1E PREVENCION DE DESASTRES

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CUADERNOSDE

JULIO, Bess

INVESTIGACION

1 8

SISMICIDAD Y MOVIMIENTOS FUERTESEN MEXICO: UNA VISION ACTUAL

Shri K. Singh y Mario Ordaz

Secretario de Gobernación

Dr. Esteban Moctezuma Barragán

Subsecretario de Protección Civil y dePrevención y Readaptación Social

Lic. Humberto Lira Mora

Director General del CENAPRED

Arq. Vicente Pérez Carabias

Jefe del Equipo Japonés en el CENAPRED

Dr. Tatsuo Murota

Coordinador de Investigación del CENAPRED

Dr. Roberto Meli

Coordinador de Difusión del CENAPRED

Lic. Ricardo Cícero Betancourt

Edición a cargo de: Violeta Ramos Radilla yJavier Lara Espinosa PUBLICADO POR EL CENTRO NACIONAL DE

PREVENCION DE DESASTRES DE LASECRETARIA DE GOBERNACION

Distribución en México: Coordinación de Enlace

Nacional

Distribución en el Exterior: Coordinación de Asuntos

Internacionales

EL CONTENIDO DE ESTE DOCUMENTO ESEXCLUSIVA RESPONSABILIDAD DE LOS

AUTORES

Julio - 1994, No. 18

Sistema Nacional de Protección Civil

DIRECTORIO DEL CENAPRED

DIRECCION GENERAL Arq. Vicente Pérez Carabias, COORDINACION DE INVESTIGACION Dr. Robe rto Met Pirata;COORDINACION DE CAPACITACION Lic. Gloria Luz Ort iz Espejel: COORDINACION OE DIFUSION Lic. Ricardo Cicero Belanceurl;COORDINACION DE ENLACE NACIONAL Lic. Alberto Ruiz de la Peña. 000RDINACION DE ASUNTOS INTERNACIONALES Lic.Enrique Solárzano Mier; COORDINACION DE PROGRAMAS Y NORMAS Lic. Federi co Miguel Vazquez Juarez, COORDINACIONADMINISTRATIVA C P. Alfonso Macias Flores.

SISTEMA NACIONAL DE PROTECCION CIVIL

CENTRO NACIONAL DE PREVENCION DE DESASTRES

iyC `,; j:• -

SISMICIDAD Y MOVft TE 5FUERTES E\ MEXICO:

UNA VISION ACTUAL

Shri K. Singh

Mario Ordaz

COORDINACION DE INVESTIGACION

AREA DE RIESGOS GEOLOGICOS

LASIF.:OQUIS.: u

CUADERNOS DE INVESTIGACION

PRESENTACION

La Coordinación de Investigación del Centro Nacional de Prevención de Desastres realiza

estudios sobre las características de los fenómenos naturales y de las actividades humanas que

son fuentes potenciales de desastres, así como sobre las técnicas y medidas que conducen a la

reducción de las consecuencias de dichos fenómenos.

Las actividades enfocan la problemática de los Riesgos Geológicos (Sismos y Volcanes),

de los Riesgos Hidrometeorológicos (Inundaciones, Huracanes, Sequías, Erosión) y de los

Riesgos Químicos (Incendios, Explosiones, Contaminación por Desechos Industriales).

Los resultados de los estudios se publican en Informes Técnicos que se distribuyen a las

instituciones y los especialistas relacionados con cada tema específico.

En adición a dichos informes técnicos de carácter muy especializado, el CENAPRED ha

emprendido la publicación de esta serie, llamada CUADERNOS DE INVESTIGACION, con el

fin de dar a conocer a un público más amplio aquellos estudios que se consideran de interés

más general o que contienen información que conviene quede publicada en una edición más

formal que la de los Informes Técnicos.

Los Catálogos de Informes Técnicos y de Cuadernos de Investigación, así como las

publicaciones específicas pueden obtenerse solicitándolos por escrito a la Coordinación deInvestigación del CENAPRED, o pueden consultarse directamente en su Unidad deInformación.

SISMICIDAD Y MOVIMIENTOS FUERTES EN MÉXICO: UNA VISIÓN ACTUAL

Shri K. Singh' y Mario Ordaz2

RESUMEN

Se hace una reseña de algunos estudios que se hanrealizado en los últimos diez años sobre características delos temblores mexicanos y la estimación de los movimientosfuertes producidos por ellos. Se hace hincapié en aquellosresultados que han tenido, o probablemente tendrán, mayorimpacto en los nuevos reglamentos de construcciones ennuestro país.

1. INTRODUCCIÓN

Los temblores de Michoacán del 19 y 21 de septiembre de 1985 dieron un granímpetu a la sismología y a la ingeniería sísmica en México. La importancia de entenderlos fenómenos de generación de los grandes temblores, la propagación de las ondassísmicas y el efecto de sitio en el movimiento del terreno quedó manifiesta a causa delos daños producidos por el terremoto del 19 de septiembre de 1985 (Ms 8.1),especialmente en el Distrito Federal (DF). Gracias a la disponibilidad de sismogramasde muy alta calidad obtenidos a distancias telesísmicas, así como acelerogramasdigitales registrados en la zona epicentral, a lo largo de la costa del Pacífico y en elDF, las características del terremoto del 19 de septiembre de 1985 han sidoestudiadas en detalle por diversos grupos de investigadores. Aunque la metodologíay los datos usados por los grupos difieren, los resultados obtenidos son muyconsistentes.

Aparte de los estudios relacionados con el terremoto de Michoacán, se hanhecho avances significativos para entender: (a) el proceso de ruptura de los grandes

' Investigador del Instituto de Geofísica, UNAM y Asesor del Centro Nacional dePrevención de Desastres y del Instituto de Ingeniería, UNAM.

2 Jefe del Area de Riesgos Geológicos, Centro Nacional de Prevención deDesastres e investigador del Instituto de Ingeniería, UNAM.

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temblores mexicanos (Ms > 7) que han ocurrido desde 1907; (b) los sismos históricosde México; (c) la geometría de la zona de Benioff; (d) extensión y potencial sísmicode la brecha de Guerrero; (e) las características especiales de los grandes tembloresmexicanos; (f) el espectro sísmico en la fuente y su atenuación con la distancia; (g)la predicción de la aceleración máxima esperada en la zona epicentral; (h) lapropagación de las ondas sísmicas hacia el DF; (i) la estimación del movimiento delterreno en el DF (aceleración máxima, registro de aceleración, espectro de Fourier,espectro de respuesta, duración) debido a sismos de la costa del Pacifico; y (j) laamplificación espectral de las ondas sísmicas en la zona dura del valle de México y enalgunas otras ciudades de la república. En el presente artículo se hace un breveresumen de los trabajos que sobre estos temas se han realizado a partir de septiembrede 1985.

2. TECTÓNICA DE MÉXICO Y LOS GRANDES TEMBLORES

Los grandes temblores (Ms 7.0) en México a lo largo de la costa del Pacífico, soncausados por la subducción de las placas oceánicas de Cocos y de Rivera bajo la placade Norteamérica (fig 2.1). La placa de Rivera, que es relativamente pequeña, sedesplaza bajo el estado de Jalisco con velocidad relativa de unos 2.5 cm/año frentea la costa de Manzanillo. Algunos trabajos recientes sugieren que esta velocidadpodría alcanzar 5 cm/año (e.g., Kostoglodov y Bandy, 1994). La frontera entre lasplacas de Rivera y de Norteamérica es algo incierta, pero se estima que intersecta lacosta de México cerca de Manzanillo (19.1°N, 104.3°W). Por otra parte, la velocidadrelativa de la placa de Cocos con respecto al continente varía desde unos 5 cm/añocerca de Manzanillo hasta 7 cm/año en Chiapas. El terremoto de Jalisco del 3 de juniode 1932 (Ms 8.2), el cual ocurrió sobre la interfase de la placa de Rivera y la deNorteamérica (Singh et al, 1985a), muestra que una placa pequeña, joven y con unavelocidad relativamente baja de subducción es capaz de generar grandes temblores.Este terremoto es el más grande que ha ocurrido en México en el presente siglo.

Los grandes temblores también ocurren en el continente con profundidades deunos 60 km. En este caso los temblores presentan un mecanismo de fallamientonormal que refleja el rompimiento de litósfera oceánica subducida (Singh et al, 1985b).Si bien este tipo de eventos es relativamente poco frecuente, se sabe que puedencausar grandes daños. Algunos ejemplos de este tipo de sismos son el de Oaxaca del15 de enero de 1931 (Ms 7.8), el de Orizaba del 23 de agosto de 1973 (Ms 7.3) yel de Huajuapan de León del 24 de octubre de 1980 (m B 7.0).

Aún menos frecuentes son los temblores que ocurren dentro de la placacontinental (Ms 7). Dependiendo de su ubicación, tales eventos pueden generardaños considerables en diversos asentamientos humanos. Dos ejemplos son: eltemblor de Jalapa del 3 de enero de 1920 (Ms 6.4) y el de Acambay del 19 denoviembre de 1912 (Ms 7.0).

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Existe también lo que podría llamarse sismicidad de fondo, consistente entemblores con M 5.5, cuyo origen no puede asociarse a ninguna estructura geológicaen particular.

El Eje Neovolcánico en México no es paralelo a la trinchera, lo cual es algoanormal. Es muy probable que esto se deba a la morfología de la placa subducida.Gracias a los esfuerzos de varios investigadores ha habido un avance significativo enel conocimiento de la morfología de la placa subducida abajo del continente (e.g.,Singh et al., 1985b; Suárez et al., 1990; Ponce et al., 1992; Singh y Pardo, 1993;Pardo y Suárez, 1993, 1994). Los resultados indican una subducción con un ángulode 45° en Jalisco, casi horizontal en Guerrero, con un ángulo de 12° en Oaxacay de 45° en Chiapas. El contorno de los 80 a 120 km de profundidad de la zonade Benioff aproximadamente coincide con la línea de los volcanes. Existe unaevidencia, aunque no definitiva, que la placa continental entre la costa grande deGuerrero y el valle de México está en un estado de esfuerzo tensional (fig. 2.2),contrario a lo esperado (Singh y Pardo, 1993).

2.1 Catálogo de grandes temblores ocurridos en México

Los catálogos basados en sismogramas cubren los temblores que han ocurrido en estesiglo. Aún par a estos temblores, la asignación de magnitud ha sido problemáticadebido a cambios en la definición de la magnitud (ver, por ejemplo, Singh et al,1984a) y en las características de los sismógrafos. Algunos catálogos de grandestemblores mexicanos de este siglo están dados por Singh et al (1981), Singh et al(1984a) y Anderson et al (1989); las magnitudes y los momentos sísmicos reportadosen Anderson et al son tal vez los más confiables.

Tradicionalmente se ha considerado que el estudio de la sismicidad proporcionarespuestas a dos cuestiones cruciales para la ingeniería sísmica: qué tanfrecuentemente pueden presentarse en una región determinada temblores de ciertamagnitud y cuál es la máxima magnitud que puede generarse en una estructurageológica dada. En virtud de la naturaleza del fenómeno, su descripción en términosprobabilistas es, hasta el momento,la única posibilidad racional. Para alcanzar esteobjetivo, además de la información geológica pertinente, se requiere contar con uncatálogo de temblores confiable que cubra un lapso suficientemente grande. Uncatálogo es confiable cuando incluye todos los sismos con magnitud superior a ciertamagnitud de interés; es requisito además que otros datos relevantes como magnitudy localización, sean suficientemente precisos; en particular, la escala de magnitudesdebe ser uniforme y no sufrir del problema de saturación. En vista de que la sismicidadinstrumental se inicia a principios de siglo, la magnitud y localización de los eventosocurridos en los siglos anteriores están necesariamente basadas en la interpretaciónde las descripciones de daños. Esto implica, por una parte, que los catálogoshistóricos pueden incluir sólo eventos de magnitudes moderadas y grandes, y por otra

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parte, que las estimaciones de magnitud y localización pueden ser sumamenteinciertas. El problema de catálogos históricos en México es especialmente agudo envista de la escasa población a lo largo de la costa del Pacífico en los siglos pasados.Por Ejemplo, par a el siglo pasado, se ha identificado la ocurrencia de cerca de 23temblores con M >_ 7 (Singh et al, 1981), mientras que en lo que va de este siglo yahan ocurrido alrededor de 35 eventos de esta magnitud son que haya razón quejustifique tal diferencia en la sismicidad. En otras palabras, es muy probable que elcatálogo del siglo pasado esté incompleto. De estas consideraciones se desprende lanecesidad de dedicar esfuerzos importantes al estudio de los temblores históricoscomo los que han realizado García et al (1988) y Rojas et al (1988) para documentary dar interpretación sismológica a todos los temblores históricos para los que sedispone de testimonios. Aún cuando estos esfuerzos no permitieran completar elcatálogo histórico, los resultados, correctamente usados, serán de gran importanciaen la estimación del riesgo sísmico en México.

