN., 2003.

(2.4)

Por lo cual, se precisa de algunos pasos más para la obtención de un producto

que permita la elaboración de la zonificación sísmica regional. El paso, siguiente,

entonces consintió en la rasterización del mapa vector obtenido atendiendo al

atributo FAG, mediante la aplicación de la herramienta Conversión Tools disponible

en ArcToolbox. Con lo cual se obtuvo un raster con los factores de amplificación,


77

posible de procesar en la herramienta Raster Calculador (ArcToolbox) mediante el

empleo del Algebra de Mapas, para la obtención final de la aceleración máxima

horizontal del suelo corregida por efectos de amplificación litológico (AHC) como el

producto entre el raster PGA y el raster FAG, indicado en la figura N°23.

Algebra de

Mapas.

Raster

Calcutator.

PGA en

Roca. AH

Factores de

Amplificación

Litológico.

FGA.

PGA

corregido.

AHC.

AHC=AH*FGA.

Figura 24: pasos metodológicos pasos metodológicos de procesamiento en SIG para la obtención de la PGA corregida por efectos geológicos.


78

El procedimiento descrito se realizó con cada raster de AH obtenido por

escenario sísmico de diseño. Los pasos metodológicos seguidos en el entorno SIG,

se indican en el esquema N°3, presentado a continuación.

3.3 ZONIFICACIÓN DE LA AMENAZA SÍSMICA REGIONAL.

Tras la consecución de todos los procedimientos descritos, y junto con ello, la

obtención de la data requerida, vale decir, la aceleración máxima rectificada dado

que fue el parámetro seleccionado para representar el movimiento del suelo, se

procedió a la determinación de la Amenaza Sísmica Regional por escenario sísmico

sismogénico de diseño, considerando la Escala de Peligrosidad definida por

Vectorización. Unidades

Geológicas.

Factores de Amplificación

Referencia.FGA

Georeferenciación Data.

Georeferencing.

Data Base de Procesamiento Digital entorno

ArcMap- ArcInfo.

Mapa Geológico

de Chile.

SERNAGEOMIN.

Características Litológicas,

Tiempo

Geológico, FAG.

Atributación

Rasterización. FAG.

PGA en roca

Corregido. AHC

Algebra de Mapas.

Raster Calcutator.

AH* FAG.

Esquema 3: Procedimiento metodológicos de procesamiento en SIG para la obtención de la PGA corregida por efectos litológicos.


79

GSHAP., 199914 (Global Seismic Hazard Assessment Program), indicada en la figura

N° 24.

Esta escala ha sido

definida mundialmente para

la evaluación probabilística

regional de la amenaza

sísmica. En ella, la PGA es

calculada en condiciones de

roca 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.

De acuerdo, a los valores

y a la zonificación nacional

establecida por la NCh 433

Of. 1996 Modificada al 2009-

D.S N°60: “Diseño Sísmico

de Edificios”, la región

costera y de los Valles

Transversales se localizan

dentro de la Zona 3, indica en

la figura N°25, considerada

como de alto peligro, con

valores de aceleración

efectiva A0 ≥ 0.40 % g, mientras que el área cordillera se clasifica dentro de la Zona

2, definida como de peligro moderado con 0.40 %g > A0 > 0.30 %g, ambas clases

definidas con respecto a la Aceleración máxima efectiva, Ao15

Si bien, la Ao definida como un valor de seudoaceleración espectral, no presenta

un significado físico claro de daño resulta más confiable que la aceleración máxima

para definir la respuesta estructural y el patrón espacial de daño potencial de un

terremoto dado que está asociado a la parte significativa del movimiento del suelo

LAPORTE M., 2006, dado que la PGA es un indicador inestable debido a que no

14

Disponible: http://seismo.ethz.ch/GSHAP/. 15

Concepto detallado en el Glosario Anexo.

Figura 25: 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.

http://seismo.ethz.ch/GSHAP/


80

refleja las aceleraciones presentes en la sacudida sísmica sino tan sólo las

asociadas a uno o dos impulsos, además, está asociada a frecuencias de onda muy

elevadas por lo que los espectros de respuesta diseñados a partir de ella tienden a

“no ajusta” para períodos superiores a 1 s HERRAÍZ M., 2011;MUALCHIN L., 2004,

no obstante, es el parámetro más utilizado en la práctica para caracterizar los

movimientos del suelo, y coincide con los valores de la aceleración espectral pico

adoptados por la Nch 433.

Fundamentos que permiten optar en está memoria por el uso de la escala de

peligrosidad definida por la PGA por

GSHAP., 1999, para la determinación

de la Amenaza Sísmica Regional. Para

lo cual, se estableció el valor de >0.4

% g para un grado de peligro muy

alto, entre 0.24 a 0.40 % g para un

grado de peligro alto, de 0.08 a 0.24

%g para un grado de peligro

moderado y < 0.08 % g para un grado

de peligro bajo, indicados en la tabla

N°11.

ESCALA DE AMENAZA SÍSMICA.

PGA % g Calificación

0.0-0.08 LOW HAZARD

0.08-0.24 MODERATE HAZARD

0.24-0.40 HIGH HAZARD

> 0.40 VERY HIGH HAZARD Tabla 11: Escala de graduación de la Peligrosidad en términos de la PGA (% g) definida por GSHAP., 1999.

Figura 26: Zonificación Sísmica Nacional, para las regiones IV, V, VI, VII, VIII, IX, X, XIV Y Metropolitana. Nch 433. Of 1996. Se observa que la Región de Valparaíso se encuentra tanto en la zona 3 (zona de alto peligro) con valores de aceleración efectiva igual o mayor 0.4 g, como en la Zona 2 (Zona de peligro moderado) con valores mayores a 0.2 g pero menores a 0.40 g.


81

Los mapas de Peligro Sísmico Regional por escenario sísmico de diseño fueron

obtenidos mediante la reclasificación de los valores de los raster AHC mediante la

aplicación de la herramienta Reclassfy disponible en Arctoolb del entorno de ArcMap-

ArcInfo, de acuerdo, a la escala de peligrosidad señalada.

3.3.1 PLANOS DE INTENSIDAD DE MERCALLI.

Los planos posibles de la intensidad de Mercalli Modificada (IMM) se obtuvieron

mediante la conversión de los valores de la aceleración máxima corregida AHC a

valores de IMM aplicando el siguiente algoritmo, propuestos por TRIFUNAC &

BRADY., 1975, así:

(2.5)

Aplicando, el mismo procedimiento utilizado para la obtención de la AHC dentro

de ArcMap-ArcInfo, mediante la aplicación de la fórmula señalada en la línea de

comando de Raster Calcutator, utilizando para ello las operaciones aritméticas y

logarítmicas (Math) disponibles. Con lo cuál, fue posible la obtención de 3 planos de

intensidades asociadas a cada escenario sísmico de diseño, vale decir, para TDIT-A,

TDIO-B y TDIC-C.


SÍSMICA Y PLANOS DE INTENSIDAD DE MERCALLI REGIONALES.

82

4.1 MAPAS DE PELIGRO SÍSMICO DETERMINÍSTICO REGIONAL.

La Zonificación Sísmica Determinística obtenida permitió la sectorización de

la Región de Valparaíso en unidades homogéneas, en donde es posible esperar

iguales valores de aceleración máxima y por consiguiente, del movimiento del

suelo junto a patrones de daños diferenciados, con respecto, a las Intensidades

asociadas, tras la ocurrencia de los terremotos de diseño definidos, de acuerdo,

al ambiente sismotectónico y geotectónico regional. Los valores umbrales

máximos y mínimos de los parámetros representativos obtenidos se indican en la

Tabla N°12. Los resultados por escenario sísmico alcanzados se indican a

continuación.

4.1.1 ESCENARIO INTERPLACA, TDIT-A.

Frente, a la ocurrencia de un Terremoto Interplaca tipo Thrust con epicentro

marítimo localizado a 18 kilómetros de la “Zona D”16 de la comuna de Valparaíso,

de magnitud superficial Ms=9.0 a 30 kilómetros de profundidad con una duración

total de ruptura de 180 segundos, similar al Terremoto de Valparaíso de 1730,

los valores máximos de la aceleración alcanzarían los 2.0 %g con un mínimo de

0.18%g e intensidades IMM regionales entre 11 a 7.5 grados. La zonificación

regional e intensidades asociadas a este escenario, se representan en los Mapas

N°1 y N°2.

4.1.2 ESCENARIO INTRAPLACA PROFUNDIDAD INTERMEDIA, TDIO-B.

Frente a la ocurrencia de un Terremoto Intraplaca Profundidad Intermedia

similar a los Terremotos de Chillán de 1939 y Tarapacá del 2005, a 111

kilómetros de profundidad con epicentro continental posible en la Zona de la

Ligua de magnitud momento Mw=8.0 con una duración total de ruptura de 80

segundo, los valores máximos de la aceleración alcanzarían los 1.1 %g con un

mínimo de 0.17 %g e intensidades IMM entre 10 a 7.0 grados. La zonificación

16

Polígono conformado por las calles Hontaneda, Uruguay, Rancagua y Victoria localizado en el antiguo

Barrio Del Almendral, asociado a un zócalo arenoso de más de 300 metros de profundidad catalogado como tal por PERETTA ., 1988. Caracterizado históricamente por presentar la “peor” respuesta sísmica tras los terremotos de 1906 y 1985.



