Calculo Del Hepicentro y Hipocentro

1.- SISMOLOGIA La sismología o seismología (del griego seísmos = sismo y logos= estudio) es una rama de la geofísica que se encarga del estudio de terremotos y la propagación de las ondas mecánicas (sísmicas) que se generan en el interior y la superficie de la Tierra. Estudiar la propagación de las ondas sísmicas, incluye la determinación del hipocentro, la localización del determinado sismo y el tiempo que este haya durado. Sus principales objetivos son: • El estudio de la propagación de las ondas sísmicas por el interior de la Tierra a fin de conocer su estructura interna; • El estudio de las causas que dan origen a los temblores; • La prevención de daño • Alertar a la sociedad sobre los posibles daños en la región determinada La sismología incluye, entre otros fenómenos, el estudio de maremotos y marejadas asociadas (tsunamis) y vibraciones previas a erupciones volcánicas. En general los terremotos se originan en los límites de placas tectónicas y son producto de la acumulación de tensiones por interacciones entre dos o más placas. La interpretación de los sismogramas que se registran al paso de las ondas sísmicas permite estudiar el interior de la tierra. CIV-3308-A PAG. 1 1.1. ESTRUCTURA Y COMPOSICIÓN DE LA TIERRA La estructura interna de la Tierra, como la de otros planetas terrestres (planetas cuyo volumen está ocupado principalmente de material rocoso), está dividido en capas de densidad creciente. La Tierra tiene una corteza externa de silicatos solidificados, un manto viscoso, y un núcleo con otras dos capas, una externa sólidamente, mucho más fluida que el manto y una interna sólida. Muchas de las rocas que hoy forman parte de la corteza se formaron hace menos de 100 millones (1×10 8) de años. Sin embargo, las formaciones minerales más antiguas conocidas tienen 4.400 millones (4,4×109) de años, lo que nos indica que, al menos, el planeta ha tenido una corteza sólida desde entonces. 1 Gran parte de nuestro conocimiento acerca del interior de la Tierra ha sido inferido de otras observaciones. Por ejemplo, la fuerza de la gravedad es una medida de la masa terrestre. Después de conocer el volumen del planeta, se puede calcular su densidad. El cálculo de la masa y volumen de las rocas de la superficie, y de las masas de agua, nos permiten estimar la densidad de la capa externa. La masa que no está en la atmósfera o en la corteza debe encontrarse en las capas internas. La estructura de la tierra puede establecerse según dos criterios diferentes. Según su composición química, el planeta puede dividirse en corteza, manto y núcleo (externo e interno); según sus propiedades físicas se definen la litosfera, la astenosfera, la mesosfera y el núcleo (externo e interno). Las capas se encuentran a las siguientes profundidades: Capa Profundidad (km) Litosfera (varía localmente entre 5 y 200 km) 0 – 60 Corteza (varía localmente entre 5 y 70 km) 0 – 35 CIV-3308-A PAG. 2 Manto 35 – 2.890 Manto superior 35 – 660 Astenosfera 100 – 200 Manto inferior 660 – 2.890 Núcleo externo 2.890 – 5.100 Núcleo interno 5.100 – 6.378 La división de la tierra en capas ha sido determinada indirectamente utilizando el tiempo que tardan en viajar las ondas sísmicas reflejadas y refractadas, creadas por terremotos. Las ondas transversales (S, o secundarias) no pueden atravesar el núcleo, ya que necesitan un material viscoso o elástico para propagarse, mientras que la velocidad de propagación es diferente en las demás capas. Los cambios en dicha velocidad producen una refracción debido a la Ley de Snell. Las reflexiones están causadas por un gran incremento en la velocidad sísmica (velocidad de propagación) y son parecidos a la luz reflejada en un espejo. Capas definidas por su composición Vista esquemática del interior de la Tierra. 1: Corteza continental - 2: Corteza oceánica - 3: Manto superior - 4: Manto inferior - 5: Núcleo externo - 6: Núcleo interno - A: Discontinuidad de Mohorovičić -B:- Discontinuidad de Gutenberg - C: Discontinuidad de Wiechert-Lehmann. • Corteza terrestre CIV-3308-A PAG. 3 La corteza terrestre es una capa comparativamente fina; su grosor oscila entre 11 km en las dorsales oceánicas y 70 km en las grandes cordilleras terrestres como los Andes y el Himalaya. Los fondos de las grandes cuencas oceánicas están formados por la corteza oceánica, con un espesor medio de 7 km; está compuesta por rocas máficas (silicatos de hierro y magnesio) con una densidad media de 3,0 g/cm3. Los continentes están formados por la corteza continental, que está compuesta por rocas félsicas (silicatos de sodio,potasio y aluminio), más ligeras, con una densidad media de 2,7 g/cm3. La frontera entre corteza y manto se manifiesta en dos fenómenos físicos. En primer lugar, hay una discontinuidad en la velocidad sísmica, que se conoce como la Discontinuidad de Mohorovicic, o "Moho". Se cree que este fenómeno es debido a un cambio en la composición de las rocas, de unas que contienen feldespatos plagioclásicos (situadas en la parte superior) a otras que no poseen feldespatos (en la parte inferior). En segundo lugar, existe una discontinuidad química entre cúmulos ultramáficos y harzburgitas tectonizadas, que se ha observado en partes profundas de la corteza oceánica que han sido abducidas dentro de la corteza continental y conservada como secuencias ofiolíticas. • Manto terrestre El manto terrestre se extiende hasta una profundidad de 2.890 km, lo que le convierte en la capa más grande del planeta. La presión, en la parte inferior del manto, es de unos 140 GPa (1,4 M atm). El manto está compuesto por rocas silíceas, más ricas en hierro y magnesio que la