2.2 Periodos de recurrencia de grandes temblores a lo largo de la zona de subducción.

Los catálogos de grandes temblores de este siglo y del siglo anterior, junto consus _áreas de réplicas (medidas o inferidas), han permitido estimar periodos derecurrencia para algunos segmentos de la zona de subducción. Los resultados seresumen en la tabla 1 (modificada a partir de Singh et al., 1981). Los periodos derecurrencia observados, Tr , varían de 30 a 75 años. Sean V la velocidad relativa dela placa y D el deslizamiento durante un gran sismo. Resulta entonces que

D=r1 VT, (2.1)

donde rq toma en cuenta deslizamientos asísmicos. Como D es aproximadamenteproporcional a M0113 (M 0 = momento sísmico) es posible reescribir la ec 2.1 como

DM' 130

T' V^

Astiz y Kanamori (1984) ajustaron la ec 2.2 a datos de temblores mexicanosde subducción (tabla 1, excepto por los dos últimos eventos) y encontraron que

IogT,= 31ogMo -7.5 (2.3)

(2.2)

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(M 0 en dina-cm, T r en años). Si se toma el temblor de 1911 como el último evento enMichoacán (tabla 1), la ec 2.3 predice M. = 1 .3x10 28 dina-cm para un temblor en1985. Este valor para el momento sísmico coincide razonablemente con los valoresreportados por varios autores para el temblor del 19 de septiembre de 1985. Nóteseque la ec 2.3 predice el momento sísmico acumulado, es decir, el momento que podríaliberarse en un gran evento o en varios, más pequeños, distribuidos en un lapsorelativamente breve.

2.3 Tramos de quietud o brechas sísmicas

Los tiempos entre grandes eventos de subducción muestran claramente que el procesoque les da origen no puede ser modelado como uno de Poisson. El proceso se puedevisualizar como constituido por periodos de acumulación de energía de deformación-por efecto de la subducción de la placa- y su repentina liberación durante un temblor.Después del temblor, es necesario un nuevo periodo de acumulación de energía hastaque se sobrepase la resistencia de las rocas dando lugar a un nuevo temblor. Surgeentonces la noción de brecha sísmica para designar a un segmento del área decontacto entre las placas en el cual no se ha producido un temblor de importancia enun lapso relativamente grande (en el caso de México, más de 30 años). Se antojaintuitivamente aceptable asignar altas probabilidades de ocurrencia de un gran tembloren un lapso relativamente breve a las brechas sísmicas. Con base en estasconsideraciones se identificaron diversas brechas sísmicas en México (e g Kelleheret al, 1973; Singh et al, 1981). Los grandes temblores recientes (Colima, 1973;Oaxaca, 1978; Petatlán, 1919; Playa Azul, 1981; doblete de Ometepec, 1982;Michoacán, 1985) han ocurrido en sitios considerados brechas sísmicas. Destaca lade Guerrero, en cuya zona noroeste (desde Petatlán hasta cerca de Acapulco) no sehan producido grandes temblores en los últimos 80 años y cuya porción sureste(desde Acapulco hasta cerca de Ometepec) no ha dado lugar a eventos de importanciadespués de los terremotos de 1957 y 1962. Más adelante se discute con detalle elpotencial sísmico de esta brecha.

Cabe mencionar que se han hecho esfuerzos para modelar procesos deocurrencia como el descrito recurriendo tanto a modelos simplificados del procesofísico (Hong y Rosenblueth, 1988: Ordaz y Rosenblueth, 1989; E Reinoso,comunicación personal, 1990) como a modelos basados en la estadística bayesianaque hacen uso óptimo de la información disponible (Jara y Rosenblueth, 1988). Lanoción de brecha sísmica y la naturaleza no poissoniana de la ocurrencia de tembloreshace que, en general, el riesgo sísmico crezca con el tiempo que ha transcurrido sintemblar. El estudio de las implicaciones de este hecho en la reglamentación sísmicaes actualmente tema de investigación (Cornell y Winterstein, 1988; Rosenblueth yJara, 1990).

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2.4 Los temblores de septiembre de 1985

2.4.1. Acelerogramas en las zonas epicentrales

El gran temblor del 19 de septiembre de 1985 (Ms 8.1) rompió la brecha deMichoacán. A este temblor siguió otro el día siguiente (21 de septiembre, tiempo deGreenwich) con Ms 7.6. Estos eventos fueron registrados por una red deacelerógrafos instalada en la zona epicentral por un equipo conjunto del Instituto deIngeniería de la UNAM y de la Universidad de California en San Diego. Es la primeravez que temblores de gran magnitud en una zona de subducción se observaninstrumentalmente con equipo digital y buena cobertura. Para el temblor del 19 deseptiembre la información de esta red y de los acelerogramas en el valle de Méxicopresenta peculiaridades sorprendentes. En la zona epicentral se registraronaceleraciones del terreno que pueden considerarse pequeñas (0.15g) para un temblorde gran magnitud. Por otra parte, las aceleraciones observadas en y cerca del valle deMéxico varían entre 0.03 y 0.20 g. Esto también es sorprendente si se considera quela Ciudad de México se encuentra a casi 350 km de la zona epicentral.

Inmediatamente después del primer sismo se instaló una red de sismógrafos enla zona epicentral y con ello se obtuvieron las áreas de réplicas de los dos grandeseventos. Estas se muestran en la fig 2.3. Las profundidades se estimaron en 16 y 20km, respectivamente, con base en modelado sintético de ondas P de período largo (LP)(UNAM Seismology Group, 1986). Los mecanismos focales de ambos eventos sonprácticamente iguales: buzamiento = 9°, azimut = 288° y dislocación = 72° (Astizet al., 1987).

El análisis de ondas P telesísmicas, LP, claramente muestra que el temblor del19 de septiembre estuvo compuesto de dos subeventos, separados 27 s y que elsegundo ocurrió unos 95 km al SE del primero (UNAM Seismology Group, 1986; Astizet al 1987). Esto está confirmado por los datos de los acelerógrafos en la zonaepicentral (Anderson et al, 1986; Singh et al, 1989a). Las ondas P telesísmicas deltemblor del 21 de septiembre pueden modelarse con una sola fuente. Los parámetrosde la fuente de los dos temblores se presentan en la tabla 2. En esta tabla losmomentos sísmicos son el promedio de los valores reportados por varios autores.

La fig 2.4 muestra la red actual de acelerógrafos digitales a lo largo de la costay entre la costa y el valle de México. Cabe mencionar que el número de estaciones eramenor cuando sucedieron los temblores de septiembre de 1985. La fig 2.5 indica lasaceleraciones, velocidades y desplazamientos en la zona epicentral del terremoto del19 de septiembre (Anderson et al, 1986). Es la primera vez que se ha obtenido eldesplazamiento permanente para un gran temblor a partir de registros de movimientosfuertes. Los estudios de la mortalidad de organismos marinos fósiles, tambiénmuestran un desplazamiento vertical permanente de la costa cerca de la zonaepicentral de casi 1 m.

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Las réplicas del temblor del 21 de septiembre se superponen parcialmente conel área estimada de ruptura del temblor de Petatlán en 1979 (fig 2.3). Se ha mostradoque el evento del 21 de septiembre rompió una parte de la interfase entre las placasmás cercana a la costa que el evento de 1979 (UNAM Seismology Group, 1986). Estoimplica que una brecha sísmica al ser ocupada por un gran temblor no puedeconsiderarse necesariamente liberada de potencial sísmico en un futuro inmediato. Sinembargo, no se sabe qué tan frecuentemente ocurren tales casos.

2.4.2 Evidencias de irradiación anómala durante el temblor del 19 de septiembre

Debido a los daños sin precedentes que ocasionó el temblor del 19 de septiembre enla Ciudad de México se sugirió que la irradiación de este sismo pudo haber sidoanómalamente energética en esa dirección, por los menos en periodos cercanos a losde resonancia de los sitios con suelos de origen lacustre (1.4 a 4.8 s). Esto fueconfirmado por Singh et al (1988b) quienes estudiaron los cocientes de los espectrosde Fourier de las aceleraciones registradas el 19 y 21 de septiembre en varios sitiosde terreno firme en y cerca de la Ciudad de México.

Un trabajo reciente (Singh et al, l990b) muestra que el origen de esta anomalíaproviene de la fuente del terremoto. Los sismogramas digitales de los grandestemblores mexicanos recientes, registrados en Grafenberg (GRF,O 91 0 ), se muestranen la fig 2.6. Nótese la oscilación con periodo de 2.5 seg, aproximadamente 7 seg.después del comienzo de la onda P para el terremoto del 19 de septiembre. No existetal oscilación en el registro de los otros temblores. Del sismograma de GRF, así comode los de muchos otros observatorios, se puede concluir que el terremoto generóondas de cuerpo anómalamente energéticas cerca de 2. 5 seg. de periodo. En la fig2.7 se hace una comparación del cociente de los espectros de Fourier deaceleraciones registradas el 19 y 21 de septiembre en y cerca del D F (terreno firme)con el cociente obtenido a partir de las ondas P registradas a distancias telesísmicasen el cuadrante noreste Los dos cocientes son similares en la banda de frecuenciascercanas a las de resonancia en la zona del lago (0.7 a 0.25 Hz). Estos cocientes, sinembargo, son de 2 a 3 veces más grandes que el cociente esperado para un modeloteórico de w2.

Otras evidencias de la anomalía provienen del registro de aceleraciones en lazona epicentral (oscilaciones de 2.5 seg en las trazas de velocidades, fig 2.5) y lacomparación del espectro de Fourier de aceleración registrado en CU durante elterremoto del 19 de septiembre con lo predicho a partir de registros de otrostemblores (Castro et al, 1988).

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2.4.3 Algunas otras características de la fuente del terremoto del 19 de septiembre

Los desplazamientos obtenidos en la zona epicentral (fig 2.5) han sido modelados porYomogida (1987) y Campillo et al (1989), entre otros. Los resultados sugieren que elmodelo más adecuado para explicar las observaciones es el de una grietapropagándose suavemente. Según estos autores el modelo cinemático de dislocaciónno estaría de acuerdo con los datos.

Por otro lado, algunos autores (por ejemplo Mendoza y Hartzell, 1988) haninvertido las ondas P registradas a distancias telesísmicas para estimar la distribucióndel desplazamiento sobre el plano de falla. Los resultados obtenidos son similares agrandes rasgos pero difieren en detalles.

2.5 El proceso de ruptura de grandes temblores mexicanos

El proceso de ruptura de grandes temblores (Ms 7) que han ocurrido después de lainstalación de la red mundial de sismógrafos estándar (WWSSN) en 1962 ha sidoampliamente estudiado por varios autores. Singh et al (1984b) analizaron los eventosentre 1907 y 1962. En un trabajo más reciente (Singh y Mortera, 1991), se ha hechoanálisis de las ondas P de los temblores mexicanos (1928-1986) usando los registrosde sismógrafo Galitzin (periodo de sismómetro = periodo de galvanómetro 10 seg;ganancia máxima 740) situado en DeBilt (DBN), Holanda. El método de análisisconsiste en determinar la función de tiempo en la fuente (Mo(t), donde Mo(t) es elmomento sísmico como función de tiempo y Mo(t-*oo) = Mo) y la profundidad a partirde la comparación entre el sismograma observado y el calculado teóricamente. Lossismogramas complejos necesitan más de una fuente para su modelación. La fig 2.8muestra la funciones de tiempo de los grandes temblores (Ms? 7, 1928-1986) de lazona de subducción de México. Las profundidades (no incluidas en la figura) varíanentre 16 y 20 km. Los temblores de Oaxaca, en su mayoría, se pueden modelar conuna sola fuente y, por lo tanto, son relativamente simples en periodos de 8 seg (fig2.8). Se necesita más de una fuente para modelar los temblores de las otras regiones.