83

regional e intensidades asociadas a este escenario, se presentan en los Mapas

N°3 y N°4.

4.1.3 ESCENARIO INTRAPLACA CORTICAL, TDIC-C.

Frente a la ocurrencia de un Terremoto Intraplaca Cortical Costero con

epicentro continental posible en la Falla de Marga-Marga de 10 kilómetros de

profundidad de magnitud momento Mw=6.9 con tiempo total de ruptura de 13

segundos, similar al Terremoto de las Melosas de 1958, los valores máximos de

la aceleración alcanzarían los 0.52 %g con un mínimo de 0.01%g e

intensidades IMM entre 9.0 a 3.0 grados. La zonificación regional e intensidades

asociadas a este escenario, se presentan en los Mapas N°5 y N°6.

Escenario de

Diseño. PGA % g

(Máx.)

PGA % g

(Mín.)

IMM

(Máx.)

IMM

(Mín.)

TDIT-A 2.0 0.18 11.0 7.5

TDIO-B 1.1 0.17 10.0 7.0

TDIC-C 0.52 0.01 9.0 3.0 Tabla 12: Valores umbrales de la PGA corregida e Intensidades por escenario sísmico, obtenidas.



84

I. MAPA N°1: ZONIFICACIÓN SÍSMICA DETERMINÍSTICA PARA LA

REGIÓN DE VALPARAÍSO. ESCENARIO TDIT-A.



85

II. MAPA N°2: MAPA DE INTENSIDADES DE MERCALLI MODIFICADA

PARA LA REGIÓN DE VALPARAÍSO ASOCIADA AL ESCENARIO

TDIT-A.



86

III. MAPA N°3: ZONIFICACIÓN SÍSMICA DETERMINÍSTICA PARA LA

REGIÓN DE VALPARAÍSO. ESCENARIO TDIO-B.



87

IV. MAPA N°4: MAPA DE INTENSIDADES DE MERCALLI MODIFICADA


TDIO-B.



88

V. MAPA N°5: ZONIFICACIÓN SÍSMICA DETERMINÍSTICA PARA LA

REGIÓN DE VALPARAÍSO. ESCENARIO TDIC-C.



89

VI. MAPA N°6: MAPA DE INTENSIDADES DE MERCALLI MODIFICADA


TDIC-C.


90


5.1 DISCUSIÓN.

La determinación de la Amenaza Sísmica para la Región de Valparaíso se

desarrolló mediante la aplicación de la metodología Determinística. Este método

presenta algunos inconvenientes propuestos por varios autores tales como

LOPEZ ARROYO & ESPINOZA., 1978, AMBRASEYS H., 1983. Establecer que

la sismicidad futura será igual a la pasada, es el primero. Esto supone admitir

que el mayor terremoto registrado, en la historia sísmica de una zona en

cuestión, no será sobrepasado en el futuro. Esto no tiene por qué ser cierto. Por

ejemplo, la historia sísmica de la región de Concepción, de acuerdo, a LOMNITZ

C., 2004, incluye los grandes terremotos históricos de 1751 y 1835, ambos de

M=8.5, que fueron sobrepasados por el reciente Terremoto de Cobquecura de

M=8.8. Mientras que la salida (relajación de esfuerzos) y la entrada (acumulación

de esfuerzos de deformación) son conocidas, el proceso físico de la ocurrencia

de Terremotos es aún desconocido. Otra de las desventajas, es el

desconocimiento de la probabilidad de los resultados obtenidos con respecto al

movimiento del suelo a esperar, así como la caracterización de las fuentes

sismogénicas únicamente mediante la máxima magnitud posible, histórica o

características. Inconveniente superado por la metodología Probabilística. Se

basa en el supuesto de que conocida la sismicidad pasada de un sitio o zona en

particular, se pueden establecer las leyes estáticas que rigen a los fenómenos

sísmicos de la información contenida en los catálogos sísmicos mediante el uso

de relaciones frecuencia-magnitud, optando generalmente por la Ley de

Gutenberg & Richter, método de valores extremos de Gumbel (1958) o la

distribución truncada de Cornell (1968) KRINITZSKY E., 2002, asumiendo que

la ocurrencia de terremotos sigue una distribución de Poisson, vale decir, los

sismos son eventos independientes en espacio y tiempo.

No obstante, a sus ventajas esté método precisa para la obtención de las

leyes estadísticas un catalogo sísmico amplio lo que no siempre es posible

debiendo entonces extrapolar los resultados. Lo que puede introducir errores en

la estimación, sobre todo para períodos de retorno mucho mayores que la

longitud de la muestra. Al asumir la hipótesis de independencia espacio-temporal

de los terremotos discrepa con los presupuestos básicos del modelo de Reid y

con ello, desecha el proceso de deformación elástica y acumulación de esfuerzos

que controla la generación de grandes terremotos. Proceso físico reconocido e

incorporado en la metodología determinística, al asumir la existencia de una

relación espacio-temporal que rige la sismicidad. Por lo cuál, el empleo de


91

modelos poissonianos para definir estudios de peligro sísmico sólo parecen ser

aplicables a sismos más pequeños.

Los valores de aceleración máxima horizontal del suelo teórico obtenidas

por terremoto de diseño, al ser cotejadas con los valores reales estimados para

terremotos representativos, en ambos casos en condiciones de roca, indicados

en las tabla N° 13, muestran discrepancias que radican fundamentalmente, en

los valores de los parámetros focales definidos para cada escenario como por el

efecto de amplificación.

Terremoto Escenario. PGA (real) PGA (teórica)

Cobquecura 2010 TDIT-A 0.93 1.39

Tarapacá 2005 TDIO-B 0.73 0.71

Curicó 2004 TDIC-C 0.14 0.35 Tabla 13: Comparación de las aceleraciones teóricas obtenidas por escenario de diseño con respecto a valores reales obtenidos para terremotos representativos, en condiciones de roca.

El terremoto de Cobquecura del año 2010, alcanzó Mw=8.8 con foco

estimado a 30 kilómetros profundidad similar a la definida para el TDIT-A, pero

evaluado con una magnitud superficial de Ms=9.0. SARAGONI R., 2010 estima

que la estación de registro Cauquenes, ubicada sobre depósitos sedimentarios

alcanzó aceleraciones del orden de 1.4 %g o más, e intensidades de 8 grados,

de acuerdo con ASTROZA ET AL., 2010, valores no estimados en razón a

factores de amplificación geológica sino basado en observación de daños

estructurales. El valor teórico Ah estimado en condiciones de roca se acerca al

valor real obtenido en condiciones de suelo, por lo cuál la ley de atenuación

seleccionada no sería representativa para grandes terremotos de subducción. No

obstante, el valor teórico de la AHC obtenido arrojó como valor máximo los 2.0

%g asociado a un valor de intensidad IMM de 11 grados, correspondiente al

estimado para el Terremoto de 1730 por el catalogado SISRA., 1995.

Los parámetros focales definidos para el escenario TDIO-B son similares a

los estimados para el Terremoto de Tarapacá del año 2005, y en ambos casos,

las aceleraciones máximas teóricas y reales son relativamente iguales, por ende

la aplicación de la Ley de Atenuación, seleccionada es representativa de este

tipo de sismicidad. No así, para el caso del escenario sísmico de diseño TDIC-C.

La correlación de atenuación seleccionada, fue desarrollada bajo condiciones


92

sismotectónicas distintas al caso chileno, una causa probable para explicar la

gran diferencia entre el valores teórico con respecto, a la aceleración máxima

estimada para el Terremoto de Curicó del año 2004. A las cuales, cabe incluir

además, la posible afectación sobre la cantidad de energía liberada desde el foco

y con ello, en la aceleración, el valor de la magnitud. El terremoto de Curicó, de

acuerdo al Servicio Sismológico de la Universidad de Chile, SSN, alcanzó

una magnitud de Ms=6.2, valor inferior al propuesto por GONZALEZ A., 2008 de

Mw=5.6, en ambos casos, la magnitud definida para el TDIC-C es marcadamente

superior.

5.2 CONCLUSIONES.

Los niveles de amenaza sísmica obtenidos, son controlados en estricto rigor

por el marco sismogénico global pero fuertemente influenciados por el ambiente

geotectónico regional. Por ello, es posible concluir que el patrón espacial de daño

posible, estimado a partir de la aceleración máxima del suelo, es dominado tanto

por los valores de los parámetros focales de cada escenario sísmico definido

como por la naturaleza geológica regional.