corteza. Las grandes temperaturas hacen que los materiales silíceos sean lo suficientemente dúctiles como para fluir, aunque en escalas temporales muy grandes. La convección del manto es responsable, en la superficie, del movimiento de las placas tectónicas. Como el punto de fusión y la viscosidad de una sustancia dependen de la presión a la que esté sometida, la parte inferior del manto se mueve con mayor dificultad que el manto superior, aunque también los cambios químicos pueden tener importancia en este fenómeno. La viscosidad del manto varía entre 1021 y 1024 Pa·s.4 Como comparación, la viscosidad del agua es aproximadamente 10-3 Pa.s, lo que ilustra la lentitud con la que se mueve el manto. ¿Por qué es sólido el núcleo interno, líquido el externo, y semisólido el manto? La respuesta depende tanto de los puntos de fusión de las diferentes capas (núcleo de hierro-níquel, manto, y corteza de silicatos) como del incremento de la temperatura y presión conforme nos movemos hacia el centro de la Tierra. En la superficie, tanto las aleaciones de hierro-níquel como los silicatos están suficientemente fríos como para ser sólidos. En el manto superior, los silicatos son normalmente sólidos (aunque hay puntos locales donde están derretidos), pero como están bajo condiciones de alta temperatura y relativamente poca CIV-3308-A PAG. 4 presión, las rocas en el manto superior tienen una viscosidad relativamente baja. En contraste, el manto inferior está sometido a una presión mucho mayor, lo que hace que tenga una mayor viscosidad en comparación con el manto superior. El núcleo externo, formado por hierro y níquel, es líquido a pesar de la presión porque tiene un punto de fusión menor que los silicatos del manto. El núcleo interno, por su parte, es sólido debido a la enorme presión que hay en el centro del planeta. • Núcleo terrestre La densidad media de la Tierra es 5.515 kg/m 3. Esta cifra lo convierte en el planeta más denso del sistema solar. Si consideramos que la densidad media de la corteza es aproximadamente 3.000 kg/m 3, debemos asumir que el núcleo terrestre debe estar compuesto de materiales más densos. Los estudios sismológicos han aportado más evidencias sobre la densidad del núcleo. En sus primeras fases, hace unos 4.500 millones de años, los materiales más densos, derretidos, se habrían hundido hacia el núcleo en un proceso llamado diferenciación planetaria, mientras que otros menos densos habrían migrado hacia la corteza. Como resultado de este proceso, el núcleo está compuesto ampliamente de hierro (Fe)(80%), junto con níquel (Ni) y varios elementos más ligeros. Otros elementos más densos, como el plomo (Pb) o el uranio (U) son muy raros, o permanecieron en la superficie unidos a otros elementos más ligeros. Diversas mediciones sísmicas muestran que el núcleo está compuesto de dos partes, una interna sólida de 1220 km de radio y una capa externa, semisólida que llega hasta los 3400 km. El núcleo interno sólido fue descubierto en 1936 por Inge Lehmann y se cree de forma más o menos unánime que está compuesto principalmente de hierro con algo de níquel. Para explicar el comportamiento de las ondas sísmicas cuando atraviesan el núcleo interno, algunos científicos han inferido un ordenamiento y empaquetado atómico que sería coherente con la estructura contínua de un único cristal de hierro que formara todo el núcleo interno.5 6 El núcleo externo rodea al interno y se cree que está compuesto por una mezcla de hierro, níquel y otros elementos más ligeros. Recientes propuestas sugieren que la parte más interna del núcleo podría estar enriquecida con elementos muy pesados, con mayor número atómico que el cesio (Cs)(transCesio, elementos con número atómico mayor de 55). Esto incluiría oro (Au), mercurio (Hg) y uranio (U). Se aceptaba, de manera general, que los movimientos de convección en el núcleo externo, combinados con el movimiento provocado por la rotación terrestre (efecto Coriolis), son responsables del campo magnético terrestre, mediante un proceso descrito por la hipótesis de la dínamo. El núcleo interno está demasiado caliente para mantener un campo magnético permanente (ver temperatura de Curie) pero probablemente estabilice el creado por el núcleo externo. Pruebas recientes sugieren que el núcleo interno podría rotar ligeramente más rápido que el resto del planeta. 8 En agosto de 2005 un grupo de geofísicos publicaron, en la revista Science que, de acuerdo con sus cálculos, el núcleo interno rota aproximadamente entre 0,3 y 0,5 grados más al CIV-3308-A PAG. 5 año que la corteza.9 10 Las últimas teorías científicas explican el gradiente de temperatura de la Tierra como una combinación del calor remanente de la formación del planeta, calor producido por la desintegración de elementos radiactivos y el enfriamiento del núcleo interno. 