En la fig 2.9 se presenta el cociente Mos/Mop como función de la longitud,donde Mos=momento sísmico a partir de las ondas superficiales (periodo �- seg)y Mop = momento sísmico a partir de las ondas P registradas en DeBilt (periodo 8seg). El cociente Mos/Mop, que es una medida de la excitación de las ondas deperiodo largo en comparación con las de periodo de 8 seg, muestra un claro cambioalrededor de la longitud 99°W; los valores al este de 99°W son más bajos que losvalores al oeste. Para el evento 10 (28 de julio de 1957, Ms 7.5) el valor deMos/Mop = 8 es anómalamente grande. Discutiremos este temblor posteriormente. Lafig 2.9 sugiere que el desplazamiento sobre el plano de la falla al oeste de 99 Wocurre más lentamente que al este. De las figs 2.7 y 2.9 se puede especular que lainterfase entre las placas en la región de Oaxaca consiste en unas cuantas asperezas,

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cada una con una dimensión .-- 80 km. Durante el temblor rompe una aspereza pero sincausar desplazamiento lento sobre el área alrededor, tal vez porque las asperezasestán separadas por barreras. La situación en otras regiones es la contraria: alromperse la aspereza ocurre un desplazamiento relativamente lento sobre el área deruptura y el área alrededor.

¿Por qué los 99°W delimitan las dos regiones de diferentes características deruptura?. En la fig 2.10 se presentan contornos de profundidad de la zona de Benioffbasados en la distribución de hipocentros (ver también Pardo y Suárez, 1994). Aloeste de Tehuantepec ocurren pocos temblores con profundidad mayor a los 100 km.Mientras que en Oaxaca el contorno de 80 km se extiende casi 350 km dentro delcontinente, este contorno está más cercano a la costa en las otras regiones. Se puedepostular una segmentación de la placa de Cocos cerca de los 99°W y otra cerca delos 96°W (fig 2.10). La razón del cambio de la morfología de la zona de Benioffalrededor de los 99° W aún no está clara Nótese que los volcanes recientes estánsituados cerca del contorno de los 80 km (fig 2.10). En resumen, existen evidenciasde una segmentación de la placa subducida cerca de los 99°W, la cual puede actuarcomo una barrera para la extensión de una ruptura.

2.6 La brecha sísmica de Guerrero

2.6.1 Potencial sísmico

Existe un consenso general en la comunidad científica de que actualmente la zona demás alto potencial sísmico en el país es la de la costa de Guerrero (Singh et al 1981;Singh et al, 1982; Nishenko y Singh, 1987a, 1987b). En esta región ocurrierongrandes temblores en 1899 (Ms 7.9), 1907 (Ms 7.7), 1908 (Ms 7.6; 7.0), 1909 (Ms6.9) y 1911 (Ms 7.6). Después de esta intensa actividad, han ocurrido pocos sismosen la zona (1957, Ms 7. 5; 1962, Ms 7.2, 6.9; 1989, Ms 6.9). El momento sísmicoacumulativo, FMo, liberado en sismos desde 1800 está graficado en la fig 2.11(Anderson et al, 1989). Cabe reiterar que los datos correspondientes al siglo pasadono son confiables. Se puede interpretar la gráfica de la fig 2.11 de varias maneras. Laenvolvente dada por las líneas paralelas es una interpretación estadística de datosimperfectos. Si el momento acumulativo permanece dentro de la envolvente entoncesse puede estimar el déficit actual de FMo en 15 a 20x10 27 dina-cm. También se puedeusar la ec 2.3 para estimar XMo. Despreciando los momentos sísmicos liberadosdurante los sismos de 1957, 1962 y 1989 y tomando Tr=80 años, la ec 2.3 prediceEMo = 16 x 10 27 dina-cm. Las dos estimaciones son bastante consistentes. Unmomento sísmico acumulativo de 10 a 20x10 27 dinas-cm puede generar 1 o 2terremotos de M = 8 (M = 2/3 log Mo - 10.7), o bien de 2 a 4 de M = 7.8.

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2.6.2 La extensión de la brecha sísmica de Guerrero

El límite noroeste de la brecha está dado por el área de ruptura del sismo de Petatlánde 1979, Ms 7.6 (fig 2.8). El límite sureste puede llegar hasta la barrera producida porla segmentación de la placa en la región, es decir 99° W. Los reportes del terremotode 1907 también sugieren este límite para la propagación de la ruptura durante estesismo. Con base en estos límites se puede concluir que la extensión máxima de labrecha es de 230 km. Tomando el ancho de la falla como 80 km (Singh et al, 1985b),el área máxima que puede romperse en un terremoto es de 18.000 km 2 . Usando larelación empírica entre la magnitud Ms y el área de ruptura A en km (Singh et al,1980)

M5=0.887 logA+4.532 (2.4)

se obtiene un valor de 8.3 para la magnitud máxima esperada, la cual concuerda biencon las otras dos estimaciones.

Si bien el estado del conocimiento actual no permite predecir con precisión elinstante de ocurrencia del futuro temblor en la brecha, el Instituto de Geofísica de laUNAM lleva a cabo un monitoreo detallado de la sismicidad en la región con base enuna densa red de sismógrafos (Suárez et al, 1990) y análisis de otros posiblesfenómenos precursores (Ponce et al, 1990). Estos esfuerzos bien podrían desembocaren la predicción oportuna del evento esperado. En cualquier caso, la informaciónrecabada y los métodos de análisis serán de gran utilidad para entender la tectónicay predecir otros temblores futuros.

2.6.3 El temblor del 28 de julio de 1957 (Ms 7.5)

Es de gran importancia el estudio del proceso de ruptura del temblor de 1957 paraestimar los movimientos del terreno esperados en la zona epicentral y en el DF durantefuturos sismos en la brecha de Guerrero. Aunque no existen sismogramas de altacalidad con buena cobertura mundial para el temblor de 1957, se ha llegado a ciertasconclusiones preliminares.

El momento sísmico del temblor fue de 5x10 27 dina-cm (Singh et al, 1982;Anderson et al, 1989) el cual es aproximadamente 3 veces más grande de lo esperadopara un sismo con Ms 7.5. Como se observa en la fig 2.9 el valor de Mos/Mop esanómalamente grande. Esto sugiere que el temblor fue muy energético en periodoslargos (T>_ 60 seg) y muy deficiente en periodos de 8 a 20 seg. El sismo seguramentefue energético cerca de 2 seg de periodo en vista de los daños causados en la zonade lago del valle de México. De hecho, los sismogramas de algunos temblores

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mexicanos registrados por un sismógrafo de banda ancha (Benioff, periodo natural =1 seg, periodo de galvanómetro = 90 seg) en Pasadena claramente muestran que eltemblor de 1957 fue muy energético a cortos periodos (fig 2.12). Estas característicasmuy peculiares del sismo pueden repetirse durante futuros temblores en la brecha deGuerrero.

2.7 Algunas características de los grandes temblores en México

A continuación se hace un resumen de algunas características sobresalientes de losgrandes temblores de México, reveladas por los eventos de septiembre de 1985 asícomo por otros sismos en la zona de subducción.

a) Los temblores de septiembre de 1985, así como otros grandes eventos de fallainversa bien estudiados, ocurrieron cerca de la costa con profundidades de 16 a 20km (Singh et al, 1984b; Singh y Mortera, 1991).

b) El ancho de ruptura, W, no excede 80 km (Singh et al, 1985b). Esto probablementeexplica las longitudes de ruptura relativamente pequeñas (<_220 km) de los tembloresocurridos en México. Suárez et al (1990) sugieren W <_ 50 km.

c) El área de ruptura (170 x 50 km 2 ) del sismo del 19 de septiembre de 1985 esinferior sólo a la correspondiente al temblor de Jalisco de 1932 (ver fig 2.8) que seha estimado como 220 x 80 km 2 (Singh et al, 1985a).

d) Los temblores en México generan un número de réplicas anómalamente pequeño.Esto coincide con el patrón observado en el cinturón circumpacífico (Singh y Suárez,1988).

e) La comparación de sismogramas registrados en DeBilt (Holanda) de todos losgrandes temblores de subducción ocurridos en México desde 1928 nuestra que lostemblores de Oaxaca, con muy pocas excepciones, son simples. En otras partes dela zona de subducción ocurren tanto temblores complejos como simples (UNAMSeismology Group, 1986; Singh et al, 1984b; Singh y Mortera, 1991)

f) La estadística de los sismos muestran que la relación de Gutenberg y Richter,IogN=a-bMs, donde N=número de eventos con magnitud ?Ms no es válida para lazona de subducción de México; hay una gran deficiencia de eventos en el rango demagnitudes 6.4 <_ Ms .157.4. Esta evidencia de "magnitudes características" es másimpresionante para Oaxaca (Singh et al, 1983), ver fig 2.13.

g) Los espectros . de banda ancha de ondas P telesísmicas de algunos tembloresocurridos en México (incluidos los eventos de septiembre de 1985) son menosenergéticos entre periodos de 1 y 10 s que los temblores de subducción en otras

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partes con magnitudes similares (Houston y Kanamori, 1986). Sin embargo, la caídade esfuerzos requerida para modelar el nivel espectral a altas frecuencias(1 <_f<_ 10Hz), 100 bares, es igual que para otras regiones del mundo (Singh et al,1990a, 1989).

Los incisos dl a g) sugieren que a lo largo de la zona de subducción de Méxicola interfase entre las placas es relativamente homogénea y con pocas asperezas en laescala de longitudes de 3 a 30 km.

3. ESTIMACIÓN DE MOVIMIENTOS FUERTES

A raíz de los sismos de 1985 se hizo evidente que la importancia de predecirmovimientos fuertes en la ciudad de México difícilmente podía ser sobrestimada. Lasconclusiones que pueden obtenerse de estudios de riesgo sísmico, incluyendo lasfuerzas de diseño que se prescriban en un reglamento de construcciones, descansanfuertemente en la capacidad que exista para estimar la naturaleza del movimiento delterreno producido por un temblor de magnitud y localización dadas. Se conoce comoleyes de atenuación a estas relaciones, en las que las características relevantes delmovimiento del suelo son descritas en función de la magnitud del temblor, sulocalización y otros parámetros generalmente asociados a la fuente sísmica.

Antes de 1985 se habían hecho esfuerzos en esta dirección. Esteva y Villaverde(1973) produjeron leyes de atenuación para aceleración y velocidad máximas delterreno ( amax y vmax- respectivamente) a partir de una base de datos que incluíaregistros de temblores mexicanos. Bufaliza (1984) propuso leyes de atenuación paraama. y vmax basadas exclusivamente en datos de temblores registrados en México. Sinembargo, existen diversas razones que hicieron indispensables estudios más profundosal respecto: en primer lugar, el incremento en numero de las estaciones de registrosísmico digital tanto en la ciudad de México como en la costa del Pacifico, permitióacrecentar sustancialmente la base de datos sobre movimientos fuertes,especialmente en lo referente a magnitudes moderadas; en segundo lugar, el análisisminucioso de registros analógicos de temblores ocurridos entre mediados de los años60 y mediados de los 70, permitió contar con señales digitales de aceleraciónrelativamente confiables; y finalmente, aunque no menos relevante, la enormeimportancia de la amplificación de las ondas sísmicas por el subsuelo de la ciudad deMéxico hizo reconocer la necesidad de contar con descripciones detalladas delcontenido de frecuencias de los movimientos que podrían esperarse en el futuro.

En lo que sigue se reseñan los principales resultados de los estudios orientadosa la predicción de movimientos fuertes en la cuenca de México y la costa del Pacífico,que son las regiones más vulnerables a la acción de los grandes temblores.