Como era de esperar, la fuente Interplaca tipo thrust alcanzó los mayores

valores de aceleración máxima horizontal de 2.0 %g con un límite mínimo de

0.18 %g. Los mayores valores de la aceleración se alcanzan dentro de los

primeros 124 kilómetros desde el foco, correspondiente a la zona de muy alto

peligro (very high hazard) con valores superiores a 0.40 %g. El rango alto

peligro (high hazard) con valores entre 0.24 a 0.40 %g, alcanza un radio

epicentral máximo de 170 km, equivalente al límite regional. El rango de peligro

moderado (moderate hazard) se observa concentrado en torno a intrusivos

graníticos, localizados en la zona cordillerana. El rango de intensidades de

Mercalli obtenidas alcanzan valores comprendidos entre los 11 a 7.5 grados,

distribuida heterogéneamente sobre el espacio regional, concentrándose los

mayores valores en aquellas áreas cercanas al epicentro y en aquellas

emplazadas sobre depósitos sedimentarios cuaternarios no consolidados del

Valle del Aconcagua y zonas costeras.

El peligro sísmico asociado a la ocurrencia de un terremoto de estas

características produciría un daño de carácter regional. Las comunas con alto

nivel de exposición física localizadas en la zona de muy alto peligro serian: La

Ligua, Cabildo surponiente, Catemu, San Felipe, Los Andes, Llaillay, Papudo,


93

Zapallar, Nogales, Nogales, La Calera, Puchuncaví-Quintero, La Cruz, Quillota,

Limache, Quilpué, Ólmue, Valparaíso, Viña del Mar, Algarrobo, Casablanca, El

Tabo, Cartagena, San Antonio y Santo Domingo, que reúnen en conjunto una

población estimada al 2002 de 1.472.303 habitantes distribuidos en un total de

511.212 hogares.

Los resultados obtenidos permiten sostener que el escenario más

desfavorable desde la perspectiva determinística, para la región de Valparaíso

corresponde a la ocurrencia de un Terremoto Interplaca tipo Trust de Ms=9.0 a 30

km de profundidad y con epicentro marítimo localizado a 18 km del Puerto de

Valparaíso. Dado el patrón de daño y el potencial tsunamigénico inherente a esta

tipología, a la ocurrencia de efectos colaterales asociados a los fenómenos de

amplificación dinámica (resonancia/impedancia) afectando severamente a las

edificaciones altas y/o localizadas sobre suelos compresibles bajo condiciones

de napas subterráneas superficiales dado las bajas frecuencias y altos período

posibles así como a fenómenos de densificación, licuefacción y fracturamiento

cosísmico. Efectos, históricamente y contemporáneamente, registrados en los

terremotos interplaca ocasionados en las costas de Valparaíso.

La ocurrencia de un Terremoto de las característica definidas para el TDIO-

B, afectaría severamente a los emplazamientos localizados al norte del los 33° S.

Los valores de aceleración máxima horizontal estimados presentan un

límite superior de 1.1 % g con un mínimo de 0.17 % g. Valores como los

obtenidos resultan bastante elevados, a pesar de ser estimados con una

magnitud no superior a 8 grados y distancia focal, no superior a los 111 km de

profundidad, correspondiéndose con una de las particularidades de está

taxonomía: altas aceleraciones y bajos períodos. Por ello, las edificaciones de

baja o mediana altura serían posiblemente las más dañadas. Los mayores

valores de la aceleración horizontal se alcanzan dentro de un radio máximo de

90 kilómetros desde el epicentro, correspondiente a la zona de muy alto peligro

(very high hazard). Las comunas más afectadas serían: Papudo, Petorca,

Cabildo, Putaendo, Zapallar, Nogales, La Ligua, Catemu, Santa María, San

Felipe, Los Andes, Panquehue, Llaillay, Quintero-Puchuncaví, La Cruz, Quillota,

Olmue, Quilpué (Los Yuyos), Viña del Mar nororiente y Villa Alemana norte.

Afectado severamente a un total de 1.154.105 habitantes distribuidos en 379.653

viviendas.

El rango alto peligro (high hazard), con valores entre 0.24 a 0.40 %g,

alcanza un radio epicentral máximo de 137 km, equivalente al límite regional


94

suroriente, siendo las comunas de San Esteban y Los Andes (Río Blanco), las

que presentan mayor nivel de exposición. En el sector costero, las comunas de

Valparaíso, Casablanca, Algarrobo, El Tabo y Cartagena (norte) se localizan en

esta zona. El rango de peligro moderado (Moderate Hazard), se observa al sur

de la región, en los distritos de Leyda, Cuncumén, Lo Gallardo y el Yali. El plano

de intensidades asociado alcanza valores comprendidos entre los 10 a 7.0

grados.

La ocurrencia de un terremoto intraplaca cortical asociado a la Falla activa

de Marga-Marga de Mw=6.9 con foco a 10 km de profundidad, provocaría daños

en la Cordillera de la Costa, al sur de los 33°S. El plano de Intensidades

asociadas arrojan valores entre 3.0 a 9.0 grados. La aceleración máxima

horizontal arroja valores máximos de 0.52 % g con un mínimo de 0.01 %g.

El patrón de daño es influenciado fuertemente por las condiciones

litológicas y a la distancia epicentral a la falla. La zona de peligro muy alto (very

high hazard) alcanza la menor extensión presentándose de forma parcela e

intercalada a zonas de peligro alto y moderado, asociada fundamentalmente a

depósitos aluviales y coluviales, dentro de un radio de 9 km desde el foco. La

zona de peligro alto (high hazard), se concentra en un radio mínimo de 5 km

asociado a roca intrusiva. Demostrando el efecto de atenuación geológico. Hasta

un máximo de 19 km, fundamentalmente constituido por depósitos marinos. La

zona de peligro moderado (Moderate hazard) se presenta bastante homogénea

dentro de los primeros 29 km asociada a intrusivo granítico y secuencias

estratificadas volcano-sedimentarias. Alcanzando una extensión máxima de 50

km, con dirección preferentemente norte, asociada a depósitos sedimentarios

cuaternarios diseminados sobre basamento granítico-metamórfico y secuencias

estratificadas localizadas al norte del curso medio del Estero de Marga-Marga.

Dentro de un radio epicentral de 19 km, las comunas con mayor susceptibilidad a

ser afectadas son: Quilpué, Villa Alemana, Limache y Casablanca.

5.3 RECOMENDACIONES PARA TRABAJOS FUTUROS.

La Zonificación Regional para la región de Valparaíso, se realizó mediante

la aceleración máxima del suelo como parámetro indicativo del movimiento del

suelo, considerando solamente el factor de amplificación geológico para su

corrección y con ello, la incorporación de los efectos del emplazamiento regional,


95

no obstante, resulta conservador dado que resulta ser una estimación a escala

regional. Por lo cuál, se precisa imperiosamente el inicio de estudios a escala

local que tengan por objeto, la microzonificación sísmica de áreas más pequeñas

en donde los efectos de sitio son múltiples.

Entre ellos, los factores geotécnicos-geométricos del suelo de fundación,

topográficos, geohidrológicos juegan un papel relevante, pudiendo incrementar o

atenuar los valores de aceleraciones y por consecuencia, los valores de

Intensidad a esperar.

A modo de antecedente, el factor de amplificación de la aceleración puede

alcanzar valores entre 1 a 1.75 en estratos fundacionales de espesores entre 3 a

25 metros dispuestos sobre el basamento, hasta 2.5 en aquellos estratos con

profundidad sobre los 25 m MARTÍNEZ H., 1979. Similarmente, suelos rígidos

caracterizados por una velocidad de corte pueden

amplificar entre 1.6 (Fa) a 2.4 (Fv) veces la aceleración con respecto a la roca y,

hasta 3.5 veces en suelos blandos o depósitos cuaternarios con más de 3 metros

de estratos de arcilla blanda. MEDVEDEV J., 1962, propone incremento hasta de

un grado de la intensidad en emplazamientos localizados sobre napas freáticas

superficiales ubicadas a menor de 4 metros de profundidad. CELEBI M., 1991,

registro amplificaciones espectrales hasta de 10 en taludes naturales de 20

metros de altura e incrementos entre 1 a 2 grados de la intensidad sobre los

valores regionales, en cimas de topografías de hasta 120 metros, durante el

Terremoto de Valparaíso de 1985.

En sintonía con lo plateado, la elaboración de mapas de susceptibilidad de

efectos colaterales tales como desplazamientos y fracturación de roca y/o suelo

cosísmico, licuación y densificación de arenas compresibles, deben ser

integrados en los análisis futuros que tengan por objeto la determinación de la

amenaza sísmica integral así como, y en conjunción, con los mapas de

macrozonificación y microzonificación sísmica, su incorporación efectiva dentro

de los instrumentos de planificación y gestión territorial, dado que ése es el fin

rector de la estimación de la amenaza sísmica y por extensión, a cualquier tipo

de peligro natural o antrópico, convertirse en una herramienta útil que permita y

facilite la toma de decisiones con respecto al destino idóneo de los usos del

suelo y actividades humanas.

