peligros sismico tesis 2012 psha-uhs ancash

5/14/2018 Peligros Sismico Tesis 2012 Psha-uhs Ancash - slidepdf.com

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UNIVERSIDAD NACIONAL

“SANTIAGO ANTÚNEZ DE MAYOLO”

FACULTAD DE INGENIERIA CIVIL

DEPARTAMENTO ACADEMICO DE TRANSPORTE, GEOTECNIA Y CONSTRUCCION

PELIGRO SÍSMICO PROBABILÍSTICO

Y ESPECTRO UNIFORME EN LA

REGION DE ANCASH

TESIS PARA OPTAR EL TITULO DE INGENIERO CIVIL

Presentado por:

Bach. ITALO JHONATAN DE LA CRUZ MARSANO

Dirigido por:

MSc. Ing. ELIO A. MILLA VERGARA

Huaraz – Ancash - Perú

2011



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TESIS: PELIGRO SISMICO PROBABILISTICO Y ESPECTRO UNIFORME EN LA REGION DE ANCASH AUTOR: ITALO JHONATAN DE LA CRUZ MARSANO (2011) Pág. -2-

ASESOR DE LA TESIS

Prof. Elio A. Milla Vergara

Universidad Nacional Santiago

Antúnez de Mayolo

TRIBUNAL DE LA TESIS

Ing. Claudio Valverde Ramírez Ing. Jorge Bedon Lopez

PRESIDENTE SECRETARIO

Ing. Jorge Vargas García

VOCAL

CALIFICACION: ______________________________APROBADO__________________________________

Huaraz, Diciembre del 2011



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© DERECHO DE AUTOR 2011 POR ITALO J. DE LA CRUZ MARSANO

TODOS LOS DERECHOS RESERVADOS



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INDICE DEL CONTENIDO

INDICE DEL CONTENIDO ............................................................................................................................. 4

AGRADECIMIENTO ........................................................................................................................................ 6

DEDICATORIA ................................................................................................................................................. 7 RESUMEN .......................................................................................................................................................... 8

ABSTRACT ..................................................................................................................................................... 10

INDICE DE FIGURAS ................................................................................................................................... 11

INDICE DE CUADROS ................................................................................................................................. 16

INTRODUCCION ........................................................................................................................................... 17

CAPITULO ICAPITULO ICAPITULO ICAPITULO I ........................................................................................................................................ 22

MARCO CONCEPTUALMARCO CONCEPTUALMARCO CONCEPTUALMARCO CONCEPTUAL ........................................................................................................ 22

1.1 DEFINICION DEL PROBLEMA .................................................................................................. 18

1.2 OBJETIVOS DEL TRABAJO ........................................................................................................ 19

1.2.1 OBJETIVO GENERAL ........................................................................................................................ 19 1.2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS .............................................................................................................. 19

1.3 HIPOTESIS ..................................................................................................................................... 19

1.4 ALCANCE DEL ESTUDIO ............................................................................................................ 19

1.5 ANTECEDENTES .......................................................................................................................... 20

1.6 METODOLOGÍA DE LA INVESTIGACIÓN .............................................................................. 21

CAPITULO IICAPITULO IICAPITULO IICAPITULO II ...................................................................................................................................... 22

CONCEPTOS Y ASPECTOSCONCEPTOS Y ASPECTOSCONCEPTOS Y ASPECTOSCONCEPTOS Y ASPECTOS GENERALESGENERALESGENERALESGENERALES.................................................... 22

2.1 ONDAS SÍSMICAS ......................................................................................................................... 22

2.2 ONDAS DE CUERPO .................................................................................................................... 22

Ondas P. .............................................................................................................................. 22

Ondas S.. ............................................................................................................................. 23

2.3 ONDAS SUPERFICIALES ............................................................................................................ 24

Ondas Rayleigh................................................................................................................... 24

Ondas Love.. ....................................................................................................................... 24

2.4 MECANISMOS DE LOS TERREMOTOS ................................................................................... 24

2.5 SISMOS TECTÓNICOS ................................................................................................................. 26

2.6 INTENSIDAD SISMICA ............................................................................................................... 28

2.7 LA MAGNITUD .............................................................................................................................. 29 2.8 SISMOTECTÓNICA GLOBAL ..................................................................................................... 35

2.9 SISMOTECTONICA REGIONAL - TECTONICA DE LOS ANDES PERUANOS ................. 37

2.10 PELIGRO SÍSMICO ....................................................................................................................... 41

2.11 PELIGRO SÍSMICO DETERMINISTICO .................................................................................. 42

2.12 PELIGRO SÍSMICO PROBABILÍSTICO ................................................................................... 44

2.13 FUENTES SISMOGÉNICAS ......................................................................................................... 46

2.14 MODELO DE LA SISMICIDAD ................................................................................................... 47

2.15 MAGNITUD MINIMA UMBRAL (MC) ...................................................................................... 50