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3.1 La cuenca de México

3.1.1 Estimación de movimientos fuertes

Como se ha señalado, Bufaliza (1984) propuso leyes de atenuación basadasexclusivamente en temblores mexicanos. Podría pensarse entonces que sus resultadosserían aplicables también a la ciudad de México. Sin embargo, las regresiones deBufaliza incluyeron temblores registrados en sitios diferentes a la ciudad de México,por lo que la aplicación de sus resultados podría conducir a estimaciones pococonfiables del movimiento del terreno en la ciudad de México.

Por estas razones Singh et al (1987) analizaron datos de movimientos fuertesoriginados por temblores costeros registrados en un solo sitio: la estación CUIP,localizada en la Ciudad Universitaria, en terreno firme de la ciudad de México. Estaestación fue seleccionada porque para ella se cuenta con el mayor numero detemblores registrados en esta ciudad. A partir de estos datos Singh et al (1987)propusieron las siguientes leyes de atenuación:

log amax=0.429 MS -2.976 logR+5.396 (3.1)

log vmax=0.348 M5-2.439 /ogR+4.052

(3.2)

donde amax está en cm/s2, Vmax en cm/s, R en km es la mínima distancia al área deruptura y M S denota magnitud de ondas superficiales. De la regresión se deducetambién que las desviaciones estándar de los logaritmos comunes de a mas y vmax valen0.15 y 0.16 respectivamente. Los rangos de magnitud y distancia para los cuales seconsideran aplicables las ecs 3.1 y 3.2 (5.6M8.1; 282-� R-� 466 km) sonsuficientemente amplios como para poder tener estimaciones confiables de a max y vmax

debidas a temblores críticos que en el futuro se generen en la zona mexicana desubducción.

Sin embargo, el problema de predicción de movimientos fuertes no se restringea estimar valores máximos de aceleración y velocidad del terreno. Se sabe que lacorrelación entre estos parámetros y el daño estructural es relativamente baja. Unamejor caracterización del movimiento debe incluir, al menos, la descripción de sucontenido de frecuencias y su duración. Esto permitiría calcular mejores estimadoresdel daño estructural como las ordenadas del espectro de respuesta. Aún esto puedeser insuficiente cuando se pretende predecir el comportamiento de sistemas nolineales que experimentan deterioro en su resistencia. Para estos fines, la descripcióndel movimiento debe ser más cuidadosa (Grigoriu et al, 1988).

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Como un primer paso en esta dirección, Castro et al (1988) analizaronespectros de amplitudes de Fourier de 14 temblores costeros registrados en laestación CUIP Además de la razón ya mencionada para elegir esta estación comobase, se tomo en cuenta el hecho de que se conocen los cocientes espectrales (ofunciones de trasferencia) de numerosos sitios de la ciudad de México con respectoa esta estación (Singh et al, 1988a) lo que permitiría estimar el espectro de amplitudesde Fourier en cualesquiera de estos sitios. Los espectros de los tembloresmencionados fueron ajustados al siguiente modelo:

log FS(7)=A(7) Ms +C(7) /ogR+B(7) (3.3)

donde FSIT) denota al mayor valor de dos componentes ortogonales del espectro deamplitudes de Fourier y A(.), B(.) y C(.) son coeficientes que dependen del periodo.

Esta forma funcional, también elegida por McGuire (1978) en su estudio deespectros californianos, está de acuerdo con modelos teóricos de fuente. Aplicandoregresión lineal se obtuvieron los coeficientes A, B y C para 18 periodos entre 0.2 y2.5 s junto con las correspondientes desviaciones estándar de log FS(T), Q. Losvalores de los coeficientes en las ecs 3.1 a 3.3 obtenidos no son razonables desde elpunto de vista teórico porque los datos utilizados son insuficientes, de tal manera queno es recomendable extrapolar los resultados más allá del rango definido por los datos.Para superar esta deficiencia se ha usado un método basado en el teorema de Bayes,que permite incorporar información previa (por ejemplo, proveniente de la teoría y deotras regiones similares) a los datos, con lo cual las regresiones son más estables ylos coeficientes resultantes contienen toda la información disponible del fenómeno(Ordaz et al, 1994a).

Una vez predicho el espectro de amplitudes de Fourier en CU para un temblorpostulado caracterizado por su magnitud y mínima distancia a la zona de ruptura, esposible obtener el espectro del mismo temblor en muchos sitios del valle de México(alrededor de 100) en virtud de que es posible, con base en registros de temblorespequeños, estimar la función de trasferencia de dichos sitios con respecto a CU (ver,por ejemplo, Singh et al, 1988a). Esta estimación del espectro en el sitio, junto conuna estimación de la duración de la fase intensa del movimiento, conduce, vía la teoríade vibraciones aleatorias, a estimaciones de espectros de respuesta y otros valoresde intensidad como aceleración y velocidad máximas (ver, por ejemplo, Ordaz yReinoso, 1987; Ordaz et al, 1988; Ordaz y Reinoso, 1989).

La técnica anterior, que se basa en funciones trasferencia obtenidas a partir detemblores moderados, supone comportamiento lineal del suelo. Esta hipótesis podríano ser válida en algunos sitios durante excitaciones debidas a temblores mayores. Sinembargo, la evidencia muestra que aún durante el terremoto de 1985, hubo un efecto

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no lineal despreciable (Singh et al, 1988a). En estas condiciones, es de esperarse queel procedimiento descrito funcione adecuadamente para predecir movimientosocasionados por todos los temblores costeros de interés.

Quizá el avance reciente más notable en la estimación de movimientos fuertesen México sea este uso de espectros de amplitud de Fourier para caracterizar losmovimientos del terreno y para producir, a partir de ellos, leyes de atenuación para lasordenadas del espectro de respuesta. Esta técnica fue usada por primera vez enanálisis de riesgo sísmico en nuestro país por Sánchez-Sesma (1985). El caracterizarmovimientos del terreno por sus espectros de amplitud de Fourier ha venido a sustituira la estimación de aceleración y velocidad máximas del terreno que, en conjunto conreglas simples, permitan definir forma y amplitud de los espectros de respuesta(Esteva, 1970).

3.1.2 Espectro de la fuente, atenuación espectral de las ondas sísmicas yamplificación en la zona firme de la cuenca

Es bien sabido que en la zona de lago de la cuenca de México las ondas sísmicassufren una dramática amplificación. Las figs 3.1 y 3.2 muestran claramente estefenómeno. La amplificación, medida en términos del espectro de amplitudes deFourier, puede alcanzar valores de 10 a 50 -dependiendo del sitio y la frecuencia- conrespecto a lo registrado en la zona firme, por ejemplo la estación acelerográfica de CU.

Recientemente se han presentado evidencias que sugieren que aún los sitios dela llamada zona de lomas sufren una amplificación que puede alcanzar valores de 10en frecuencias entre 0.2 y 0.7 Hz (Ordaz y Singh, 1992). Estos autores analizaron 8temblores costeros bien registrados para la evaluación de tal amplificación,estableciendo previamente funciones de atenuación espectrales a partir de los datoscorrespondientes a roca firme, entre la costa y los sitios tan cercanos como fueronposibles al valle de México. En la fig 3.3 se observan las funciones de atenuación para4 frecuencias y en la 3.4 las amplificaciones en algunos sitios de la zona de lomas.El método de Ordaz y Singh (1992) permite también la estimación del espectro en lafuente y el factor de calidad Q (en dicho estudio se obtuvo Q =273*f086 ) y, por lotanto, el espectro de Fourier en cualquier sitio.

Ha sido controversial la causa de la amplicación en la zona de lomas. Con laintención de dilucidarla se instrumentaron dos sitios que están asentados sobre rocabasal: Madín (al NE de la ciudad de México) y otro cercano a los baños deNetzahualcoyotl en Texcoco. Se esperaba que estos sitios estuvieran libres deamplificación por efectos de sitios, sin embargo, los análisis de los datos muestran locontrario (Singh et al, 1994). Al parecer, entonces, no existe ningún sitio libre deamplicación en el valle, tal vez por la baja velocidad de las ondas S en rocasvolcánicas.

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3.1.3 El origen de la larga duración de la coda en los registros de la zona del lago

Los acelerogramas de la zona del lago presentan una coda de larga duración(figs 3.1 y 3.2). ¿ Cuál es la razón de ésto, si la duración correspondiente en la zonade lomas es relativamente corta ?. Casi todos los intentos hechos para contestar estapregunta, utilizaron modelos con un valor muy alto de factor de calidad Q para losdepósitos lacustres (entre 200 y 300), el cual parece poco probable. Gracias a losregistros obtenidos por un sismógrafo de banda ancha que opera en CU, se ha dadouna respuesta simple y razonable (Singh y Ordaz, 1993): la coda en CU también esmuy larga, sólo que los acelerógrafos convencionales no son adecuados para suregistro. La respuesta en superficie en la zona del lago, aún con modelosunidimensionales del valle, ante un registro de banda ancha como campo incidentereproduce la coda sin requerir un Q muy alto. Al parecer, la larga coda en CU (y otrossitios en la zona de lomas) se produce debido a rebotes de ondas sísmicas en unmedio heterogéneo entre la fuente y el valle de México y/o dentro del mismo valle.

3.2 La costa del Pacífico

En los últimos dos años se ha realizado un análisis de los movimientos fuertesregistrados en sitios cercanos a la fuente sísmica de eventos de subducción en lacosta mexicana del Pacífico (Singh et al, 1989). Se analizaron 64 registros en el rangode magnitudes 3 s M 5 8.1 y para distancias a la zona de ruptura menores a 54 km,para estudiar el escalamiento de la aceleración máxima del terreno y el espectro deamplitudes de Fourier, a(f ► , como funciones de la magnitud. Todos los datos a partirde 1985 fueron registrados por la red de acelerógrafos digitales de Guerrero(Anderson et al, 1987a, 1987b; Quaas et al, 1987).

Para estudiar la dependencia de la aceleración máxima con la magnitud, losdatos se normalizaron a una distancia de 16 km (la mínima distancia focal que puedeesperarse si se supone que la profundidad de la placa es aproximadamente 16 km)multiplicándolos por el factor (R/1 6)exp(n(R-16)f//3Q que toma en cuenta la atenuacióngeométrica y la atenuación anelástica. Se usó para /3, velocidad media de propagaciónde las ondas de corte, un valor de 3.2 km/s y se tomó Q=100 f, valor reportado porSingh et al (1990a) como adecuado para la costa mexicana del Pacífico.

Se consideró amax = ((a E 2 +aN, 2 )/2) 112 , donde a E y a,, son las aceleraciones pico delas componentes EW y NS respectivamente. En la fig 3.5 se presentan los valores deamax normalizados a 16 km en función de la magnitud, M. Puede observarse que para3<M<6 amax muestra una clara dependencia con M. Sin embargo, para M>_6 losdatos, aunque limitados en número, no muestran un incremento sistemático de amaxcon respecto a la magnitud. La misma tendencia se observa en la fig 3.6, donde segrafican las trazas de las aceleraciones observadas de temblores corn M? 5.9.

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Los autores del estudio analizaron las posibles causas de esta aparentesaturación de la aceleración máxima. Concluyen que se debe al tamaño finito de lafuente sísmica y proponen un modelo paramétrico relativamente simple del espectrode amplitudes de Fourier, basado en las siguientes ideas: supóngase que una fuentesísmica circular de radio ro rompe con intensidad uniforme en toda el área. El puntode observación P se localiza a una distancia R o de la zona de ruptura justo arriba delfoco sísmico. El área de ruptura se considera dividida en elementos de tamañodiferencial y se supone que la ruptura de cada elemento ocurre aleatoriamente conprobabilidad uniforme en el intervalo (0,Td). Con estas consideraciones, Singh et al(1989) encuentran que

-2/rda 2(t)=2C2A2(n(Mofo)2 e

[E1 (o R0) -E (a IRO +ró)ro

donde A(f) es un factor que corrige por amplificación de las ondas S al propagarse através de materiales con velocidades progresivamente menores (Boore, 1986), Mo esel momento sísmico, a=217//3Q, x es un parámetro de atenuación que corrige porefectos de sitio (Singh et al, 1982) y que, en general, es función de la distancia y E,(.)es la integral exponencial (Abramowitz y Stegun, 1965). Además,

R8^(27r)2 F PC-

4rrp(33

donde R9 es el patrón medio de radiación, F=2 toma en cuenta la amplificación porefecto de la superficie libre, P=(1/2) 112 toma en cuenta la partición de la energía endos componentes horizontales iguales y p es la densidad promedio de los materialesa través de los cuales se propagan las ondas. En la ec 3.4 fc es la llamada frecuenciade esquina (Brune, 1970) dada por

fc=0.491 (3( ")1 /3= 2.34(3

Mo2ir ro

(3 en km/s, a en bar, Mo en erg, ro en km

donde &i es la caída de esfuerzo.