Paralelamente, la frecuencia (o período) de los Terremotos se puede

relacionar con el daño observado en estructuras de acuerdo al Potencial


96

Destructivo ( ) definido por ARAYA & SARAGONI., 1980. Esta medida

instrumental relaciona el nivel de daño con la Intensidad de Arias ( ) y la

Intensidad de Cruces por Cero ( ) de los registros de aceleraciones, así:

(2.6)

Donde, es igual al número de cruces por cero por segundo o intensidad

de cruces por cero del registro de aceleraciones e definida por ARIAS A., 1970

como:

(2.7)

Para que ocurra daño en estructuras, el > 4 cm/seg que se correlaciona

con una intensidad de IV a VII IMM SARAGONI ET AL., 1989.

Lamentablemente en Chile, no existen registros de aceleraciones de terremotos

corticales con valores sobre el umbral señalado. Por ello, es esencial cartografiar

las fallas activas o potenciales así como estimar su razón de deformación y

deslizamiento, junto con densificar la red de acelerógrafos con el objeto de

registrar un terremoto superficial en zona epicentral y con ello construir leyes de

atenuación basada en eventos chilenos. En especial en la Cordillera Costera de

Valparaíso, dado que otra de las advertencias que nos hizo saber el Terremoto

de Cobquecura del 2010, es que las estructuras superficiales de la costa chilena

son capaces, efectivamente, de producir terremotos, fenómeno que se creía

imposible hasta el 27-F.

GLOSARIO.

97

I. GLOSARIO.

1. ACELERACIÓN (g): Magnitud vectorial que depende de la intensidad, dirección y sentido en la cuál actúan los esfuerzos, en tal sentido presenta la misma dirección que el cambio instantáneo de la velocidad. Es equivalente a la aceleración de la gravedad universal.

2. ACELERACIÓN ESPECTRAL MÁXIMA (Sa): Corresponde a la aceleración espectral absoluta máxima que experimenta una estructura obtenida mediante integración (Integral de Duhamel) del espectro de respuesta de aceleraciones totales en el dominio del tiempo (historia temporal de aceleración) para cada período T y amortiguamiento definido. Representa el valor máximo de corte basal de un sistema de 1GDL. El espectro de aceleraciones puede ser calculado de forma aproximada

mediante el producto de la frecuencia natural del oscilador (nulo amortiguamiento viscoso ó <

0.1) y el Espectro de Desplazamiento máximo relativo Sd (Sa=2 * Sd). La representación de la máxima aceleración espectral Sa en función del período T de denomina Espectro de Pseudo Aceleración PSA. Sa será prácticamente igual a la PGA cuando Tn= 0.0 (período de vibración de la estructura).

3. ACELERACIÓN MÁXIMA DEL SUELO (PGA): Constituye una medida de la fuerza de inercia (2° Ley de Newton= F= m* a) que ofrece una estructura al movimiento del suelo y en consecuencia, de su capacidad de daño. Se define como el máximo valor de la aceleración corregido, en valor absoluto, obtenido en toda la historia temporal de un acelerograma medido en % g, o bien, en gals (cm/s2). Está conformada por dos componentes: La componente vertical PVA (peak vertical acceleration) y la componente horizontal PHA (peak horizontal acceleration), la componente horizontal coincide con la traza longitudinal que toma la dirección N-S y la traza transversal con la dirección E-W.

4. ACELERACIÓN PICO EFECTIVA O TOTAL (Ao): Es la aceleración que actúa directamente en la estructura y difiere de la PGA. Es función de la velocidad y desplazamiento relativo entre la masa y la base, así como de la aceleración absoluta, de un sistema estructural de 1GDL con un período fundamental (T=0.0 seg) y factor de amortiguamiento determinado, provocado por un terremoto (o sismo) en concreto. La NCh 433.OF96.Mod 2009, de acuerdo al D.S N°117 (2011), la define como el valor de la ordenada del espectro de pseudo aceleración elástica (Sae) asociada a una estructura con período fundamental Ta=0.0 seg, que depende del tipo de suelo.

5. ACELEROGRAMA: Es el registro, de la aceleración en función del tiempo, en un sitio determinado, como el suelo o en una estructura, inducido por un evento en campo cercano.

6. ACIMUT DE FALLA (Strike): Es el ángulo entre el norte magnético (aunque usualmente referido al norte geográfico) y una línea obtenida mediante la intersección de la falla, con un plano horizontal. Por ejemplo, N10°E, significa que la línea de dirección o rumbo se dirige 10° al este

desde el norte. Se mide en sentido horario. Varía 0°≤ ≤360°.

7. AMORTIGUAMIENTO: Capacidad de un sistema o cuerpo para disipar energía cinética en otro tipo, usualmente en energía térmica y/o energía plástica. Respecto, a la interacción suelo-estructura, el suelo amortigua el movimiento a través de procesos de absorción o atenuación, distribuyendo parte de la energía de vibración sísmica en el suelo del entorno y otra parte a la estructura. La cual, mediante fricciones internas de sus componentes estructurales y no estructurales induce el decrecimiento del movimiento oscilatorio y por ende, la aceleración, desplazamiento y velocidad. En caso, contrario, el suelo actúa como un amplificador de energía modificando la amplitud, duración y el espectro de frecuencia de la señal sísmica.

8. AMPLITUD (A): Desplazamiento máximo de una partícula afectada por una onda, expresada en unidades de longitud (micras o cm).

9. ÁNGULO DE DESLIZAMIENTO (Rake,): Es el ángulo que describe el movimiento relativo de la ruptura entre el eje horizontal y el plano de la misma. Varía entre -180° y 180° de manera que el buzamiento siempre se mida hacia la derecha del acimut.

GLOSARIO.

98

10. ÁREA DE RÉPLICAS (REITERADAS): Corresponde a la zona en la cuál se sienten réplicas durante los tres primeros días posteriores al terremoto principal. La experiencia demuestra que está se corresponde con la zona de ruptura sísmica correlacionable a su vez, con el área encerrada por la curva isosisma regional VIII (IMM-MSK).

11. BACKTHRUST (Retrocorrimientos): Corrimiento que inclina para el lado contrario de la mayoría de las estructuras de una Faja Plegada y Corrida (FPC), es decir, corrimiento que inclina en el sentido de la vergencia (dirección) de la FPC.

12. BUZAMIENTO DE FALLA (Dip): Es el ángulo de inclinación de la falla, medido desde un plano

horizontal hasta el plano de falla en sentido vertical (abajo). Varía 0°≤≤90°.

13. CICLO SÍSMICO: El concepto de ciclo sísmico asume que los terremotos de envergadura van a repetirse a períodos de tiempo regular aproximadamente en el mismo lugar geográfico. Incluye los procesos de acumulación y de relajación de los esfuerzos, que van a repetirse de manera similar en cada período del ciclo dentro de una escala espacio-temporal más menos definida. Básicamente, está compuesta por cuatro etapas: 1) Etapa Co-sísmica: asociado al relajamiento de los esfuerzos elásticos acumulados en la zona de ruptura, 2) Etapa Post-sísmica: corresponde al período donde las replicas del sismo principal se producen y las deformaciones de la corteza mediante fenómenos de relajación anelástica o viscosa de reajuste en el campo cercano, que pueden resultar en deslizamientos post-sísmicos sobre fallas activas, en forma asísmica (deslizamiento dúctil) o sísmica, 3) Etapa Inter-sísmica: asociada a la re-acumulación gradual de esfuerzo (strain energy) y 4) Etapa Pre-sísmica: ocurre cuando la etapa anterior culmina, a partir de la cuál un período de comportamiento normal puede ocurrir, antes de la próxima ruptura.

14. CORRIMIENTO O CABALGAMIENTO (Thrust): Falla inversa de bajo ángulo de corte, inferior a 45°.

15. DATACIÓN RADIOMÉTRICA (Radiometric dating): Procedimiento de cálculo de la edad absoluta de las rocas y de los minerales que contienen ciertos isótopos radiactivos inestables (capa de valencia compuesta por menos de 8 electrones). El método se basa en las proporciones de un isótopo padre y de 1 o más descendientes de los que se conoce su período de semidesintegración.

16. DATACIÓN RADIOMETRICA K/A (Potasio-Argón): El Potasio-40 es uno de isótopos radiactivos más versátil para proporcionar edades radiométricas. Sólo el K40, es radiactivo. Cuando se desintegra, aproximadamente el 11% cambia a Argón-40 (Ar40) por medio de captura electrónica. El reloj potasio-argón comienza cuando los minerales que tienen K cristalizan a partir de un magma o roca metamórfica. En este momento éstos contendrán K 40 pero no Ar40. Conforme pasa el tiempo, el K40 se descompone continuamente. El Ar40 producido permanece atrapado dentro del retículo cristalino del mineral. Dado que no existía Ar40 cuando se formo el mineral, todos los átomos hijos atrapados deben proceder de la descomposición de K40. Para determinar, entonces, la edad de la muestra, se mide la proporción K40/Ar40, y se aplica el período de semidesintegración conocido del K40.

17. DEFORMACIÓN (deformation): Término general utilizado para describir los procesos de plegamiento, fracturación, cizallamiento, compresión o extensión de la corteza litosférica o de los cuerpos sólidos. El comportamiento de una roca, dependerá del medio con respecto a las condiciones de presión y temperatura del material, de la resistencia del mismo así como del tiempo.