1.2. TEMPERATURAS Y PRESIONES La temperatura de la atmósfera terrestre varía con la altitud. La relación entre la altitud y la temperatura es distinta dependiendo de la capa atmosférica considerada: troposfera, estratosfera, mesosfera y termosfera. Las divisiones entre una capa y otra se denominan respectivamente tropopausa; estratopausa; mesopausa y termopausa. • Troposfera Sus principales características son: Su espesor alcanza desde la superficie terrestre (tanto terrestre como acuática o marina) hasta una altitud variable entre los 6 km en las zonas polares y los 18 o 20 km en la zona intertropical A medida que se sube, disminuye la temperatura en la troposfera, salvo algunos casos de inversión térmica que siempre se deben a causas locales o regionalmente determinadas. En la troposfera suceden los fenómenos que componen lo que llamamos tiempo meteorológico. La capa inferior de la troposfera se denomina la capa geográfica, que es donde se producen la mayor proporción de fenómenos geográficos, tanto en el campo de la geografía física como en el campo de la geografía humana. La temperatura mínima que se alcanza al final de la troposfera es de -50 °C aprox. • Estratosfera Su nombre obedece a que está dispuesta en capas más o menos horizontales (o estratos). Se extiende entre los 9 o 18 km hasta los 50 km de altitud. La estratosfera es la segunda capa de la atmósfera de la Tierra. A medida que se sube, la temperatura en la estratosfera aumenta. Este aumento de la temperatura se debe a que los rayos ultravioleta transforman al oxígeno en ozono, proceso que involucra calor: al ionizarse el aire, se convierte en un buen CIV-3308-A PAG. 6 conductor de la electricidad y, por ende, del calor. Es por ello que a cierta altura existe una relativa abundancia de ozono (ozonosfera) lo que implica también que la temperatura se eleve a unos -3 °C o más. Sin embargo, se trata de una capa muy enrarecida, muy tenue. • Ozonosfera Se denomina capa de ozono, u ozonosfera, a la zona de la estratosfera terrestre que contiene una concentración relativamente alta de ozono. Esta capa, que se extiende aproximadamente de los 15 km a los 40 km de altitud, reúne el 90 % del ozono presente en la atmósfera y absorbe del 97 % al 99 % de la radiación ultravioleta de alta frecuencia. • Mesosfera Es la tercera capa de la atmósfera de la Tierra. Se extiende entre los 50 y 80 km de altura, contiene solo el 0.1 % de la masa total del aire. Es la zona más fría de la atmósfera, pudiendo alcanzar los −80 °C. Es importante por la ionización y las reacciones químicas que ocurren en ella. La baja densidad del aire en la mesosfera determina la formación de turbulencias y ondas atmosféricas que actúan a escalas espaciales y temporales muy grandes. • Ionosfera En la termosfera o ionosfera (de 69/90 a los 600/800 km), la temperatura aumenta con la altitud, de ahí su nombre. La ionosfera es la cuarta capa de la atmósfera de la Tierra. Se encuentra encima de la mesosfera. A esta altura, el aire es muy tenue y la temperatura cambia con la mayor o menor radiación solar tanto durante el día como a lo largo del año. Si el sol está activo, las temperaturas en la termosfera pueden llegar a 1500 °C e incluso más altas. La CIV-3308-A PAG. 7 termosfera de la Tierra también incluye la región llamada ionosfera. En ella se encuentra el 0.1 % de los gases. • Exosfera La última capa de la atmósfera de la Tierra es la exosfera (600/800 - 2000/10 000 km). Esta es el área donde los átomos se escapan hacia el espacio. Como su nombre indica, es la región atmosférica más distante de la superficie terrestre. Su límite superior se localiza a altitudes que alcanzan los 960 e incluso 1000 km., y está relativamente indefinida. Es la zona de tránsito entre la atmósfera terrestre y el espacio interplanetario. PRESIONES ATMOSFERICAS La variación con la altura de la presión atmosférica con el conocimiento que se tiene del magnetismo o de la densidad atmosférica es lo que se conoce como Ley barométrica. es: La diferencia de presión entre dos capas separadas por un pues se supone la densidad constante. La ley de la densidad suponiendo el aire como un gas ideal aplicada a la superficie de la Tierra resulta una densidad del aire . Pretendemos subir una montaña no excesivamente alta (para que la densidad sea constante) y queremos saber cómo disminuirá la presión a medida que ascendemos Como la densidad del mercurio es: es 11.100 veces mayor que la densidad del aire resulta que la presión disminuye 1 mm de Hg cuando nos elevamos 11100 mm es decir 11,1 m. Ahora bien como 4 hPa son 3 mm de Hg la presión disminuye 4 hPa cada 33,3 m es decir 1 hPa cada 8 m de ascenso. En una atmósfera isoterma la presión varía con la altura siguiendo la ley: donde M es la masa molecular, g la aceleración de la gravedad, h-h0 es la diferencia de alturas entre los niveles con presiones P y P 0 y T es la temperatura absoluta media entre los dos niveles, y R la constante de los CIV-3308-A PAG. 8 gases perfectos. El hecho de que la temperatura varíe sí limita la validez de la fórmula. Por el contrario, la variación de la aceleración de la gravedad es tan suave que no afecta. • Escala de altura La escala de altura es una atmósfera para que la altura a la que hay que elevarse en la presión atmosférica disminuya en un factor e=2,718182. Es decir la disminución de presión es Para calcularla basta con poner en la Ley barométrica resulta: Para la atmósfera de la Tierra la escala de alturas H es de 8,42 km. En función de la escala de alturas H la presión puede expresarse: y análogamente para la densidad: 1.4. SISMOS Un terremoto (del latín terra ‘tierra’, y motus ‘movimiento’), también llamado seísmo o sismo (del griego σεισμός [seismós]temblor o temblor de tierra) es un fenómeno de sacudida brusca y pasajera de la corteza terrestre producida por la liberación de energía acumulada en forma de ondas sísmicas. Los más comunes se producen por la ruptura de fallas geológicas. También pueden ocurrir por otras causas como, por ejemplo, fricción en el borde de placas tectónicas, procesos volcánicos o incluso pueden ser producidas por el hombre al realizar pruebas de detonaciones nucleares subterráneas. El punto de origen de un terremoto se denomina hipocentro. El epicentro es el punto de la superficie terrestre directamente sobre el hipocentro. Dependiendo de su intensidad y origen, un terremoto puede causar desplazamientos de la corteza terrestre, corrimientos de tierras, maremotos (o también llamados