Los autores muestran que a medida que el punto de observación se aleja de lafuente sísmica, el modelo descrito por la ec 3.4 tiende a convertirse en el conocido

(3.4)

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espectro de fuente puntual cu t (Aki, 1967; Brune, 1970). Esto obedece a queconforme Ro crece en relación al tamaño de la fuente, r o , el tamaño de esta última escada vez menos relevante, hasta que puede considerársele un punto. A partir de la ec3.4 y empleando teoría de vibraciones aleatorias Singh et al. (1989) encuentranexpresiones aproximadas para la aceleración máxima esperada del terreno. En la fig3.5 se presentan curvas de amax contra magnitud para una distancia fija de 16 km ydiferentes valores de los parámetros Aa y K. Se comparan con las que resultarían deun modelo de fuente puntual y con los datos de amax normalizados a la mismadistancia. Se observa que para M.�.- 6.5 el modelo de fuente finita propuesto prediceaceleraciones más bajas que el modelo clásico de fuente puntual. Para M>_7.8 elmodelo de fuente finita muestra una saturación de amax, que aproximadamenteconcuerda con los datos registrados en la zona epicentral.

Al tratar de predecir aceleraciones máximas en sitios localizados a mayoresdistancias focales el modelo propuesto, como se ha señalado, se convierte en unmodelo de fuente puntual. Se puede usar el resultado de Ordaz y Singh (1992) paraestimar a(f) y luego ama„ empleando teoría de vibraciones aleatorias.

Con el fin de contar con relaciones de atenuación confiables para la costa delPacífico a distancias focales mayores a unas cuantas veces la dimensión del área deruptura, Ordaz et al (1989) calcularon relaciones empíricas a partir de los datosregistrados por la red digital de Guerrero. A partir de estos datos y aplicando la técnicade regresión lineal descrita por Joyner y Boore (1981), Ordaz et al (1989) encuentranque

Iogamm= 1.76 +0.30Ms-IogR-0.0031 R (3.5)

con una desviación estándar de log a igual a 0.25.

Se considera que para distancias focales intermedias la ec 3.4 describeadecuadamente la forma espectral cuando se hace

K =KO +RiQ1

Singh et al (1989) encuentran que, en promedio para diversos sitios de la costadel Pacífico, Ko =0.018 y Q1 = 1500 km. Sin embargo, como se ha mencionado,aunque la forma espectral dada por la ec 3.4 es aproximadamente correcta, suamplitud no lo es. Por esta razón puede aceptarse para distancias focales intermediasla forma de la ec 3.4, pero ajustando su amplitud de modo que se obtenga laaceleración máxima calculada con la ec 3.5.

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Se considera que las expresiones presentadas en este inciso constituyen mediosrazonables para predecir características de los movimientos del terreno originados portemblores de subducción en la costa mexicana del Pacifico.

3.3 Uso de teoría de vibraciones aleatorias

En los dos incisos anteriores se han dado expresiones que permiten estimar elespectro de amplitudes de Fourier en función de la magnitud y localización deltemblor, tanto para la cuenca de México como para la costa del Pacifico. Aunque lasamplitudes del espectro de Fourier son medidas de la intensidad del temblor, resultamás conveniente expresar la intensidad en términos de otras cantidades mejorcorrelacionadas con el posible daño estructural, como las ordenadas del espectro deaceleraciones de respuesta para un amortiguamiento dado.

La información contenida en el espectro de amplitudes de Fourier, sin embargo,no es suficiente para calcular el espectro de respuesta. En efecto, dado en espectrode amplitudes de Fourier, existe un número infinito de acelerogramas que podríanproducirlo. El número seria infinito aun si se prescribiera la duración del movimiento,puesto que nada se dice sobre las fases.

Cada uno de los acelerogramas con espectro de amplitudes y duración dadosproduciría un valor diferente de respuesta máxima en un oscilador con característicasconocidas. La respuesta máxima es, desde este punto de vista, una variable aleatoriacuya distribución de probabilidades y momentos estadísticos fueron calculados en ladécada de los 50, en los inicios de lo que ahora se conoce como teoría de vibracionesaleatorias (Rice, 1954; Cartwright y Longuett-Higgins, 1956). Posteriormentesurgieron expresiones asintóticas y fórmulas aproximadas que permiten calcular elvalor máximo esperado de respuestas lineales (ver, por ejemplo, Boore, 1983).

Los resultados teóricos existentes son, en general, válidos cuando se aceptanalgunas hipótesis sobre la naturaleza de las señales sísmicas; en particular, usualmentese exige que el movimiento sea estacionario y ergódico. Ordaz y Reinoso (1987)analizaron acelerogramas registrados en la ciudad de México y compararon losespectros de respuesta exactos (seudoaceleraciones, 5% del amortiguamiento critico)con los que resultan de suponer que del movimiento sólo se conocen el espectro deamplitudes de Fourier y la duración de la fase Intensa. Encuentran que no existendiscrepancias excesivas entre los espectros de respuesta calculados con ambosmétodos cuando la duración de la fase intensa se define como el lapso en que seconcentra entre el 5 y el 95% de la intensidad de Arias (Arias, 1969). De este trabajoy de otros estudios posteriores (Reinoso et al, 1989; Singh et al, 1989) se concluyóque el uso de los resultados de la teoría de vibraciones aleatorias es satisfactorio paracalcular respuestas lineales máximas, aún en el caso de acelerogramas registrados ensitios blandos de la ciudad de México en los cuales se viola claramente la hipótesis de

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estacionariedad (Grigoriu et al, 1988).

3.4 Estimación del movimiento del terreno durante futuros grandes tembloresusando registros de eventos pequeños como funciones de Green

El método de similación de temblores usando registros de eventos pequeños comofunciones de Green empíricas fue propuesto por Hartzell (1978). La idea central delprocedimiento es que un registro generado por un temblor de pequeña magnitud estáasociado a una fuente sísmica simple, por lo que la complejidad observada en elregistro son atribuibles exclusivamente a las modificaciones que sufren las ondas porefectos de trayecto y de sitio. El registro del temblor pequeño puede considerarsecomo función de Green, es decir, el movimiento que se produce en un sitio de registrocuando en la fuente se aplica una dislocación puntual. Para simular el movimientoasociado a un temblor de diferente magnitud bastaría conocer la historia de lasdislocaciones elementales en la fuente correspondiente y efectuar la convolución deesta función con la función de Green. Ordaz et al (1994b) propone un método parasumar la función de Green empírica para simular el movimiento esperado durante untemblor grande cumpliendo con el modelo w 2 de la fuente sísmica. El método requieresolamente de la especificación de los momentos sísmicos y de las caídas de esfuerzosdel temblor grande y del pequeño. La fig 3.7 muestra el registro de un temblorpequeño (6 de noviembre de 1993, M o =6.0x10 22 dina-cm, M=4.5) registrado en laestacion Iguala de banda ancha. Este evento es una réplica del temblor del 24 deoctubre de 1993 (16.63°N, 98.97°W; M o =1.2x10 26 dina-cm, M=6.7). La figcompara varias simulaciones usando el evento pequeño como función de Green conel registro observado durante el temblor del 24 de octubre, notándose gran similitudentre ellas, con lo cual se comprueba el poderío del método propuesto.

Para estimar el movimiento en el DF. ante un temblor de M=8.2 con epicentroen la brecha sísmica de Guerrero, Ordaz et al (1994b) usaron registros del temblor del25 de Abril de 1989 (M = 6.9) con epicentro cercano a San Marcos, Guerrero. En lafig 3.8 se presentan los resultados para la estación de Central de Abastos-Oficina(CDAO). Para este cálculo se tomó una caída de esfuerzos de 150 bares para los doseventos. A la derecha de la fig 3.8 se comparan los espectros de respuesta calculadospara el temblor postulado con el observado el 19 de septiembre de 1985 enMichoacán. En dicha figura se observa que para periodos T<_3 seg las ordenadas delespectro de respuesta del temblor postulado exceden las correspondientes al delobservado durante 1985 en Michoacán. En vista de que el temblor postulado estaríamás cerca que el de Michoacán, las simulaciones resultan razonables.

Vale la pena enfatizar que el uso de registros de temblores pequeños comofunciones de Green empíricas es el método más viable para la estimación de losmovimientos esperados en un sitio por un temblor hipotético de mayor magnitud, yaque aquellos incluyen los efectos del trayecto y de sitio que no son fáciles de

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cuantificar mediante procedimientos teóricos.

3.5 Espectros de diseño por sismo para el Distrito Federal y el estado de Guerrero

En esta sección se menciona brevemente el impacto de algunos de los resultadosmencionados anteriormente en la determinación de espectros de diseño para el DistritoFederal y el estado de Guerrero .

3.5.1 El Distrito Federal

Para estimar los movimientos del terreno que podrían afectar seriamente al DF, sepostularon cuatro temblores representativos y se supuso que son los más peligrososque es razonable esperar durante los próximos 150 años. Para cada evento se estimósu espectro de amplitudes de Fourier en Ciudad Universitaria, estación que fue elegidaporque en ella se dispone del mayor número de acelerogramas. Para estos fines, lostemblores que ocurren en nuestro país fueron divididos en cuatro grupos:

a) Temblores locales, generados en la placa de Norteamérica bajo el valle de Méxicoy sus inmediaciones. La máxima magnitud registrada en este siglo para este tipo detemblores es M L = 5.1, donde M, denota magnitud local. Aunque es probable quepuedan generarse eventos con magnitudes de hasta 5.5 (Mooser, 1987) se eligió una magnitud de 4.7 y distancia focal de 11 km para el análisis determinista. Esto sedecidió por el hecho de que cada evento afectaría una zona reducida, por lo que elperiodo de recurrencia para cualquier punto del DF es mucho mayor que para toda laregión.

b) Temblores en la placa continental, generados en el resto de la placa deNorteamérica. Los miembros de este grupo que más seriamente amenazan a la ciudadde México se producen en las intersecciones de fallas principales o en los extremosde aquellas que han venido creciendo sistemáticamente. El sitio que se consideró máspeligroso es el extremo oriental de las fallas que definen el graben de Acambay(Mooser, 1987). En 1912 ocurrió en este sitio un temblor con magnitud 7.0 y no sehan producido eventos importantes desde entonces. Se asigno al temblorrepresentativo de este grupo una magnitud de 7.0 y una distancia focal de 80 km.

c) Temblores de profundidad intermedia. Las magnitudes registradas de temblores queocurren en la placa de Cocos tienen una tendencia decreciente con la distancia a lazona de subducción. Dada la profundidad de la placa de Cocos bajo el valle de México,se encuentra que el candidato más peligroso de este grupo tiene una magnitud de 6.5y profundidad de 80 km.

d) Temblores de subducción. Estos eventos son los que históricamente han causado

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los daños más graves a la ciudad de México. Como se mencionó, la máxima magnitudregistrada desde 1800 es Ms=8.2 para el temblor de Jalisco de 1932. Sin embargo,los que se producen frente a las costas de Michoacán y Guerrero son los queproducen los movimientos más violentos en el DF. Como se indicó, un análisis de laszonas que podrían deslizarse en un solo gran temblor muestra que el sismo másviolento que sería razonable esperar en la brecha sísmica de Guerrero tendría M = 8.2.La distancia a la cuenca de México es incierta. Se asignaron probabilidades de 0.25,0.5 y 0.25 a R =180, 248 y 280 km respectivamente.

El espectro de amplitudes de Fourier para los tres primeros grupos de tembloresse supuso correctamente descrito por el modelo w 2 (Brune, 1970; Boore, 1983). Enla tabla 3 se presentan los parámetros usados para cada uno de los tres eventos. Enla fig 3.7 se presentan los espectros de amplitudes de Fourier resultantes de laaplicación de ese modelo.