18. DEFORMACIÓN DÚCTIL (Ductile deformation): Proceso en estado sólido que produce un cambio en el tamaño y en la forma de un cuerpo rocoso sin fracturarlo. Tiene lugar a profundidades en las que la temperatura y las presiones de confinamiento son elevadas.

19. DEFORMACIÓN ELÁSTICA (Hookeano): El esfuerzo aplicado es proporcional a la deformación instantánea obtenida. Los cambios resultantes son recuperables. La roca volverá prácticamente a su tamaño y forma originales cuando cese el esfuerzo.

20. DEFORMACIÓN FRÁGIL (Brittle failure): Pérdida de resistencia de un material normalmente en forma de fracturación súbita.

GLOSARIO.

99

21. DEFORMACIÓN PLÁSTICA: La roca se deforma permanentemente sin recuperar su estado inicial al cesar el esfuerzo, sufriendo cambios de tamaño, forma, orientación o posición, debido a que estos superan su propio umbral de resistencia.

22. DESINTEGRACIÓN RADIACTIVA: Es la trasformación de un radioisótopo inestable llamado primario, cabeza de serie o padre en un isótopo radiactivo más estable y con menos energía, llamado isótopo hijo, mediante la ruptura o descomposición consecutiva, en el tiempo, de su núcleo atómico, a causa de un arreglo de su estructura. Por desintegración radiactiva, un elemento se trasforma en otro, conformado series o familias radiactivas. Cada proceso posee un período de semidesintegración inherente (tiempo necesario para que se desintegre la mitad (50%) de los núcleos de una muestra isotópica radiactiva). Durante, el proceso se emite partículas alfa (núcleos de helio), beta (electrones negativos) y rayos gamma (análogos a los rayos X). La velocidad de descomposición es estable y uniforme, lo que convierte a estos isótopos en relojes útiles para la datación de los acontecimientos de la Tierra.

23. DEZPLAZAMIENTO DE FALLA (Salto): Corresponde a la discontinuidad a través de la superficie de falla en el instante de producirse la fractura, representa el corrimiento relativo de la

masa rocosa a ambos lados de la dislocación. Su dirección será función de.

24. DURACIÓN: Se define, como el tiempo transcurrido entre el 1° y el ultimo de los pulsos del registro que superan un valor de o.o5 g (Duración Acotada), asociado directamente con el tamaño de la fuente sísmica, de la energía total liberada y las características del medio. El tiempo que transcurre entre el 5% y el 95% de la entrega de energía sísmica se conoce como Duración Efectiva.

25. ENERGÍA SÍSMICA: La onda sísmica deforma el terreno a través del cuál pasa (propaga), lo cuál indica que puede hacer trabajo (mecánica) y por ende, corresponde a energía elástica (Es) que se desplaza, que corresponde sólo a una fracción de la energía total (Et) trasmitida en el foco del terremoto tras la ruptura. Parte de Et se disipa en fenómenos no elásticos como desplazamientos no elásticos de la falla, fracturación o calor (Er). Por ello, la energía total liberada es igual=Et=Es+Es. Como la magnitud se determina a partir del logaritmo de la amplitud de la onda se relaciona con el logaritmo de la energía sísmica propagada (E). La relación entre energía (ergios) y la magnitud fue definida por Gutenberg & Richter en 1956, para la Ms, la forma= Log E=11.8+1.5 Ms. De acuerdo, a esta relación, por ejemplo, un terremoto de Ms=8.0 equivale a una E del orden de 1024 erg o 1017 J. Un aumento de la magnitud en una unidad, se traduce en la multiplicación de la energía liberada por un factor de ~ 32.

26. ESCALA DE INTENSIDAD DE MERCALLI MODIFICADA: Corresponde a la escala de intensidades utilizada en Chile. Definida en la NCh3. OF 1961: “Escala de Intensidad de los Fenómenos Sísmicos”. Está basada en la original de Mercalli de 1904, modificada por Newmann en 1932 y Richter en 1956. Tiene XII grados. El rango de intensidades va desde un movimiento apenas sentido (I) hasta la destrucción total (XII). El nivel de daño observable comienza en el grado VI.

27. ESCALA DE TIEMPO GEOLÓGICO (ETG): Segmentación y subdivisión jerárquica (de mayor a menor) del tiempo geológico. De aplicación universal, cada intervalo está asociado a un tipo de fósil significativo. Se distingue el Eón: Unidad mayor equivalente a 1000 Ma, compuesta por el eón Hádico (~4.600 a ~4.000 ± 200 Ma), Arcaico (~ 4.000 a ~ 2.500 Ma), Proterozoico (~2.500 a ~542 Ma), Fanerozoico (~ 542 ±1.0 Ma hasta el presente); La Era: División Principal, varía desde decenas hasta centenares de millones de años, compuesta por el Paleozoico (~542± 1.0 a ~251 ±0.4 Ma), el Mesozoico (251±1.0 a 65.5±4.3 Ma) y el Cenozoico (65.5 ±4.3 Ma-AP): el Período, Subdivisión de una Era, como es el caso del Período Paleógeno (65.5±0.3 Ma), Neógeno (23.03 Ma) y el Cuaternario (2.58 Ma) de la Era Cenozoica; y las Épocas, unidad básica de la ETG, tal es el caso del Período Neógeno (23.03 a 2.58 Ma) conformado por las épocas del Mioceno (23.03 a 5.33 Ma) y Plioceno (5.33 a 2.58 Ma).

28. ESCALAS DE MAGNITUD: Inicialmente definida por Charles F. Richter, en 1935. Es la medida cuantitativa e instrumental de la energía real liberada en el foco del Terremoto o sismo. Se trata de una medida absoluta de la energía del mismo, expresada en movimiento o aceleración de las partículas del suelo. Para determinar el valor de la energía sísmica se han concebido varias escalas de magnitud: Local (Ml), Superficial (Ms), de Cuerpo (Mb) y Magnitud Momento (Mw). Teóricamente, no tiene límite superior, pero está limitada por la resistencia de las rocas de la corteza y la longitud de ruptura posible de falla.

GLOSARIO.

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29. ESFUERZO (stress): Es una cantidad proporcional a la fuerza que causa una deformación. Expresa, cuánta y cuán concentrada está la fuerza que se aplica sobre un área determinada.

30. ESFUERZO DIFERENCIAL: Referido al esfuerzo aplicado de manera no uniforme, en una dirección determinada, distinguiéndose esfuerzos de tipo compresivo, tensional y de cizalle. Cuando, el esfuerzo es aplicado de forma uniforme en todas las direcciones se conceptualiza bajo el termino de Presión de Confinamiento, su efecto sobre las rocas, es disminuir su volumen al aumentar la presión con la profundidad.

31. ESFUERZOS COMPRESIVOS (com=junto; premere=presionar: Strain Compresivo): Es el proceso fundamental en la formación de orógenos andinos. Será aquel, en el cuál el esfuerzo tiende a acortar (disminuir) horizontalmente y engrosar verticalmente la corteza terrestre plegándose, fluyendo o bien fracturándose, asociado al proceso de subducción entre placas litosféricas.

32. ESFUERZOS DE CIZALLA (Shearing): Asociados al esfuerzo aplicado de manera horizontal, paralela y opuesta con respecto a una superficie de falla (o debilidad espaciada: planos de estratificación o foliación).

33. ESFUERZOS TENSIONALES (tendere=estirar): Asociado al esfuerzo que tiende a alargar horizontalmente y adelgazar verticalmente o bien, a separar una unidad rocosa, asociado al límite de placa divergente.

34. ESPECTRO DE RESPUESTA ELÁSTICO: A diferencia de los Espectros Inelásticos, que suponen que el comportamiento de una familia de osciladores de 1DGL será no lineal, es decir que la estructura podría experimentar deformaciones en el rango plástico por acción sísmica, el Espectro Elástico asume que la respuesta será elástica lineal (comportamiento mecánico reversible). Representa parámetros indicativos de la respuesta máxima para un terremoto dado; por ello no pueden ser utilizados directamente en el diseño sismorresistente; e incluye varias curvas que consideran distintos tipos de amortiguamiento y que presentan variaciones bruscas (numerosos picos y valles) que resultan de la complejidad del registro de aceleraciones.

35. ESPECTRO DE RESPUESTA: Es la representación gráfica de la respuesta máxima (en valor absoluto) en términos del desplazamiento, velocidad o aceleración (u otro parámetro de interés), en función del período (o frecuencia) natural de vibración de una serie o sistema de osciladores de 1GDL inducido por un terremoto (o sismo) determinado y un amortiguamiento definido.

36. ESPECTROS DE DISEÑO: El diseño, cálculo o verificación sismorresistente se realiza mediante espectros de respuesta elástico y/o Inelástico que son suavizados (sin variaciones) que consideran además, el efecto conjunto de varios terremotos típicos representativos de una zona determinada (sismicidad regional) llamados Espectros de Diseño, obtenido mediante procedimientos estadísticos.