tsunamis) o la actividad volcánica. Para medir la energía liberada por un terremoto se emplean diversas escalas, entre ellas, la escala de Richter es la más conocida y utilizada en los medios de comunicación. CIV-3308-A PAG. 9 Falla de San Andrés. La posibilidad de un terremoto en California (Estados Unidos) es una de las más altas del mundo. Tanto es así que ya se le llama "The Big One" al futurible sismo. La causa de los terremotos se encuentra en la liberación de energía de la corteza terrestre acumulada a consecuencia de actividades volcánicas y tectónicas, que se originan principalmente en los bordes de la placa . Aunque las actividades tectónicas y volcánicas son las causas principales por las que se generan los terremotos hay otros factores que pueden originarlos: • Acumulación de sedimentos por desprendimientos de rocas en las laderas de las montañas, hundimiento de cavernas. • Modificaciones del régimen fluvial. • Variaciones bruscas de la presión atmosférica por ciclones. Estos fenómenos generan eventos de baja magnitud, que generalmente caen en el rango de microsismos: temblores detectables sólo por sismógrafos. 1.5. SISMOS EN BOLIVIA El Observatorio de San Calixto a través de un estudio realizado el 2004 y respaldado por 10 universidades internacionales, identificaron el origen de sismicidad de Bolivia que se divide en tres fuentes sismogénicas, las cuales asimismo se sub dividen y pueden ser identificadas en una profundidad 75 kilómetros, establece el informe. La sub fuente relacionada con Fallas Potencialmente Activas (FPA) que generaron sismicidad, probablemente, en la época geológica del holoceno, que corresponde al periodo Cuaternario, donde sus evidencias son visibles en superficie e identificadas por los rasgos geológicos, geomorfológicos y estructurales presentes en sedimentos recientes. La caracterización de las fallas es posible obtenerlas, también, con otras metodologías como geodesia la cual permiten conocer el tipo de falla, tasa de movimiento, longitud de desplazamiento, magnitud probable, y las etapas de retorno en varios centenares o miles de años. La sub fuente con sismicidad en diferentes capas de la corteza, generalmente a profundidades mayores a cinco kilómetros, son frecuentes, principalmente en el departamento de Cochabamba, mientras que la frecuencia menor en los departamentos de Santa Cruz, Chuquisaca, La Paz, Oruro y Potosí y dispersa en los departamentos de Tarija, Beni y Pando. Los sismos están ubicados al interior de la placa de Nazca, se caracterizan por una gran actividad, alcanzando ocasionalmente magnitudes hasta ocho, sin CIV-3308-A PAG. 10 generar mayores consecuencias y siendo sentidos levemente en el epicentro, esto debido a gran profundidad. La actividad sísmica ubicada entre 100 a 350 kilómetros de profundidad, denominados sismos intermedios, la frecuencia de ocurrencia es la mayor de los sismos de fuente de subducción. Se concentran en los departamentos de La Paz, (sud oeste), Oruro y Potosí. Mientras que los que ocurren a profundidades entre 500 a 700 kilómetros, denominados sismos profundos, su característica principal es que son poco frecuentes, pero pueden generar sismos de gran magnitud, como los detectados en 1994 de magnitud 8 Mw, ocurrido a 635 kilómetros por debajo de Rurrenabaque, Departamento del Beni. Su ocurrencia es por debajo los departamentos de La Paz (norte), Santa Cruz y Tarija. Las energías de las ondas sísmicas se propagan por las diferentes capas de la corteza u otras irregularidades (entre los límites de las capas de la corteza), aumentando o disminuyendo y modificando la amplitud y/o generando variaciones en las frecuencias de sus ondas. CIV-3308-A PAG. 11 Observatorio San Calixto es la única institución sismológica en Bolivia El Observatorio San Calixto (OSC) es la única institución sismológica en Bolivia, que inició sus actividades el 1º de mayo de 1913. El prestigio alcanzado a nivel internacional, fue reconocido por los célebres sismólogos Gutenberg y Richter en su libro Seismicity of the Earth (1949), quienes expresaron que: “la estación sísmica de La Paz es una de las más importantes en el mundo”. La Red Sísmica de Bolivia, operada por el Observatorio San Calixto consta de cuatro estaciones sísmicas analógicas y 21 estaciones digitales, las cuales están ubicadas en los departamentos de La Paz, Tarija, Potosí, Cochabamba, Beni, Chuquisaca, Oruro y Santa Cruz. 1.6. FALLAS ACTIVAS EN BOLIVIA Nombre Falla de la Longitud Km. en Tipo de Falla Terremoto Potencial Máximo Achacachi 15 Normal 6,4 Huarina 15 Inversa 7,4 Kenko 1,5 Normal 5,1 San Francisco 3 Normal 5,5 Quebrada Minasa 3,7 Normal 5,6 Tarija 43,5 Normal 7 Peñas 53,6 Normal 7,1 Llojeta 1 Normal 4,7 Escoma 26,6 Normal 6,7 Rio Beni 71,3 Normal 7,4 Ingavi 0,67 Normal mayor a 6,5 calculado con rechazo Mandeyapecua 486 Inversa 8,1 Amachuma 40 Normal 7 1.7. SISMOS EN ORURO CIV-3308-A PAG. 12 Datos técnicos del sismo que hizo temblar a Oruro El sismo de 3.7 en la escala de Richter que se registró ayer a las 13:10 horas en Oruro, fue la noticia más comentada por la ciudadanía en las calles de la urbe y en los sitios de internet, como portales de noticias y redes sociales. Las repercusiones no se dejaron de esperar, principalmente en las redes sociales como el Facebook y Twitter, donde los internautas expresaron sus comentarios de distintas maneras, por ejemplo: "El sismo me dio miedo", R.C.D. "Yo sentí, pero pienso que es un sacudón más interno, ya que debemos reflexionar sobre las cosas que hacemos en esta vida", K.P.V. "Temblor en Oruro, no lo puedo creer", P.B.R. "Oruro tembló por aproximadamente tres segundos", J.M.V.V. "Uii… Tembló Orurito se sintió fuerte nomás", P.F. "Temblor en Oruro!!! Con el corazón a mil x hora! Qué sustooo! A respirar", G.C.T. "Tembló Oruro!!!", F.M.S. "Fin del mundo señores!!", T.B.C. "Temblor!!!!!! Susto susto!!!!!!!!", M.C.I. "Temblor!!!!!! Se tiró mis parlantes!!!!!", R.D.H.R. "Q horribleeee ese temblor muero de nervios", X.L.G. 1.8. HIPOCENTRO Y EPICENTRO • El hipocentro o foco es la zona en el interior de la Tierra donde inicia la ruptura de la falla: desde ahí se propagan las ondas sísmicas. • El epicentro es el punto en la superficie terrestre situado directamente encima del hipocentro. CIV-3308-A PAG. 13 2. 