Para el evento local y el evento de profundidad intermedia o de fallamientonormal, los parámetros se eligieron de modo que se describieran adecuadamente lasobservaciones de espectros de temblores reales del grupo correspondiente. No sedisponía de registros de temblores del grupo de Acambay por lo que se usaronparámetros que el equipo de geofísicos consideró razonables. Para el evento desubducción se emplearon envolventes de los espectros predichos con las leyessemiempíricas que se describieron en el inciso 3.1 (fig 3.9).

Para fines del reglamento de construcciones del DF se requieren espectros derespuesta de aceleraciones par a 5% del amortiguamiento crítico. Estos fueroncalculados usando teoría de vibraciones aleatorias (Boore, 1983; Boore y Joyner,1984). Como se indicó anteriormente, esto requiere el espectro de amplitudes deFourier y la duración del movimiento del terreno. Esta última cantidad fue estimadacon base en valores observados para temblores registrados. Los espectros deamplitudes de Fourier en los sitios escogidos como representativos de cada una de laszonas en que se encuentra dividido el valle de México fueron calculados multiplicandolos espectros estimados en terreno firme por la función de trasferencia del sitio. Estaúltima fue evaluada a partir de análisis unidimensionales de propagación de ondas SH,con base en la información geotécnica disponible. Cabe mencionar que cuando serealizaron estos estudios no se contaba con registros de temblores que permitierandeterminar la función de trasferencia empírica.

Estos resultados, aunados a los espectros de respuesta calculados para el grantemblor de 1985 en los sitios en que se disponía de registros, permitieron laconstrucción de los espectros de diseño que se propusieron para el reglamento deconstrucciones. Estos espectros de diseño son envolventes simples de los espectrosde respuesta modificados para tomar en cuenta la duración esperada del movimientodel terreno y el comportamiento inelástico de las estructuras.

22

Para calcular las tasas de excedencia de intensidades en el DF, así como laspérdidas esperados por sismo, los procesos de ocurrencia de todos los grupos detemblores que se mencionan, a excepción de los de subducción, se supusieronpoissonianos en virtud de que pueden originarse eventos en un gran número de fallassensiblemente independientes. La forma adoptada para la relacionesmagnitud-frecuencia, así como los métodos bayesianos para la estimación de susparámetros, pueden consultarse en Rosenblueth et al (1989) y las referencias que ahíse indican.

Los grandes temblores de subducción son generados en unos cuantos sitiosbien delimitados, por lo que no se justifica la hipótesis de ocurrencia según un procesode Poisson. Se asignó a los tiempos entre este tipo de eventos, para M>_7, unadistribución gamma (análisis posteriores a la elaboración de este estudio han mostradoque resulta más conveniente asignar a los tiempos entre grandes temblores unadistribución lognormal; ver Jara y Rosenblueth, 1988); para M <7, se conservó lahipótesis de Poisson. En el caso de M > 7 se adoptó una densidad de probabilidadparabólica para las magnitudes. La zona de subducción fue dividida en 13 regiones,de acuerdo con lo señalado por Nishenko y Singh (1987b). Se supuso que cada regiónposeía un proceso de ocurrencia independiente de los procesos de las demás regiones.

Como puede apreciarse, el método adoptado para efectuar los cálculos queguiaron la elección de los espectros de diseño para el DF descansó fuertemente enalgunos de los resultados recientes que se han descrito sobre sismicidad, modelos dela fuente sísmica, movimientos fuertes y su estimación usando teoría de vibracionesaleatorias.

3.5.2 El estado de Guerrero

De acuerdo con lo expresado en el inciso 2, el riesgo sísmico en la costa del estadode Guerrero está dominado por la ocurrencia, a corto plazo, de un gran temblor en labrecha de Guerrero. Resulta entonces de suma importancia la estimación de la,magnitud máxima que tal temblor podría generar, así como el cálculo de losmovimientos esperados del terreno en la zona epicentral y el establecimiento de leyesde atenuación de las aceleraciones espectrales. En virtud del formato probabilistaadoptado en el estudio que condujo a los espectros de diseño par a el estado deGuerrero (Ordaz et al, 1989), la distribución de probabilidad de los tiempos entregrandes eventos en la brecha también resultó ser decisiva.

Estos problemas fundamentales -magnitud máxima esperada, movimientos enla zona epicentral, su atenuación con la distancia y distribución de los tiempos entregrandes eventos- fueron atacados con las ideas derivadas de algunos de los estudiosque aquí se han mencionado.

23

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4. AVANCES RECIENTES EN LA INSTRUMENTACIÓN SÍSMICA Y ALGUNOSRESULTADOS

Recientemente ha habido un aumento del número de aparatos instalados y, en algunoscasos, una mejoría de la instrumentación sísmica en el país. Por ejemplo, variosedificios del DF. y pozos en el valle de México (algunos de los cuales alcanzan 100 mde profundidad) cuentan con acelerógrafos a diferentes niveles. Los registrosobtenidos han sido utilizados para entender mejor la respuesta de las estructuras y laamplificación de las ondas en las capas superficiales del valle ante solicitacionessísmicas (por ejemplo, Quaas y Almora, 1993; Meli et al, 1993; Ordaz et al, 1992).

En 1993, el Instituto de Geofísica de la UNAM inició la instalación de una redde 25 observatorios permanentes, cada uno equipado con un digitalizador de 24 bit(Quanterra) conectado a un sismómetro de tres componentes y de banda ancha (STS-2) y a un acelerómetro de tres componentes (FBA-23). El sistema permite registrar lostemblores sin problemas de saturación. La fig 4.1 muestra la localización de 9 deestos observatorios que ya operan actualmente y algunos registros de banda ancha(20 muestras/s) del temblor de Oaxaca del 23 de Febrero de 1994 (M = 5.4). En la fig4.2 se incluyen acelerogramas del sismo ocurrido en Bolivia el 9 de Junio de 1994(M=8.2 y profundidad 680 km) y registrado en el observatorio de Oaxaca (OXIG),hecho éste que demuestra la alta calidad del sistema. pues la aceleración máximaregistrada fue de 0.36 gal en la componente EW.

Basados en los registros de esta nueva red se han emprendido o finalizado lassiguientes investigaciones: 1) Estimación de la estructura cortical entre la costa deGuerrero-Michoacán y el valle de México a partir de la inversión de la velocidad degrupo (Campillo et al., 1994); 2) Modelación de las ondas sísmicas y estimación delmomento sísmico y del mecanismo focal de los eventos; 3) Desarrollo de escalas demagnitud Ma y Me con base en la amplitud de las ondas de periodo largo y energíasísmica liberada, respectivamente (Singh y Pacheco, 1994); 4) Evidencias de que lasllamadas ondas de placa (Lomnitz, 1982) son, de hecho, fase S convertida en P quese propagan cerca de la superficie; 5) Evidencia, con base en estudios espectrales delas señales, de que las amplificaciones de las ondas en cualquier sitio del valle deMéxico pueden depender fuertemente de las características del campo incidente, esdecir de la profundidad y de la distancia a la fuente.

5. CONCLUSIONES

Se han expuesto algunos de los resultados más importantes que se han producido apartir de los sismos de 1985 en materia de sismicidad, características de los grandestemblores y estimación de movimientos fuertes. Se ha hecho especial énfasis enaquellos que mayor impacto han tenido desde el punto de vista de la ingeniería sísmicaen nuestro país. Se han esbozado las ideas y métodos con los cuales es posible

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estimar algunas de las características de los movimientos fuertes que puedenesperarse de temblores que ocurran en el futuro. El énfasis de estas técnicas deestimación se ha puesto en la evaluación de riesgo sísmico en el valle de México y enla costa del Pacífico, regiones que históricamente han sido las más afectadas porgrandes temblores.

Como el presente trabajo muestra, ha habido un gran avance en la comprensiónde los fenómenos sísmicos después de los temblores de septiembre de 1985. Sitomamos en cuenta el reciente aumento en la instrumentación sísmica en México, esde esperarse que la investigación en la materia aumente muy rápidamente en el futuropróximo y llene las lagunas en el conocimiento actual. Esto último requerirá delconcurso de un mayor número de investigadores de alto nivel así como de lacontinuidad en el apoyo financiero para estos fines.

6. AGRADECIMIENTOS

Gran parte de los estudios que aquí se han descrito han sido posibles gracias a lainstalación y eficiente operación de las redes de sismográfos y acelerógrafos a cargode las siguientes instituciones: Fundación ICA, Fundación Javier Barros Sierra,Instituto de Geofísica, UNAM e Instituto de Ingeniería, UNAM y Centro Nacional dePrevención de Desastres. Los avances que se han referido se deben al esfuerzo de ungran número de personas de diversas instituciones. La lista de referencias de ningunamanera da cuenta exhaustiva de todos los trabajos realizados sobre esta materia.Agradecemos la colaboración de Jorge Arboleda, Javier Pacheco y Miguel Santoyo.

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25°

20°

15°

10°

-115° -110° -105° -100° -95° -90° -85° -80°

Fig. 2.1 Marco tectónico general de México. Las placas de Rivera y Cocos sesubducen bajo la placa de Norteamérica a lo largo de la costa del Pacífico sur. Lasvelocidades relativas de convergencia (cm/año) entre las placas oceánicas y lacontinental se indican con flechas continuas, y el movimiento absoluto de las placassuperiores, la de Norteamérica y la del Caribe relativas a los "puntos calientes"(Hotspots) se muestran con flechas sombreadas. Los triángulos en negro indican elvulcanismo cuaternario. La sismicidad en el rectángulo inclinado se muestra en lafigura 2.2.

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... ........... ^. .... . .. ... ^;^ ^;.,

O =

Fig. 2.2 Superior: Perfil de elevación a lo largo del centro del rectángulo inclinado dela figura 2.1. Inferior: Proyección de hipocentros a lo largo del plano vertical endirección N35°E. Los círculos en negro indican eventos de fallamiento inverso y losabiertos eventos de fallamiento normal. Las lineas continuas muestran la geometríade la zona de Benioff; la extensión con linea discontinua indica la geometría inferidaasumiendo que la placa subducida alcanza aproximadamente 100 km de profundidadbajo los volcanes activos. La región achurada describe la manifestación superficial delrégimen de esfuerzo tensional.

34

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20 Sep 1985

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(8.1)

(7.3)

1985(7.6)

Fig. 2.3 Localización de las réplicas de los temblores de septiembre de 1985. Lasáreas de ruptura se indican con linea continua, basadas en las primeras.

35

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16.0—103 —102 —99—100 —98—101

Fig. 2.4 Estaciones acelerográficas digitales operadas por el Instituto de Ingeniería (encolaboración con la Universidad de Nevada, Reno) y CENAPRED. No se incluyen cercade 100 estaciones que se encuentran en el valle de México.

aoo

oO

Caleta de Campos

La Villita

Oeste

(c).

Arriba

(b)

M

)

o

Arriba

Oeste

1,i\N/10AVAN,i\ii\tv\

l^y 1^

Norte

1 I

40 50

uo

^

ÍII I' t

10 20 30

oauéroN

°'fA0 Norte

Eu

i 0 10 20 30 40 50

(a)11,

i ^l y y

I,^WJAIlj^l1^ Ij^^^¡!"4i^IR^i^^Fllf^^ñ^n',r'^'.t^...^3..^..^.^^,^^^ff^,^^ ^ I

d

^ `

Evento 1

^ ^ I

--^^^wv71 I^Y111 1 ^^fk 'N^P^1`¡!^ef ^''^ij..^nq)^4^^14VÍMy^ a'^ 1.^ r^ I I l !^ ,1 ¡'.^y^MÍ^ °¡,^v, .n.w....,,v

tV

Zihuatanejo

^u/^ tO11KI^+L IJ^''IIt^WF }r'•y\^!rr^••wwti,..tiw-----........^._

^ 1 I P 7 I jlj- '1 d I I 10 20 30 40 50 60 70 80 90

Tiempo desde origen (seg)

Evento 2

w

Ñ

1 tI ""pp

'Jp^'

I

La Union

...»-.v^.rypyl^^7plli^1 ^^ ^^^I^II'!'7^!Y^^^hñ'^^V

3^r^^.^.^w'M^-•-^.,-^

Y'

seg seg

Fig. 2.5 (a) Registros de aceleraciones (NS) del temblor del 19 de septiembre de 1985en la zona epicentral. Se pueden ver 2 eventos principales en las estaciones de Caletade Campos (CALE) y la Villita. (b) Velocidad del terreno en CALE. Nótense lasoscilaciones con periodo de 0.4 seg. (c) Desplazamiento del terreno en CALE.