37. FALLA CON DESPLAZAMIENTO VERTICAL: Estructuras tectónicas en las cuales el movimiento dominante es paralelo al buzamiento del plano de fractura. Es común denominar a la superficie rocosa que esta inmediatamente por encima de la falla como Techo (Hanging Wall) y a la superficie de roca inferior como el Muro (Foot Wall). Las fallas inversas y normales pertenecen a esta tipología. En ambos casos, pueden presentar un componente de movimiento horizontal dado

por un ángulo de deslizamiento tal que 0° ≤≤90°.

38. FALLA: Superficie de discontinuidad a través de la cual, las rocas han experimentado un

desplazamiento relativo significativos. Los valores que asuman y dan lugar a fallas con desplazamiento vertical y con deslizamiento horizontal.

39. FALLAS CON DESPLAZAMIENTO HORIZONTAL (strike-slip fault): Estructuras, en las cuales el desplazamiento (movimiento) dominante es horizontal, paralelo y opuesto a ambos lados

de la superficie de falla, inducido por esfuerzos de tipo cizalle (shearing). Cuando, el = 0° el

movimiento se denomina lateral-izquierdo (left-lateral strike-slip fault-Sinestral). Si =180° el movimiento será lateral derecho (Right-lateral strike-slip fault-Dextral).

GLOSARIO.

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40. FALLAS INVERSAS: Aquellas en las cuales el bloque techo se mueve hacia arriba con respecto al bloque muro. Cuando una falla inversa presenta un ángulo de inclinación menor a 45° se denomina

cabalgamiento. Con ángulos de buzamiento comprendidos entre 90°≤≤180°. Reflejan presiones horizontales, por consecuencia acortamiento de la corteza, por lo cuál se presentan en las áreas compresivas como las zonas de subducción.

41. FALLAS NORMALES: Aquellas en las que el bloque techo se desplaza hacia abajo con respecto al

bloque muro, con ángulos de buzamiento entre 0° ≤≤90°. Corresponden a tensiones (esfuerzos) horizontales por ello son frecuentes en las dorsales oceánicas.

42. FASE: Hace referencia a qué valor tiene la onda, es decir, en qué punto de su ciclo está para un tiempo y lugar de referencia.

43. FRECUENCIA (f): Es el número de veces que el movimiento se repite en cierto tiempo, o que pasa por un punto en un segundo, expresada en Hertz (ciclos/segundo).

44. FUENTE SÍSMICA: Se define como un proceso espacio-temporal que induce variaciones geométricas y que se extiende sobre una cierta región interior de la corteza frágil durante un tiempo finito. En general, los terremotos están asociados a fracturas en la corteza, por ello los modelos de fuente sísmica son modelos mecánicos (fuerzas) que representan el fenómeno físico de ruptura.

45. IGNIMBRITAS: Es un depósito volcánico heterogéneo conformado por cenizas, lapilli, pómez y fragmentos líticos generado a partir de una mezcla densa de gas y material incandescente llamado flujo piroclástico de composición intermedia a félsica producto de erupciones volcánicas explosivas. Debido a su elevada temperatura se funde o “solda” en el momento de su emplazamiento. Una vez solidificada (litificada) se transforma en roca piroclástica compuesta principalmente de toba dura con fragmentos líticos y fenocristales en una matriz de elementos vítreos.

46. INTENSIDAD: Es la violencia con que se siente un sismo en diversos puntos de la zona afectada. Es una medida subjetiva, dado que se basa en la observación de daño en edificaciones, presencia (ausencia) de efectos secundarios (deslizamientos cosísmicos, licuefacción, densificación, solevantamiento etc.) y en cómo ha sido “sentido” por las personas. Representan los efectos que producen los movimientos del suelo en cada punto alrededor del epicentro. La información de intensidades registradas en distintos lugares del área afectada posibilita la generación de curvas isosismas (igual valor de intensidad) que se materializan en mapas de intensidad. En general, el epicentro se localiza en las cercanías de las zonas con mayores intensidades, pero esta regla no siempre se cumple debido al Efecto del Sitio. Las escalas de intensidades más utilizadas son la de Mercalli Modificada (IMM) y la MSK.

47. ISÓTOPOS: Los átomos del mismo elemento tienen siempre el mismo número de protones, pero frecuentemente presentan un número variable de neutrones, por ello un elemento puede tener más de un número másico. Esas variantes del mismo elemento se denominan isótopos de ese elemento. Aunque la mayoría de los átomos son estables, algunos elementos tienen isótopos en los cuales los nucleos son inestables. Estos, se desintegran mediante un proceso denominado desintegración radiactiva.

48. KNICKPOINTS: Un fenómeno anómalo en el perfil del talweg de un río, es la ocurrencia de trayectorias convexas y cambios abruptos de la pendiente, los que se conocen como knickpoint.

49. KRIGING: Es un método geoestadístico de estimación de puntos que utiliza un modelo de variograma o semivariograma para la obtención de datos. Calcula los pesos que se darán a cada punto de referencias usadas en la valoración. Esta técnica de interpolación se basa en la premisa de que la variación espacial continúa con el mismo patrón.

50. KRINGING SIMPLE: Asume que las medias locales son relativamente constantes y de valor semejante a la media de la población que es conocida.

51. LARGO Y ANCHO DE FALLA: Corresponde a la longitud total que alcanza la ruptura de la falla. Para el caso de grandes terremotos chilenos, la dirección se orienta por lo general en sentido N-S. En forma similar se define el ancho de falla (E-W, y viceversa).

GLOSARIO.

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52. LICUEFACCIÓN: Es la transformación de un material granular (suelo o depósito) sólido estable a un estado fluido denso (viscoso) sometido a vibraciones sísmicas, que conducen a la pérdida temporal o definitiva de su resistencia al corte y rigidez, debido a un incremento de la presión de poros y/o aumento de presiones en el agua intersticial de la microestructura del suelo, que merman o eliminan totalmente su capacidad soportante y resistencia.

53. LONGITUD (): Si una onda viaja con una velocidad V, al cabo de un T habrá recorrido una

distancia =V*T, correspondiente a su longitud de onda. Equivalente a la distancia entre los dos puntos más próximos.

54. MAGNITUD DE ONDAS DE CUERPO (Mb): Estima la energía de eventos localizados a más de 50 km de profundidad mediante la amplitud máxima de las ondas P en el rango de T próximos a 1 segundo.

55. MAGNITUD LOCAL (Ml): Establecida, inicialmente, por Richter para terremotos del sur de California, como el logaritmo decimal de la máxima amplitud, en micrones (10-6 m), del registro obtenido de un sismógrafo Wood-Anderson (T= 0.85 s, Factor de amortiguamiento =0.8 y amplificación de 2.800) a una distancia de 100 km. La generalización a terremotos locales ocurridos en zonas geográficas distintas y registrados con otro tipo de sismógrafos han dado lugar a la magnitud local Ml.

56. MAGNITUD MOMENTO (Mw): Definida por Kanamori H, en 1977 como Mw= 2/3* Log 10 (Mo)-10.7. Ha aportado una medida para designar el tamaño de un sismo como función directa de las propiedades físicas de la roca involucrada y de las dimensiones del área de dislocación o fractura.

Se basa, en el Momento Sísmico Escalar (Mo), establecido por Aki en 1966. Así: Mo=* S*AD. Siendo Mo proporcional a toda la energía disipada en la falla cuando se produjo el terremoto y el posterior deslizamiento. Esta escala permite la evaluación de tamaño hasta Mw=9.5. Valor asignado al Terremoto de Valdivia de 1960 (Ms=8.3), convirtiéndose así, en el Terremoto de mayor magnitud hasta hoy, registrado.

57. MAGNITUD SUPERFICIAL (Ms): Esta escala se basa en la amplitud máxima de las ondas Rayleigh con T= 20 s. Así: Ms= Log 10 (A/T) + 1.66 Log10 (De)+3.30. Donde A= máxima amplitud horizontal del suelo en micrómetros y De= distancia epicentral en grados. Válida para eventos superficiales localizados a menos de 50 km de profundidad y De ≤ 20°.

58. MECANISMO DE FOCO: Es una representación grafica de dos posibles soluciones de la superficie de falla. Su estudio consiste en determinar los procesos físicos, o bien las fuerzas actuantes, que han tenido lugar en el foco así como la obtención del estado de esfuerzos de la región focal que origino el terremoto (o sismo). Si se asume un modelo de dislocación de cizalle puntual representado por un doble par de fuerzas (iguales, opuestas y localizadas en el mismo plano, doble couple: DC) el cálculo del mecanismo consiste en determinar la orientación de la fractura sobre el plano de falla; determinado por el acimut, buzamiento y ángulo de desplazamiento, si se asume rectangular se debe añadir el radio para el caso de una ruptura circular o la longitud y anchura para el caso de falla rectangular; la orientación de los ejes de dirección de las fuerzas del doble par, X e Y, y/0 los ejes principales de esfuerzos, P (presión), T (tensión) y Z. Estos parámetros, junto con la función temporal de la fuente sísmica (evolución temporal de la dislocación en cada punto, dado por la: convolución del instrumento, la atenuación del medio y el desplazamiento en el foco) representan el mecanismo focal de un terremoto. Si se supone que la fuente sísmica no corresponde a DC, el problema de cálculo consiste en determinar la orientación de los componentes del tensor de momento sísmico.