2.METODOS DE MEDICION 2.1 SISMOGRAFO Un sismógrafo es un instrumento usado para medir movimientos de la Tierra. Se basa en el principio de inercia de los cuerpos, como sabemos este principio nos dice que todos los cuerpos tienen una resistencia al movimiento o a variar su velocidad. Así, el movimiento del suelo puede ser medido con respecto a la posición de una masa suspendida por un elemento que le permita permanecer en reposo por algunos instantes con respecto al suelo. El mecanismo consiste usualmente en una masa suspendida de un resorte atado a un soporte acoplado al suelo, cuando el soporte se sacude al paso de las ondas sísmicas, la inercia de la masa hace que ésta permanezca un instante en el mismo sitio de reposo. Posteriormente cuando la masa sale del reposo, tiende a oscilar. Sin embargo, ya que esta oscilación posterior del péndulo no refleja el verdadero movimiento del suelo, es necesario amortiguarla. En la figura de la derecha se ha representado un aparato en el que el amortiguamiento se logra por medio de una lámina sumergida en un líquido (comúnmente aceite). Este era el método utilizado en los aparatos antiguos, actualmente se logra por medio de bobinas o imanes que ejercen las fuerzas amortiguadoras de la oscilación libre de la masa. Si se sujeta un lápiz a la masa suspendida, para que pueda inscribir en un papel pegado sobre un cilindro que gira a velocidad constante, se podrá registrar una componente del movimiento del suelo. El instrumento hasta aquí descrito, detecta la componente vertical del movimiento del suelo y se conoce como sismógrafo vertical. El papel donde traza el movimiento se conoce como sismograma. Como el movimiento del suelo tiene lugar en las tres dimensiones del espacio, los movimientos del suelo también tienen dos componentes horizontales. Para medir este movimiento se requiere de péndulos horizontales que oscilan como una puerta aunque con el eje ligeramente inclinado para lograr un punto de estabilidad. Uno de estos sismógrafos horizontales se orienta en la dirección N- CIV-3308-A PAG. 14 S y otro en la E-O. Un ejemplo de sismógrafo horizontal es el que se muestra en la figura siguiente. Además del péndulo y el sistema de amortiguamiento los sismógrafos emplean un sistema de amplificación para producir registros que puedan ser analizados a simple vista. Antiguamente la amplificación se realizaba por medio de un sistema mecánico, en la actualidad la amplificación se realiza electrónicamente. Los sismómetros actuales son sumamente sensibles a los movimientos de tierra; por ejemplo movimientos tan pequeños como 1/10,000,000 de centésima (distancias casi tan pequeñas como espacios atómicos) pueden ser detectados en lugares sumamente quietos. Los sismómetros comúnmente registran movimientos de muchas y diferentes fuentes naturales; como también aquellas causadas por el hombre; por ejemplo movimientos de los árboles a causa del viento, olas golpeando las playas, y ruidos de coches y grandes camiones. El movimiento del suelo con respecto a la masa se efectuaba en los primeros instrumentos por medio de una pluma o estilete que inscribía sobre un tambor giratorio. Después se introdujo la inscripción sobre película o papel fotográfico de un haz de luz reflejado en la masa o sistema amplificador del sismógrafo. Actualmente existen sismógrafos que detectan el movimiento de la masa electrónicamente y lo digitalizan para ser almacenado en cinta magnética u otros medios de almacenamiento digital. CIV-3308-A PAG. 15 2.2. ACELEROGRAFO Un acelerógrafo no es lo mismo que un sismógrafo. El acelerógrafo registra la aceleración del suelo durante un terremoto. Estos aparatos son utilizados en análisis de movimiento fuerte (grandes sismos) ya que han sido diseñados para resistir tales sacudidas. La red de instrumentos del Laboratorio de Ingeniería Sísmica se compone únicamente de acelerógrafos. Estos instrumentos permiten, entre otros: Estimar el valor máximo de aceleración del suelo durante un terremoto. Este valor se usa para diseñar estructuras sismo-resistentes. Calcular la duración de movimiento fuerte en el sitio donde se ubica. Por lo general, la duración aumenta conforme aumenta la distancia desde el epicentro. Crear mapas de intensidad instrumental que reflejan los sitios donde la sacudida es más fuerte o más débil. Calcular la respuesta del suelo de manera que se pueda planificar la construcción de estructuras seguras en el futuro. Calcular espectros de diseño y respuesta que eventualmente pueden ser utilizados por el Código Sísmico para regular el tipo de construcción en diferentes zonas sísmicas de Costa Rica. Realizar estudios de amenaza sísmica mediante el uso de ecuaciones que predicen el comportamiento de los valores máximos de un terremoto en función de la distancia. Fotografía de un acelerógrafo modelo SMA-1 usado en el pasado. CIV-3308-A PAG. 16 3. PLACAS TECTONICAS Una placa tectónica o placa litosférica es un fragmento de litosfera que se mueve como bloque rígido sin que ocurra deformación interna sobre la astenósfera (manto exterior o superior) de la Tierra. La tectónica de placas es una teoría que explica la estructura y la dinámica de la superficie terrestre. Establece que la litosfera (la porción superior más fría y rígida de la Tierra) está fragmentada en una serie de placas que se desplazan sobre la astenósfera. Esta teoría también describe el movimiento de las placas, sus direcciones e interacciones. La litosfera terrestre está dividida en placas grandes y en placas menores o microplacas. En los bordes de las placas se concentra actividad sísmica, volcánica y tectónica. Esto da lugar a la formación de grandes cadenas y cuencas. La Tierra es el único planeta del sistema solar con placas tectónicas activas, aunque hay evidencias de que en tiempos remotos Marte, Venus y alguno de los satélites galileanos, como Europa, fueron tectónicamente activos. 3.1. TIPOS DE PLACAS Las placas litosféricas son esencialmente de dos tipos, según la clase de corteza que forma la superficie. Hay dos clases de corteza: la oceánica y la continental. • Placas oceánicas. Están cubiertas íntegramente por corteza oceánica, delgada, de composición básica: hierro y magnesio dominantes. Aparecen sumergidas en toda su extensión, salvo por existencia de edificios volcánicos intraplaca, de los cuales los destacados por altos aparecen emergidos, o por arcos insulares (de islas) en alguno de sus bordes. Los ejemplos más notables se ubican en el Pacífico: la del Pacífico, la placa de Nazca, la placa de Cocos y la placa Filipina. • Placas mixtas. Son placas parcialmente cubiertas por corteza continental y así mismo en parte por corteza oceánica. La mayoría de las placas es de estas características. Para que una placa sea íntegramente continental tendría que carecer de bordes de tipo divergente (dorsales) en su contorno. En teoría esto es posible en fases de convergencia y de colisión de fragmentos continentales. Así pueden interpretarse algunas subplacas que constituyen los continentes. Valen como ejemplos de placas mixtas la placa Sudamericana y la placa Euroasiática. Placas tectónicas del mundo CIV-3308-A PAG. 17 Actualmente existen las siguientes placas tectónicas en la superficie de la Tierra con límites más o menos definidos, que se dividen en 15 placas mayores (o principales) y 43 placas menores (o secundarias). 3.2. PLACAS MAYORES Las 15 placas mayores Las 15 placas tectónicas mayores: • • • • • • • • • • • • • • • Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Africana Antártica Arábiga de Cocos de Nazca del Caribe del Pacífico Euroasiática Filipina India Indoaustraliana Juan de Fuca Norteamericana Scotia Sudamericana 3.3. PLACAS MENORES Las 43 placas menores CIV-3308-A PAG. 18 Mapa detallado que muestra las placas tectónicas con sus vectores de movimiento. • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • • Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Placa Amuria Apuliana o Adriática Cabeza de Pájaro o Doberai de Altiplano de Anatolia de Birmania de Bismarck del Norte de Bismarck del Sur de Chiloé de Futuna de Gorda de Juan Fernández de Kermadec de Manus de Maoke de Nubia de Ojotsk de Okinawa de Panamá de Pascua de Sandwich de Shetland de Timor de Tonga de la Sonda de las Carolinas de las Marianas de las Nuevas Hébridas de los Andes del Norte del Arrecife de Balmoral del Arrecife de Conway del Explorador del Mar de Banda del Mar Egeo o Helénica del Mar de las Molucas del Mar de Salomón Galápagos CIV-3308-A PAG. 19 • • • • • • Placa Placa Placa Placa Placa Placa Iraní Niuafo'ou Rivera Somalí Woodlark Yangtze 4. ESCALAS DE INTENSIDAD SISMICA 4.1. ESCALA DE RICHTER La escala sismológica de Richter, también conocida como escala de magnitud local (ML), es una escala logarítmica arbitraria denominada así en honor del sismólogo estadounidense Charles Richter (1900-1985). La escala de Richter mide la magnitud de un sismo. A través de ella se puede conocer la energía liberada en el hipocentro o foco, que es aquella zona del interior de la tierra donde se inicia la fractura o ruptura de las rocas, la que se propaga mediante ondas sísmicas. Es una escala logarítmica, no existiendo limites inferior ni superior. De acuerdo a esta escala, un sismo tiene un único valor o grado Richter. La magnitud Richter se calcula mediante una expresión matemática, cuyos datos se obtienen del análisis de los registros instrumentales. Debido a su carácter logarítmico, cuando la amplitud del movimiento o energía liberada por el sismo varía por un factor de 10, la magnitud cambia en una unidad. Así, un sismo de magnitud 7 será diez veces más fuerte que un evento de magnitud 6, y cien veces más fuerte que uno de magnitud 5. Debido a ciertas limitaciones en la escala de Richter, esta ha sido sustituida en la actualidad por la escala de magnitud de momento (MW), la cual es completamente independiente del tipo de instrumento. La escala de Richter sigue siendo ampliamente usada debido a que se puede calcular rápidamente. El sismo más grande, registrado instrumentalmente en el mundo, alcanzó una magnitud momento (MW) de 9.5 Richter el 22 de mayo de 1960 en Chile (vea Los peores terremotos desde 1900). 