37

y119 SEP 85r Ms=8.1

25 OCT 81

Ms = 7.3

14 MAR 79

Ms = 7.6

y 29 NOV 78

Ms = 7.8

I I I I I I 1I---1 min --.-I

30 ABR 86

Ms = 7.0

21 SEP 85

Ms = 7.6

Fig. 2.6 Sismogramas de onda P (componente vertical) de grandes tembloresmexicanos recientes, registrados en un sismógrafo de banda ancha en la estaciónGrafenberg, Alemania (dist. 10,000 km). Nótense las oscilaciones con periodo de0.4 segundos en la traza del temblor del 19 de septiembre de 1985 después de 7segundos del inicio.

38

0

n . , . .

10 2

Razón espectral de aceleración

en/cerca del D F,A. .

..•`^ : y\.i'.^

10 i

102

Frecuencia (Hz)

Fig. 2.7 Cociente espectral entre los temblores del 19 y 21 de septiembre de 1985.Linea continua: Ondas P telesísmicas (cuadrante noreste). Linea discontinua:Aceleraciones en y cerca del D.F. Nótese que los cocientes observados son de 2 a 3veces mayores que la predicha por un modelo de fuente w2.

10

-1 10o10

1

39

00

U 3/vi/32t

10 20 30 w 5o W 70 BD 90^

^ ^3$/te

094445

10309

2 ^3533/ St

04

^O 10

2 15/15/$7/4115/$7/41 O705325

20 Se9

Cir ^%í -0°

21/30/65

1.64

2 óéx 1Bo.n

_^

0

^.

0/II/H

055

19/i3/9519/i3/9595 21 ' w050 A3.90 v^

2__ A ♦

20 ]D 50 00 23 • 20 301

-

,^1ovipP--

^

^

22/0/.2

0.29

t7/34/1125/7/34/11259Dee

^.

1G°

14/93/50Pfl“

ñ 1

© >7

2 ^ óó

/03/9503090 2

w

o

2 934/R2

0.00423

O 23 309 20

/3/92

1 pMj

/Ata.-

"9

^

2

O2

2

3 uN112

2 f•o 5049199093

Fig. 2.8 El mapa de México y la batimetría. Las áreas de ruptura de algunos tembloresestán marcadas con líneas discontinuas. Los círculos negros indican los epicentros degrandes temblores mexicanos entre 1928 y 1986. En la parte superior se incluyen lasfunciones de tiempo de la fuente para estos temblores, donde las ordenadas

representan Mo(t) (x10 26 dina-cm/seg).

22.

21 0

^^- Cocos - Noam

Guerrero -1 Oaxaca

10 4

8A

15e 170

11e 3.11±1.31120

160 1^1$06^ 1.46 t0-47

23e 9 A 2/32.1V4e3A 13:Colima Orozc10 F. Z. 0' Gorman F.Z.,IGraben

106° 105° 104° 103° 102° 101° 100° 99° 98° 97° 96° W

Fig. 2.9 Mos/Mop como función de la longitud geográfica de los epicentros. Mos =momento sísmico calculado a partir de ondas superficiales. Mop = momento sísmicocalculado a partir de ondas P. Nótese el cambio a los 99° de longitud W. El número10 corresponde al temblor de 1957.

416

ó

o2

8

7

6

5

4

3

2

I

O

-n,-Rive - Noam

-Jalisco

-

-

-

-

-

-

44

-

i

5* 74

Michoacan

Fig. 2.10 Contornos de las profundidades de la zona de Benioff. Nótese el cambio en

el contorno de la línea de 80 km a los 99° de longitud W.

42

^30

o>.,icd 20

^tj 10

oaa^Eo

—101800 1880 1920

Año

1840 1960 2000

^ 60Guerrero

Fig. 2.11 Momento acumulativo como función del tiempo en la brecha sísmica deGuerrero.

43

Colima 1973

A • ¢•207° 3220°

19 Sept 198521.4° 321.2°

Playa Azul 198121.7° 321.9°

PASADENA 1-90 (Z)

Petatlán 194322.4° 320.5°

11^ 0 1 2 3 4 5I

min

^

•nA't

21 Sept 198522.1° 320.8°

Petatlán 197922.4° 32I2°

MvomAcapulco 1957 I24.1° 318.5°

Fig. 2.12 Sismogramas de temblores mexicanos registrados por un sismógrafo debanda ancha en Pasadena, California. Nótese el contenido de altas frecuencias en laonda P del temblor de 1957.

44

C.1.8mb -4.3

^i:iii••°••••• _••• -

10

x •x x

F I 1 IOaxaca

100••

z x• xM5 = 1.142mb -0.821

o

• _

_ • Ms,63.5 -81 —

— x " " " _

- • Ni s ,1906 -1981 •+

l b 1 1 1 1 ^ 1 l4 5 5.5 6.5 7.5

Fig. 2.13 N (frecuencia acumulativa) vs Ms para Oaxaca. Todos los datos estánnormalizados a 75.5 años. Nótese una joroba en la gráfica de log N vs Ms (segúnSingh et al, 1983)

45

^r•..rn f^ F . A ^.^^. ^}A•.1.e.;.a.i e. b:a e' •^. _ .

180o 20 40 60

SUCH, R1=130km

ATYC, R 1 =147 km 2200 cm /s

CAYA, R1 =171 km ^ 100

0COYC, R 1 =190 km

OCTT, R,.= 236

CPDR, R1=244km

TEAC, R1 = 237 km

CUIP, R1=294km

CUMV, R,=294km

SXVI, R 1 = 296 km

SCT I , R 1 = 300 km

Of

I I

CDAF, R 1 = 304 km

TXSO, R,=327 km

SXPU, R 1 =375 km

Fig. 3.1 Componente EW de la aceleración durante el temblor del 19 de septiembrede 1985 en algunos sitios. R 1 es la distancia mas corta entre el área de ruptura y elsitio. Los sitios CUIP, CUMV, SXVI, TACY, SCT1, CDAF, CDAO Y TLHD seencuentran en el Valle de México. Nótese la variación en las características delmovimiento del tereno en estos sitios. CDAF contiene muchos gliches despues de los60 seg.; sólo los primeros 60 segundos fueron tomados en cuenta en el análisis.

46

19.45

19.40

0

19.55

19.50

19.25

—99.20 —99.15 —99.10 —99.05

LONGITUD

—99.00 —98.95

Fig. 3.2 Trazas de desplazamiento EW en el Valle de Mexico para el sismo del 25 deabril de 1989 (Ms = 6.9). Los contornos punteados y discontinuos indican los límitesentre las zonas de lomas y transición y transición y lago respectivamente. El carácterde los sismogramas muestra claramente la amplificación de las ondas sísmicas en lazona de lago (L.E. Pérez-Rocha y E. Reynoso, comunicación personal 1991).

47

t00

lo-,

10-2

300 400950

Distancia (km)

Fig. 3.3 Función de atenuación f(f,R) como una función de la distancia hipocentral,R, para 4 frecuencias. La curva continua corresponde al valor medio, y las curvasdiscontinuas muestran los percentiles 16 y 84. Círculos abiertos: datos de lasestaciones costeras. Puntos sólidos: datos de las estaciones de tierra adentro. Nóteseque los círculos abiertos y los puntos sólidos, están distribuidos uniformemente conrespecto al valor medio. Triángulos no marcados: Sitios de la zona de lomas en laCiudad de México. Los triángulos marcados T,C y M se refieren al las estacionesTeacalco, Cuernavaca y Madín respectivamente. (según Ordaz y Singh, 1992).

tosfOr

10,

loe

x 31 de mayo, 1990o 25 de abril, 19894 21 de septiembre, 1985+ 19 de septiembre, 1985

I 1111111

lo?IO- 1f0'1

ro-110-1 101

Estación B34

10°

Frecuencia (Hz)10°

Frecuencia (Hz)

Estación B74

t 8 de octubre, 1989o 8 de febrero, 1988x 31 de mayo, 1990

25 de abril, 1989• 21 de septiembre, 1985+ 19 de septiembre, 1985

o 8 de febrero, 1988x 2 de mayo, 1989x 31 de mayo, 1990n 25 de abril 1989

rooFrecuencia (Hz)

ro-1

roo

101

102

fo-1 lo,

102

o 8 de febrero, 1988x 2 de mayo, 1989O 7 de junio, 1987c 25 de abril, 1989

10-110'

Estación CUI Estación TAC

Fig. 3.4 Amplificación como una función de la frecuencia para ocho sitiosselecccionados, seis en la zona de lomas de la Ciudad de México, Cuernavaca (CUE)y Teacalco (TEA). Las amplificaciones observadas durante los diferentes eventos estánclaramente marcadas. Nótense las diferencias enb amplificación entre un temblor yotro, y que las amplificaciones son sistemáticamente mas altas durante el evento del25 de abril de 1989.

49

1020 8 de febrero, 1988x 31 de mayo, 1990° 25 de abril, 1989

i o'

I 00

rooFrecuancia (Hz)

Estación B18

Estación CUE

Estación MAD

r 00

Frecuencia (Hz)

Estación TEA

I 11111 /II

lotx 31 de mayo, 1990

l o'

r oo

ro.Frecuencia (Hz)

f0-'f0-' lo'

. 2 de mayo, 1989o 8 de febrero, 1988x 31 de mayo, 1990o7 de junio, 1987°25 de abril, 1989*21 de septiembre, 1985+19 de septiembre, 1985

I 11111

rooFrecuencia (Hz)

i o-' lo,

rot

Fig. 3.4 Continuación

50

64 5

Log Mo

3 21 22 23 24 25 26 27 28

10 I 1 7 1t

1 I

1

• » ,E1 • / (5

Dd Fuente puntual

--- Fuente finita

• Terreno duro

o Terreno blando

PAPNA t CALE

• I 1 1 1

Fig. 3.5 Datos de Amex de campo cercano de sismos de la zona de subducciónmexicana, reducidos a una distancia de 16 km, en función de la magnitud M. Lospuntos son de sitios sobre roca y los círculos de sitios en suelo blando. Los simboloscon flechas representan la estimación mínima de Amex Las líneas que unen variossimbolos indican que son varios datos del mismo evento. Los triángulos representandatos de PAPN. Se señalan los datos de CALE, ACAP y ACAS. Se muestran tambiénlas curvas estimadas de Amex, considerando fuente puntual y fuente finita para algunosvalores de caída de esfuerzos (to) y el parámetro de atenuación del sitio K.

51

400

O - CM/SEG2

—400

M n 5.81, 02/08/88, PE7A, R n 24.1 ka, K n 0.029 s (3)

_ ^ + M n 8.63, 03/19/78, ACAS, R n 17.2 km, K n 0.023 • (1)

m • 6 9, 04/25/89, SMR2, R 20 km, K n 0.046 n (lI

^

H n r,89, 04/25/89, V1CA, R n 25 km. K n 0.044 s (14)

– ^ J^7^,.. ,..-...

M n 6.89, 04/25/89, CPDR, R r 20 km, K n 0.034 s (10)

_ M n +.89, 04/30/86, CALE, R r 48 km, K n 0.049 s (4)

— M. 7.41, 10/25/81, SICC, R n 16.0 km, K n 0.057 e (1)

M n 7.85, 09/19/85, CALE, R n 1 6 .0 km. K n 0.049 • (4)

M n 8.05, 09/18/85, VILE, R n 16.0 km. K n 0.051 • (2)

M n 8.05, 09/19/85, 2(

1

ICA, R n 18.0 km, K n 0.045 • (1)

u0 11,.