59. NEOTECTÓNICA: La Neotectónica, por tanto se encarga de identificar, analizar e interpretar las evidencias de actividad tectónica que han quedado “fotografiadas” en el paisaje que pudiesen dar indicios de la presencia de fallas activas o potencialmente activas por ejemplo mediante estudios morfotectónicos (desarrollo de escarpes activos, desvíos de cursos superficiales y actividad sísmica acotada) y paleosísmicos.

60. ONDA SÍSMICA: Son la propagación de perturbaciones temporales del campo de esfuerzos, que generar pequeños movimientos producto de la ruptura de la fuente sísmica. El punto dónde se inicia la onda se denomina Foco o Hipocentro. Al conjunto de todos los puntos en el espacio que son alcanzados simultáneamente por una onda se denomina Frente de Onda, que son los círculos

GLOSARIO.

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concéntricos que viajan alejándose de la fuente. Existen dos tipos de ondas que viajan a través de la tierra, que son conocidas como ondas de cuerpo y ondas superficiales. Las ondas más sencillas son las senoidales. Cuyos valores varían en espacio y tiempo como seños o cosenos trigonométricos. Cada traza de onda está caracterizada por una frecuencia, un período, una amplitud, una longitud y fase.

61. ONDAS DE CUERPO- S (Vs): Transversales, Secundarias y/o de Corte. Son aquellas, en las cuales las partículas se mueven en dirección perpendicular a la dirección de transmisión de la onda, en ambos planos, por lo que están asociadas a deformaciones del terreno de tipo cizalla, induciendo variaciones de forma pero sin cambio de volumen. Resulta ser un parámetro relevante en los estudios de evaluación de la respuesta sísmica de suelos, a escala local. La velocidad de onda de corte en los primeros 30 metros de profundidad de un depósito (desde la superficie) se denota por Vs30. Las ondas secundarias, pueden desplazarse en cualquier dirección perpendicular a la de la propagación, pero a veces lo hacen solamente en una dirección con respecto al plano vertical (SV) y horizontal (SH), en este caso se dice que las ondas están Polarizadas. No se propagan en medio líquidos. Esta propiedad origina la Zona de Sombra para la recepción de las ondas S, entre las distancias epicentrales 105°-180°.

62. ONDAS INTERNAS –P (Vp): Primarias o de Compresión son de carácter longitudinal. El esfuerzo induce que las partículas del medio se muevan en el mismo sentido de propagación de la onda produciendo compresiones y dilataciones en el medio. Proceso, que induce modificaciones de volumen sin variaciones de forma. Es la más veloz, generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces la onda de corte pudiéndose desplazar a través de cualquier tipo de material.

63. ONDAS LOVE: Son indicadas generalmente por L, o G o LQ, si son de período largo. Se comportan de manera símil a la anterior, pero en este caso las ondas Love son producto de la interferencia constructiva de ondas SH (no poseen componente vertical), solamente, por lo que no pueden existir en un semiespacio, sino que requieren al menos la existencia de una capa suprayacente en la cuál pueda quedar atrapada parte de la energía sísmica. Son más veloces que las ondas Rayleigh, alcanzando velocidades usuales de 1 a 4.5 km/s.

64. ONDAS RAYLEIGH: Denotadas usualmente por R o LR, cuando son de período muy largo. Se deben a la interacción entre las ondas P y la SV. El movimiento de cada partícula superficial del suelo, al paso de la onda, es vertical y en forma de elipse retrógrada. Son las ondas más lentas con velocidades de grupo que varían entre 1 a 4 km/s.

65. ONDAS SÍSMICAS DE CUERPO: U ondas internas. Se desplazan por el interior y a través de las rocas de la corteza terrestre desde el foco. Identificándose las ondas P y las ondas S. Las ondas de compresión y de corte, ocasionan principalmente vibraciones de alta frecuencia (> 1 Hz), mientras que las ondas Love y Rayleigh, ocasionan usualmente vibraciones de baja frecuencia.

66. ONDAS SUPERFICIALES: Son producidas por la difracción (reflexión y refracción) de las ondas de cuerpo al arribar a un medio estratificado no homogéneo superficial, fenómeno conocido como la Ley de Snell. La amplitud de las ondas superficiales es máxima en medios corticales, y nula a grandes profundidades. Son más lentas que las ondas de cuerpo. Se distinguen las Ondas de Rayleigh y las ondas Love.

67. OSCILADOR DE 1DGL: La fuerza de Inercia (2° Ley de Newton) hace alusión a que la masa de una estructura frente a una solicitación sísmica se opondrá a ser desplazada y a seguir el movimiento de su base (que sigue el movimiento del suelo). En este sentido, la fuerza sísmica aplicada es directamente proporcional a la masa y a la aceleración, por ello su determinación es relevante en el análisis de respuesta sísmica en el campo de la ingeniería. Por lo general, un Modelo Dinámico de respuesta asume que la masa está concentrada a nivel de piso (en cada uno de los entrepisos) de la estructura, a la cuál sólo le está permitido un movimiento horizontal unidireccional, suponiendo que el resto de la misma presenta solamente rigidez pero no masa, éste supuesto se denomina Sistema de 1 Grado de Libertad.

68. PERÍODO (T=1/f): Es el tiempo que tarda en repetir un ciclo de vibración, o que tarda una onda en pasar por un punto, expresado en segundos.

69. PERÍODO PREDOMINANTE: Contenido en el registro, es el período para el cuál la aceleración (o PGV) alcanzan su máximo valor.

GLOSARIO.

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70. PLEGAMIENTO: El comportamiento dúctil se manifiesta con la formación de pliegues y un tipo

de roca llamada milonita. Los Pliegues son capas o series de capas dobladas que originalmente eran horizontales y que luego se deformaron plásticamente debido a esfuerzos compresivos horizontales.

71. REOLOGÍA: Comportamiento de los materiales (minerales y rocas) asociados a deformación, a escala planetaria, respecto a sus variaciones mecánicas y térmicas acontecidas en la litosfera.

72. RIGIDEZ: Parámetro que relaciona la deformación del suelo y/o estructuras con el esfuerzo (carga) aplicado.

73. SEMIVARIOGRAMA: Es una herramienta que permite analizar el comportamiento espacial de una variable sobre un área definida, obteniéndose como resultado la influencia de los datos a diferentes distancias.

74. SISMOGRAMA: Es el registro, de las velocidades o desplazamientos, en función del tiempo en un sitio dado como el suelo o una estructura, inducido por un evento en campo lejano.

75. TECTÓNICA DE PLACAS: O Nueva Tectónica Global. Comprende un grupo de conceptos acerca de las complejidades y el movimiento de la corteza terrestre mediante las interacciones de las Placas Litosféricas, que se desplazan arrastradas por las corrientes de convección de la astenosféra a velocidades relativas de unos pocos cm/año. Fundamentada, en hechos asociados a las teorías de la Deriva Continental (A Wegener, 1922) y la Expansión del Fondo Oceánico (H Hess, 1962). La dinámica de contacto entre placas define tres tipos principales de márgenes: 1) Borde Divergente: Separación paralela relativa de dos placas que induce ascenso de material del manto y creación de nuevo piso oceánico; 2) Convergente Oceánica-Continental: Coalición de dos placas dado por el proceso de subducción a lo largo de una fosa tectónica submarina; y 3) Transcurrente: Movimiento relativo paralelo entre dos placas o bien, Transformante ( en una misma placa), como ocurre en las dorsales activas. En este tipo de interacción no existe creación ni destrucción de material cortical.

76. TERRAZA FLUVIAL: Estructura (s) sedimentaria (s) plana (s) en forma de banco producida por una corriente superficial permanente de agua, que quedo elevada conforme la corriente erosionaba en sentido descendente y los sedimentos de arrastre fueron depositados paulatinamente en aquellos lugares de menor pendiente.

77. TIEMPO GEOLÓGICO: Es la cantidad de millones de años (Ma) transcurridos desde el fin del Tiempo Pre-geológico hasta nuestra actualidad. Este lapso temporal, se asocia a la primigenia de la Tierra, abarca el Eón Hadeico (~ 4.600 Ma); asociado a la conformación de su estructura básica; núcleo, corteza primitiva y al manto, así como de la atmosfera primitiva, mediante procesos de diferenciación química activados por radiación solar, tras el colapso de la energía gravitacional; hasta comienzos del Eón Arcaico (~4.000 Ma), que coincide con la conformación de la corteza continental (y con ella, las 1° masas continentales terrestres) y la aparición de los primeros organismos unicelulares, que marca el inicio del Tiempo Geológico. Es en concreto, una cronología de eventos, que nos permite situar dentro de un tiempo dado, a partir del uso de técnicas de datación radiométrica o relativa, los distintos procesos que han contribuido a la evolución y configuración de la Tierra, por ejemplo, aparición o desaparición de especies o variaciones climáticas, materializada en la Escala de Tiempo Geológico.

REFERENCIAS BIBLIOGRÁFICAS.

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ANEXOS.