4.2. ESCALA DE MERCALLI Los sismólogos usan un método diferente para estimar los efectos de un sismo, conocido como su intensidad. La intensidad no debe confundirse con la magnitud. Aunque cada sismo tiene un solo valor de magnitud, sus efectos varían de un lugar a otro, y habrán muchos estimados diferentes de intensidad. La intensidad es la violencia con que se siente un sismo en diversos puntos de la zona afectada. La medición se realiza de acuerdo a la sensibilidad del movimiento, en el caso de sismos menores, y, en el caso de sismos mayores, CIV-3308-A PAG. 20 observando los efectos o daños producidos en las construcciones, objetos, terrenos y el impacto que provoca en las personas. El valor de la intensidad de un sismo en un cierto lugar se determina de acuerdo a una escala previamente establecida. Se han desarrollado varias escalas para medir la intensidad de un sismo pero la más usada es la escala de Mercalli, que ha estado en uso desde 1931. Debe su nombre al vulcanólogo italiano Giuseppe Mercalli. Ha sido modificada varias veces y en la actualidad la escala se conoce como la Escala de Mercalli Modificada, abreviada comúnmente como MM. Es una escala cualitativa, mediante la que se mide la intensidad de un sismo. Constituye la percepción de un observador entrenado para establecer los efectos de un movimiento telúrico en un punto determinado de la superficie de la tierra. La escala modificada de Mercalli va desde el grado I hasta el XII. A un mismo sismo, con un único grado Richter, se le pueden otorgar distintos grados en la Escala de Mercalli, de acuerdo a la percepción o efectos de ese movimiento en cada punto donde se ha percibido. Esto explica el por qué a un mismo sismo sensible, con un único grado Richter, se le otorgan distintos grados Mercalli en los distintos puntos geográficos donde se ha dejado sentir. (Se expresan en los números romanos del I al XII) Por lo tanto, el uso de la Escala de Mercalli requiere: Tener en cuenta los efectos que distorsionan la percepción de la intensidad (percepción personal), que depende del lugar en que uno se encuentra: altura, tipo de edificación, tipo de suelo, modalidad de construcción, entre otros factores. Junto con tener presente lo anterior, al momento de precisar la Intensidad, se sugiere consultar a otras personas con qué intensidad percibieron el sismo. De preferencia no deben encontrarse en el mismo lugar. Esta medición cualitativa es la que orienta directamente las acciones de protección civil frente a la ocurrencia de sismos mayores o destructores (terremotos). Revisemos la Escala de Mercalli Cada sismo sensible se manifiesta, en cada punto donde se ha dejado sentir, de determinada manera. Observar tales características permitirá otorgar un determinado grado al sismo en la Escala de Mercalli. Intensidad Descripción I. Muy débil Lo advierten muy pocas personas y en condiciones de percepción especialmente favorables (reposo, silencio total, en estado de mayor concentración mental, etc.) CIV-3308-A PAG. 21 II. Débil Lo perciben sólo algunas personas en reposo, particularmente las ubicadas en los pisos superiores de los edificios. III. Leve Se percibe en el interior de los edificios y casas. No siempre se distingue claramente que su naturaleza es sísmica, ya que se parece al paso de un vehículo liviano. IV. Moderado Los objetos colgantes oscilan visiblemente. Es sentido por todos en el interior de los edificios y casas. La sensación percibida es semejante al paso de un vehículo pesado. En el exterior la percepción no es tan general. V. Poco Fuerte Sentido por casi todos, aún en el exterior. Durante la noche muchas personas despiertan. Los líquidos oscilan dentro de sus recipientes y pueden derramarse. Los objetos inestables se mueven o se vuelcan. VI. Fuerte Lo perciben todas las personas. Se siente inseguridad para caminar. Se quiebran vidrios de ventana, vajillas y objetos frágiles. Los muebles se desplazan y se vuelcan. Se producen grietas en algunos estucos. Se hace visible el movimiento de los árboles y arbustos. VII. Muy fuerte Se experimenta dificultad para mantener en pie. Se percibe en automóviles en marcha. Causa daños en vehículos y estructuras de albañilería mal construidas. Caen trozos de estucos, ladrillos, cornisas y diversos elementos electrónicos. VIII. Destructivo Se hace difícil e inseguro el manejo de vehículos. Se producen daños de consideración y a veces derrumbe parcial de estructuras de albañilería bien construidas. Caen chimeneas, monumentos, columnas, torres y estanques. Las casas de madera se desplazan y se salen totalmente de sus bases. IX. Ruinoso Se produce inquietud general. Las estructuras albañilería bien construidas se dañan y derrumban totalmente. Las estructuras de removidas de sus cimientos. Se pueden cañerías subterráneas. X. Desastroso corrientes de a veces se madera son fracturar las Se destruye gran parte de las estructura de albañilería de toda especie. Algunas estructuras de madera bien construidas, incluso puentes, se destruyen. Se producen grandes daños en represas, diques y malecones. Los rieles CIV-3308-A PAG. 22 de ferrocarril se deforman levemente. XI. Muy desastroso Muy pocas estructuras de albañilería quedan en pie. Los rieles del ferrocarril quedan fuertemente deformados. Las cañerías quedan totalmente fuera de servicio. XII. Catastrófico El daño es casi total. Se desplazan grandes masas de rocas. Los objetos saltan al aire. Los niveles y perfiles de las construcciones quedan distorsionados. 