M n 8.05, 09/19/85, UN10, R n 18.0 km, x • 0.025 s (3)

O 10 2030

40 50SEG

Fig. 3.6 Componentes NS de los acelerogramas de campo cercanode todos loseventos con M>_5.9 registrados sobre la zona de subducción mexicana. R es ladistancia mas próxima al área de ruptura. El número entre paréntesis indica la cantidadde registros empleada para estimar el valor de K. Las flechas indican la duración de laruptura Td . El registro de CALE corresponde al primer subevento del sismo del 19 deseptiembre En VILE y ZACA, las flechas indican la duración T d del primer subevevento.Nótese que los acelerogramas no muestran una dependencia de A me,, respecto a M.

52

ESTACION: 'GUA EW (Rs=Re=205 km)

VELOCIDAD, cm/s

[

40

.004

.002

.000-.002

.004150 Do 8040 16D12080

.0106-11-93 .000

-.010

DESPLAZAMIENTO. cm

24-10-93

o.8

40

80

120

160

.4

0

o

80

120

.4

.0

40

80

20

160 o 40

80

120

160

160 0 40 80 120

10 -110°

Tiempo, s

Frecuencia, Hz

.8

.4 -

.0-.4 -

.5

simulacion 2

.4

0

-.4

simulacion 1 .0 ^^v -+y1Íi /lnvn^.«n w^* ^ ^ •

,48 - , , , 1 , , ,

0 40 80 120 160

.o = J^^1,4

-.4 -

0 40

.4simulación 3 0

-.80

8

simula cion 4

40

8G

120

160

simula cion 5

10-1 10°Frecuencia, Hz

10140

80

120

Fig. 3.7 Comparación de los registros simulados con el observado el 24 de octuble de1993 (M = 6.7) en la estación de banda ancha que opera en Iguala. Se empleó comofunción de Green el registro del temblor del 6 de noviembre de 1993 (M =4.5),obtenido en la misma estación.

VELOCIDAD. cm/s

100 200100 200

20O

—20

25-04-89

ESTACION: CDAO EW (Rs=300 Km)

DESPLAZAMIENTO, cm

4_

O—4-

- 8 -110

411A419•40Y-w.,*.

100 200200 100

Q^^

100 200

0400-44,--

200

19-09-85

_ _ simulaciones

Konamori et al

80 40

0

—40

400

—40—80

—100-

0 200 1000 100

simulacion 1

8040

simulacion 2

200 100

O- 10O—200

0 100 200

—40—80

o 0 100 200

40

0

-40

0o

0200 100Tiempo, s

200 8 100 100

----^ll^ ^hM,I^wNMMur".nMnwrw'r>ftM^-

200100

simulacion 3 0—100.—200

0 100 200Tiempo, s

4 6Periodo, sTiempo, s

Fig. 3.8 Estimación del movimiento del terrero en la estación CDAO del valle deMéxico para un temblor postulado de M=8.2 en la brecha de Guerrero. Se utilizócomo función de Green el registro del 25 de abril de 1989 (M = 6.9). Se compara elvalor esperado del espectro de respuesta de seudoaceleración (5% deamortiguamiento) con el sugerido por Kanamori et al. (1993) y con el observado el 19de septiembre de 1985 (M =8.1).

loo

//

/ ---- Acambay

-

-- Normal

— Volle

Coslo 0.0

0.001 0.01 0.1 10 100

Frecuencia, Hz

Fig. 3.9 Espectros de amplitudes de Fourier para los cuatro temblores seleccionados(según Rosenblueth et al, 1988).

55

940223

M =5.4

UNM PUIG

-108° -106° -104° -102° -100° -98° -96° -94° -92° -90° -88°

-108° -106° -104° -102° -100° -98° -96° -94 -92° -90° -88°

Fig. 4.1 Localización de las 9 estaciones de banda ancha que operan actualmente(triángulos sólidos). Se muestra también los registros del temblor de Oaxaca del 23de febrero de 1994 obtenidos en algunas de estas estaciones. El círculo sólido indicael epicentro.

56

Time reference: O = 940609 00:39:59351

0357736 -

0.178868 -

OXIG _

HLZ 0

-0.178868 -

-0.357736 -

0.357736 -

0.178868 -

OXIG 0

HLN-0.178868 -

-0.357736 -

0.357736-

0.178868 -

OXIGI:

oHL

-0.178868 -

-0.357736

126.0 168.1 210.1

126.0 168.1 210.1

126.0 168.1 210.1

0.0

0.0 0

Fig. 4.2 Acelerogramas del temblor de Bolivia ocurrido el 9 de junio de 1994 (M =8.2y H = 680 km) registrados en la estación de Oaxaca (OXIG).

TABLA 1: Periodos de recurrencia observados de grandes temblores

superficiales a lo larga de la zona de subducción de México. Los

datos entre corchetes son menos confiables.

Región Localización aprox.

Lat (°N) Long (°0)

Año del evento Periodo

promedio

(años)

E. Oaxaca 16.2 95.8 1897(7.4); 1928(7.5); 1965(7.8) 34

C. Oaxaca 16.0 96.8 1870(7.9); 1928(7.8); 1978(7.8) 54

O. Oaxaca 16.6 97.7 [1854(7.7)];[1894(7.4)]; 1928(7.6); 1968(7.4) 38

Ometepec 16.5 98.5 1950(7.1); 1982(6.9, 7.0) 32

San Marcos 16.7 99.2 [1845(8.1)]; 1907(7.7); 1957(7.5) 56

Petatlán 17.3 101.4 1943(7.5); 1979(7.6) 36

Michoacán 18.1 102.5 1911(7.7); 1985(8.1) 74

Colima 18.4 103.2 1941(7.7); 1973(7.5) 32

58

TABLA 2: Parámetros de fuentes de los temblores dei 19 y 21 de septiembre de 1985.

Me = momento sísmico, u = desplazamiento promedio sobre la falla,

Au = caída de esfuerzo, L = longitud de la falla y N = ancho de la falla.

Evento

Origen

Tiempo de Localización Profundidad* M ox1027

dina-cm

LXY, km2 u,cm qa+,

bares

19 Sept 1985 13:17:49.05 18.141°N, 102.700°0 16 km 12.0 170 x 50 284 25(Ms=8.1)

21 Sept 1985 01:37:11.75 17.61891,101.815°0 20 km 3.8 66 x 33 384 45(H5=7.6)

* Profundidad restringida a partir de modelado sintético de ondas P

8Mo

+ Fórmula usada Aa -

3xLW'

59

Tabla 3: Parámetros de los espectros deAmplitudes de Fourier de los temblores

seleccionados (según Rosenblueth et al, 1988).

Acambay Local Normal

Mw 7.0 4.7 6.5

R (km) 80.0 11.0 80.0

Mo (ergs) 3.5x1026 1.4x1023 7.0x1025

f (hz)e

0.103 0.800 0.222

Aar (bar) 100.0 50.0 200.0

p (gr/cm2) 3.1 2.5 3.1

V (km/s)s 3.2 2.3 3.2

T (s) 30.0 7.0 30.0S

En todos los casos, Q = 200 f o ' e , y factor de

sitio Fs = 4.2.

60

TITULOS PUBLICADOS

BASES DE DATOS PARA LA ESTIMACION DE RIESGO SISMICO EN LA CIUDAD DE MEXICO;Coordinación de Investigación; Area de Riesgos Geológicos; M. Ordaz, R. Meli, C. Montoya-Dulché,L. Sánchez y L.E. Pérez-Rocha.

TRANSPORTE, DESTINO Y TOXICIDAD DE CONSTITUYENTES QUE HACEN PELIGROSO A UNRESIDUO; Coordinación de Investigación; A rea de Riesgos Químicos; Ma. E. Arcos, J. Becerril,M. Espfndola, G. Fernández y Ma. E. Navarrete.

PROCESOS FISICOQUIMICOS PARA ESTABILIZACION DE RESIDUOS PELIGROSOS; Coordinación deInvestigación; Area de Riesgos Químicos; M. Y. Espíndola y G. Fe rn ández.

REFLEXIONES SOBRE LAS INUNDACIONES EN MEXICO; Coordinación de Investigación; Area deRiesgos Hidrometeorológicos; R. Domínguez, M. Jiménez, F. Garcia y M.A. Salas.

MODELO LLUVIA-ESCURRIMIENTO; Coordinación de Investigación; Area de RiesgosHidrometeorológicos; R. Domínguez, M. Jiménez, F. García y M.A. Salas

REPORT ON THE JANUARY 17, 1994 NORTHRIGDE EARTHQUAKE. SEISMOLOGICAL ANDENGINEERING ASPECTS; Coordinación de Investigación; Areas de Riesgos Geológicos y de EnsayesSísmicos; T. Mikumo, C. Gutiérrez, K. Kikuchi, S. M. Alcocer y T. A. Sánchez.

APPLICATION OF FEM (FINITE ELEMENT METHOD) TO RC (REINFORCED CONCRETE) STRUCTURES;Coordinación de Investigación; Area de Ensayes Sísmicos, H. Noguchi.

DEVELOPMENT OF ADVANCED REINFORCED CONCRETE BUILDINGS USING HIGH-STRENGTHCONCRETE AND REINFORCEMENT -NEW CONSTRUCTION TECHNOLOGY IN JAPAN-; Coordinaciónde Investigación; Area de Ensayes Sísmicos; S. Otani.

A STUDY ON NONLINEAR FINITE ELEMENT ANALYSIS OF CONFINED MASONRY WALLS;Coordinación de Investigación; Area de Ensayes Sísmicos; K. Ishibashi; H. Kastumata; K. Naganuma;M. Ohkubo.

SEGURIDAD SISMICA DE LA VIVIENDA ECONOMICA; Coordinación de Investigación; Area de EnsayesSísmicos; R. Meli; S.M. Alcocer; L.A. Diaz Infante; T.A. Sánchez; L.E. Flores; R. Vázquez del Mercado;R.R. Díaz .

DETERMINISTIC INVERSE APPROACHES FOR NEAR-SOURCE HIGH-FRECUENCY STRONG MOTION;Coordinación de Investigación; Area de Riesgos Geológicos; M. lida.

SISMICIDAD Y MOVIMIENTOS FUERTES EN MEXICO: UNA VISION ACTUAL; Coordinación deInvestigación; Area de Riesgos Geológicos; S. K. Singh, M. Ordaz.

JAPANESE PRESSS DESIGN GUIDELINES FOR REINFORCED CONCRETE BUILDINGS; Coordinación deInvestigación; Area de Ensayes Sísmicos, S. Otani.

COMENTARIOS SOBRE LAS NORMAS INDUSTRIALES JAPONESAS DE LA CALIDAD DE AGREGADOSPARA EL CONCRETO; Coordinación de Investigación; Area de Ensayes Sísmicos; M. Saito, H. Kitajima,K. Suzuki, S. M. Alcocer.

COMENTARIOS SOBRE LAS NORMAS INDUSTRIALES JAPONESAS DE LA CALIDAD DEL CONCRETO;Coordinación de Investigación; Area de Ensayes Sísmicos; M. Saito, H. Kitajima, K. Suzuki, S. M. Alcacer.

NORMAS DE DISEÑO PARA ESTRUCTURAS DE MAMPOSTERIA DEL INSTITUTO DE ARQUITECTURADEL JAPON; Coordinación de Investigación; Area de Ensayes Sísmicos; K. Yoshimura, K. Kikuchi,T. A. Sánchez.

RED DE OBSERVAOON SISMICA DEL CENAPRED, REGISTROS ACELEROGRAFICOS OBTENIDOSDURANTE 1993, Coordinación de Investigación; Area de Instrumentación Sísmica; B. López, R.Quaas,S. Medina, E. Guevara, R. González.

SISMICIDAD Y MOVIMIENTOS FUERTES ENMEXICO UNA VISION ACTUAL. Se terminó deimprimir en el mes de enero de 1995, en TALLERES

GRÁFICOS DE MÉXICO, Canal del Norte No. 80,Cot. Felipe Pescador, C.P. 06280, México, D.F.

La edición consta de 400 ejemplares.

CENTRO NACIONAL DE PREVENCION DE DESASTRES

AV. DELFIN MADRIGAL N° 665, COL. PEDREGAL SANTO DOMINGODELEGACION COYOACAN, MEXICO D.F., C.P. 04360

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