116

III. ANEXOS.

ANEXO N°1: MAPA GEOLÓGICO (REGIÓN DE VALPARAÍSO) Y ESTRUCTURAS

TECTÓNICAS MAYORES ENTRE LOS 32°-34°S. SERNAGEOMIN., 2003.

ANEXOS.

117

ANEXO N°2: DESCRICION LITOLÓGICA DE UNIDADES GEOLÓGICAS RECONOCIDAS

EN LA REGIÓN DE VALPARAÍSO. SERNAGEOMIN., 2003.

SERIE

GEOLÓGICA

TIEMPO

GEOLÓGICO

DESCRIPCIÓN LITOLÓGICA.

DEPÓSITOS SEDIMENTARIOS.

Qe

Pleistoceno-Holoceno

Depósitos Litorales y eólicos actuales: Sedimentos no

consolidados de playa compuestos por arenas y gravas con

estratificación plana horizontal.

PPI1m

Cuaternaria

Depósitos Sedimentarias: Depósitos marinos indefinidos.

Q1


Depósitos Sedimentarias: Aluviales, Coluviales y de Remoción

en masa en menor proporción fluvioglaciales, deltaicos y

litorales.

Q1g


Depósitos morrénicos, fluvio-glaciales: Diamictos en bloques de

matriz limo arcillosa, gravas, arenas y limos.

Qf


Depósitos sedimentarios Fluviales: Gravas, arenas y limos de

cuarzo en los ríos mayores o sus terrazas subactuales o llanuras de

inundación.

SECUENCIAS SEDIMENTARIAS.

PPI1c

Plioceno-Pleistoceno

Secuencias Sedimentarias: Conglomerados, areniscas, limolitas y

arcillolitas consolidadas de facies principalmente aluviales,

subordinadamente lacustres y eólicas: Formación Estratos de

Potrero Alto.

MP1m

Mioceno Superior-

Plioceno

Secuencias Sedimentarias Marinas Transgresivas: Areniscas,

limolitas, coquinas, conglomerados, calizas y fangolitas:

Formación Navidad.

Js1m

Jurásico Medio-Superior

Secuencias Sedimentarias Marinas Litorales: Calizas, lutitas

calcáreas, en parte bituminosas, con intercalaciones epiclásticas:

Formación Cerro La Calera.

Js1c

Jurásico Superior

Secuencias Sedimentarias Continentales y Transicionales:

Brechas sedimentarias, conglomerados y areniscas rojas en lentes

de toba.

Jk1m

Jurásico Superior-

Cretácico Inferior

Secuencias Sedimentarias Marinas Litorales o de Plataforma:

Calizas, lutitas, areniscas calcáreas, areniscas y coquinas.

MP1c

Mioceno Superior-

Plioceno

Secuencias Sedimentarias Clásticas: Conglomerados, areniscas y

limolitas.

Ji1m

Jurásico Inferior-Medio

Secuencias Sedimentarias Marinas Litorales o de Plataforma:

Calizas, areniscas calcáreas, lutitas, conglomerados y areniscas

con lentes volcanoclásticos y lávicos.

TrJ1m

Triásico-Jurásico

Inferior

Secuencias Sedimentarias Marinas Litorales Transicionales:

areniscas cuarcíferas, ortoconglomerados, calizas fosilíferas,

lutitas y limolitas calcáreas con intercalación volcánicas

subordinadas.

PI1m

Pleistoceno

Secuencias Sedimentarias Marinas Litorales: Coquinas,

conglomerados coquináceos, areniscas y conglomerados

aterrazados emergidos.

TrJ3

Triásico-Jurasico

Inferior

Secuencias Volcánicas Continentales Transicionales: Lavas,

domos, brechas, basálticas a riolíticos con lentes de areniscas y

conglomerados. Formación Pichidanqui.

Js2c

Jurásico Medio-Superior

Secuencias Sedimentarias y Volcánicas continentales: Rocas

epiclásticas, piroclásticas, y lavas andesíticas a riolíticas.

Formación Horqueta.

ANEXOS.

118

J2m

Jurásico

Secuencias Volcánicas y Sedimentarias Marinas: Lavas y brechas

andesítico-basálticas, calizas y areniscas marinas fosilíferas.

Ki2m

Cretácico Inferior

(Neocomiano)

Secuencias Volcánicas y Sedimentarias Marinas: Lavas

andesíticas y basálticas, tobas y brechas volcánicas y

sedimentarias, areniscas y calizas fosilíferas. Formación Lo

Prado.

Ki2c

Cretácico Inferior-

Superior

Secuencias Sedimentarias y Volcánicas Continentales: Brechas

sedimentarias y volcánicas, lavas andesíticas, ocoítas,

conglomerados, areniscas, limolitas calcáreas lacustres fosilíferas:

Formación Veta Negra

Kia2

Cretácico Inferior-

Superior

Secuencias Sedimentarias y Volcánicas: Rocas epiclásticas,

piroclásticas y lavas andesíticas y basálticas con lentes lacustres,

loc. marinas. Formación Las Chilcas.

Ks2c

Cretácico Superior Secuencias VolcanoSedimentarias Continentales: Rocas

epiclásticas y piroclásticas riolíticas, lavas andesíticas y

traquíticas: Formación Lo Ovalle.

Om2c

Oligoceno-Mioceno

Secuencias VolcanoSedimentarias: Lavas basálticas a dacíticas,

rocas epiclásticas y piroclásticas: Formación Abanico, Coya-

Machalí.

Tr2c

Triásico Medio-Superior

Secuencias Sedimentarias y Volcánicas Continentales: Rocas

epiclásticas fosilíferas, calizas estromatolíticas, lavas, brechas y

tobas andesítico-riolíticas.

M3i

Mioceno Inferior-Medio

Secuencias Volcánicas: Lavas, brechas, domos y rocas

piroclásticas andesítico-basálticas a dacíticas: Formación

Farellones.

Ks3a

Cretácico Superior

Secuencias y Complejos Volcánicos ácido: Ignimbritas, domos e

intrusivos dacíticos a riolíticos.

Kia3

Cretácico Inferior-Alto

Secuencias y Complejos Volcánicos Continentales: Lavas y

brechas basálticas a andesíticas, rocas piroclásticas a riolíticas

escasas intercalaciones sedimentarias.

ROCA METAMÓRFICA

Pzmv

Paleozoico Superior

Roca Metamórfica: Ortogneises graníticos y tonalíticos de biotita

y migmatitas, hornblenda, augita, mica con intercalaciones de

esquistos anfibólicos. Complejo Metamórfico De Valparaíso.

Pztr4

Paleozoico-Triásico

Roca Metamórfica: Metapelitas, Metacherts, metabasitas y, en

menor proporción neises y rocas ultramáficas con protolitos

plutónicos.

ROCA INTRUSIVA

TrJg

Triásico-Jurásico.

Intrusivo: Granodioritas, Monzodioritas, monzogranitos, dioritas

y gabros de piroxeno y hornblenda: sienogranitos.

Cpg

Carbonífero-Pérmico.

Intrusivo: Granitos, Granodioritas, tonalitas y dioritas de

hornblenda y biotita, localmente moscovita. Batolitos

Compuestos, Stock y Cuerpos Hipoabisales.

Jsg

Jurásico Medio-

Superior.

Intrusivo: Monzodioritas cuarcíferas, dioritas y granodioritas de

biotita y hornblenda. Batolito Costero.

Kiag

Cretácico Inferior-Alto.

Intrusivo: Dioritas y monzodioritas de piroxeno y hornblenda,

granodioritas y monzogranitos de hornblenda y biotita

Mh

Mioceno

Intrusivo: Pórfidos dacíticos, andesíticos, monzodioritas y dioritas

de hornblenda, piroxeno y biotita.

Mimg

Mioceno Inferior-medio.

Intrusivo: Granodioritas, monzogranitos, monzodioritas,

monzonitas y dioritas de biotita y hornblenda: Plutón La Obra

Msg

Mioceno Superior

Intrusivo: Granodioritas de hornblenda y biotita, en menor

proporción Monzogranitos, Monzonitas cuarcíferas y

ANEXOS.

119

Monzodioritas: Plutón La Gloria.

Msh Mioceno Superior Intrusivo: Pórfidos Andesíticos, dacíticos y granodioríticos de

hornblenda.

KTg

Cretácico Superior-

Terciario Inferior.

Intrusivo: Granodioritas, dioritas y pórfidos graníticos.

Ksg

Cretácico Superior

Intrusivo: Pórfidos andesíticos-dioríticos, dacíticos y riolíticos

asociados a secuencias volcánicas de edad similar.

Ksg

Cretácico Superior

Intrusivo: Monzodioritas, granodioritas, gabros y dioritas de

piroxeno, biotita y hornblenda, pórfidos andesíticos y dioríticos.

FE DE ERRATAS.

Se incorporar la siguiente corrección al título de Cartografía.

MAPA N°3: MAPA DE PELIGRO SISMICO. FUENTE SISMOGÉNICA INTRAPLACA

PROFUNDIDAD INTERMEDIA. TDIO-B.

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Memoria Irmafernandez Upla