5. MAGNITUD DE LOS SISMOS La magnitud de un sismo es una medida de la energía sísmica liberada durante el proceso de ruptura de una falla. Existen muchas formas diversas de medir la energía. Cada una de estas formas es una adaptación a los instrumentos existentes con los que se registran las ondas sísmicas. Es por ello que existen muchos tipos de magnitudes; mb, MS, MW, etc. La mayoría de estas magnitudes tienen validez únicamente para un pequeño rango de magnitudes. Solo la magnitud MW, la medida del momento sísmico (Mo) es la que tiene validez para cualquier rango de magnitudes. La magnitud mide la energía liberada por un sismo y por lo tanto es un parámetro intrínseco del sismo, esto es, la magnitud de un sismo es la misma sin importar donde se realice la medida. La intensidad, por otro lado, estima los efectos de un sismo sobre las construcciones humanas, depende mucho de la distancia al foco del sismo; de las condiciones del suelo; de las condiciones de los edificios; de la perceptibilidad de la gente; de la profundidad del foco; y poco de la energía sísmica CIV-3308-A PAG. 23 6. TAMAÑO DE LOS SISMOS 7. ONDAS SISMICAS Las ondas sísmicas son un tipo de onda elástica fuerte en la propagación de perturbaciones temporales del campo de tensiones que generan pequeños movimientos en las placas tectónicas. Las ondas sísmicas pueden ser generadas por movimientos telúricos naturales, los más grandes de los cuales pueden causar daños en zonas donde hay asentamientos urbanos. Existe toda una rama de la sismología que se encarga del estudio de este tipo de fenómenos físicos. Las ondas sísmicas pueden ser generadas también artificialmente como por ejemplo el uso de explosivos o camiones (vibroseis). La sísmica es la rama de la sismología que estudia estas ondas artificiales por ejemplo la exploración del petróleo. 7.1. ONDAS LONGITUDINALES “P” Las ondas P son ondas longitudinales o compresionales, lo cual significa que el suelo es alternadamente comprimido y dilatado en la dirección de la propagación. Estas ondas generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las ondas S y pueden viajar a través de cualquier tipo de material. Velocidades típicas son 330m/s en el aire, 1450m/s en el agua y cerca de 5000m/s en el granito. 7.2. ONDAS TRANSVERSALES “S Las ondas S son ondas transversales o de corte, lo cual significa que el suelo es desplazado perpendicularmente a la dirección de propagación, alternadamente hacia un lado y hacia el otro. Las ondas S pueden viajar únicamente a través de sólidos debido a que los líquidos no pueden soportar esfuerzos de corte. Su velocidad es alrededor de 58% la de una onda P para cualquier material sólido. Usualmente la onda S tiene mayor amplitud que la P y se siente más fuerte que ésta. Por ejemplo en el CIV-3308-A PAG. 24 núcleo externo, que es un medio líquido, no permite el paso de las ondas S. Existen dos tipos de ondas superficiales: ondas Rayleigh y ondas Love. 7.3. ONDAS DE RAYLEIGH Y LOVE Las ondas Rayleigh son ondas superficiales que viajan como ondulaciones similares a aquellas encontradas en la superficie del agua. La existencia de estas ondas fue predicha por John William Strutt. Las ondas "Love" son ondas superficiales que provocan cortes horizontales en la tierra. Fueron bautizadas por A.E.H. Love, un matemático británico que creó un modelo matemático de las ondas en 1911. Las ondas Love son levemente más lentas que las ondas de Rayleigh. CIV-3308-A PAG. 25 7.4 REPLICAS Las réplicas son movimientos sísmicos posteriores a un sismo, de magnitud menor que este y que ocurren en la misma región. La imagen siguiente, emitida por el Servicio Geológico de los Estados Unidos, muestra losepicentros de las réplicas ocurridas en el lapso de 24 horas posterior a un terremoto de 7,3 Mw en el 2012 con epicentro entre las costas de El Salvador y Nicaragua; Es normal que se registren numerosas réplicas después de un terremoto. 8. CENTROS DE OBSERVACION SISMICA CIV-3308-A PAG. 26 El Centro de Alerta de Tsunamis del Pacífico (en inglés Pacific Tsunami Warning Center, PTWC), operado por la Administración Nacional Oceánica y Atmosférica (NOAA) en Ewa Beach (Hawái), es uno de los dos centros de alerta de tsunamis de Estados Unidos. Forma parte de un sistema de alerta de tsunamis (TWS, del inglés tsunami warning system) internacional y sirve como centro de operaciones del sistema de alerta de tsunamis del Pacífico, para la supervisión y predicción de tsunamis y la emisión de advertencias a los países de la zona del océano Pacífico, incluyendo el estado de Hawái. El otro centro de alerta de tsunamis es el 'Centro de alerta de Tsunamis de la Costa Oeste/Alaska' (West Coast/Alaska Tsunami Warning Center, WC/ATWC), ubicado en Palmer (Alaska), sirviendo a todas las regiones costeras de Canadá y los Estados Unidos, salvo Hawái. El PTWC se inauguró en 1949, tras el terremoto de las islas Aleutianas de 1946 y un tsunami que causó 165 víctimas mortales en Hawái y Alaska. Después del terremoto del océano Índico de 2004, el PTWC ha ampliado su orientación de alerta a fin de incluir el océano Índico, el Caribe y regiones adyacentes, hasta la capacidad de elaborar alertas regionales para estas áreas. 8.1 TIEMPO DE ARRIBO DE LAS ONDAS SISMICAS Cada onda (de cuerpo, superficial, directa, reflejada, de cabeza, etc.) que podemos distinguir en un sismograma, es llamada fase sísmica (no confundir estas "fases" con la fase de una onda senoidal). El punto del sismograma donde comienza, en el que "llega", la fase sísmica es llamadoarribo y el tiempo correspondiente es llamado tiempo de arribo de la fase. Es uso general expresar todos los tiempos de arribo referidos al Tiempo Coordinado Universal (UCT), que es radiado por varias estaciones en el mundo entero y ha venido a remplazar al Tiempo Medio de Greenwich (GMT); aunque éstos son casi exactamente iguales. CIV-3308-A PAG. 27 CIV-3308-A PAG. 28 DOCENTE: Ing. Juan Tejerina Rivera Univ. Demetrio Fili Huanca C.I.: 7343340 Or. Civ.-3308-A 10. BIBLIOGRAFIA.  Dinámica Estructural del Ing. Juan Tejerina Rivera.  Terremotos y Ondas sísmicas de Juan Manuel Espindola Castro. CIV-3308-A PAG. 29     Sismo guía de Graciela Solache Ramírez. Hipocentro y Epicentro de www.monografias.com Línea de cambio de fecha de www.wikipedia.com Coordenadas geográficas de www.wikipedia.com CIV-3308-A PAG. 30