2.16 MAGNITUD MAXIMA ESPERADA (MMAX)............................................................................ 50

2.17 RELACION DE ATENUACIÓN DEL MOVIMIENTO MAXIMO DEL SUELO ..................... 52

2.18 RELACION DE ATENUACIÓN DE ORDENADAS ESPECTRAL .......................................... 55 2.19 RESOLUCION DE LA INTEGRAL DE PELIGRO SISMICO ................................................... 56



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2.20 REPRESENTACIÓN DE LA CURVA DE PELIGRO SISMICO ............................................... 61

2.21 ESPECTRO DE RESPUESTA ...................................................................................................... 62

2.22 ESPECTRO UNIFORME DE PELIGRO ..................................................................................... 64

CAPITULO IIICAPITULO IIICAPITULO IIICAPITULO III .................................................................................................................................... 66

EVALUACION DE PELIGREVALUACION DE PELIGREVALUACION DE PELIGREVALUACION DE PELIGRO SÍSMICO DE LA REGIO SÍSMICO DE LA REGIO SÍSMICO DE LA REGIO SÍSMICO DE LA REGIONONONON ANCASH ANCASH ANCASH ANCASH...............................................................................................................................................123

3.1 UBICACIÓN GEOGRÁFICA DE LOS LUGARES DE ANÁLISIS ............................................ 66

3.2 SISMOTECTÓNICA LOCAL ........................................................................................................ 68

3.2.1 SISTEMA DE FALLA DE LA CORDILLERA BLANCA ........................................................... 70 3.2.2 LA FALLA DE QUICHES .................................................................................................................. 72

3.3 SISMICIDAD HISTÓRICA ........................................................................................................... 72

3.4 SISMICIDAD INSTRUMENTAL DEL ÁREA DE ESTUDIO .................................................. 75

3.5 EVALUACIÓN Y CARACTERIZACIÓN DE LAS FUENTES SISMOGÉNICAS .................... 81

3.6 CÁLCULOS DE LOS PARÁMETROS SISMOLÓGICOS DE LAS FUENTES ........................ 87

3.7 LEYES DE ATENUACIÓN UTILIZADAS EN LA EVALUACION ..................... ...................... 94

3.7.1 Modelo de Atenuación sísmica de Youngs et al (1997) ................................................... 94 3.7.2 Modelo de Atenuación Sísmica de J. Chávez Obregón (2006) ...................................... 96 3.7.3 Modelo de Atenuación Sísmica de Sadigh et al (1997) .................................................... 97

3.8 METODOLOGIA DE ANALISIS DE PELIGRO SISMICO UTILIZADA ..................... ........... 99

3.9 EVALUACION DEL PELIGRO SISMICO PROBABILISTICO (PSHA) EN LA REGION

ANCASH ......................................................................................................................................................100

CAPITULO IV CAPITULO IV CAPITULO IV CAPITULO IV ..................................................................................................................................123

EVALUACION DEL ESPECEVALUACION DEL ESPECEVALUACION DEL ESPECEVALUACION DEL ESPECTROS DE PELIGRO UNIFTROS DE PELIGRO UNIFTROS DE PELIGRO UNIFTROS DE PELIGRO UNIFORMEORMEORMEORME(UHS) PARA LA REGION(UHS) PARA LA REGION(UHS) PARA LA REGION(UHS) PARA LA REGION ANCASH ANCASH ANCASH ANCASH.....................................................................123

CAPITULO V CAPITULO V CAPITULO V CAPITULO V ....................................................................................................................................123

DISCUSION DE RESULTA DISCUSION DE RESULTA DISCUSION DE RESULTA DISCUSION DE RESULTADOSDOSDOSDOS................................................................................123

5.1 PELIGRO SÍSMICO PROBABILISTICO DE LA REGION DE ANCASH (PSHA) .............123

5.2 ESPECTRO UNIFORME DE PELIGRO (UHS) ......................................................................126

CAPITULO VICAPITULO VICAPITULO VICAPITULO VI ..................................................................................................................................129

CONCLUSIONES Y RECOMCONCLUSIONES Y RECOMCONCLUSIONES Y RECOMCONCLUSIONES Y RECOMENDACIONESENDACIONESENDACIONESENDACIONES................................................129

6.1 CONCLUSIONES .........................................................................................................................129

6.2 RECOMENDACIONES ...............................................................................................................131

REFERNCIREFERNCIREFERNCIREFERNCIAS BIBLIOGRAFICAS AS BIBLIOGRAFICAS AS BIBLIOGRAFICAS AS BIBLIOGRAFICAS ...........................................................................129

ANEXO A ANEXO A ANEXO A ANEXO A (ESCALA DE INTENSIDA (ESCALA DE INTENSIDA (ESCALA DE INTENSIDA (ESCALA DE INTENSIDADES DE MERCALLIDES DE MERCALLIDES DE MERCALLIDES DE MERCALLIMODIFICADA)MODIFICADA)MODIFICADA)MODIFICADA) ...............................................................................................................................137

ANEXO B ANEXO B ANEXO B ANEXO B (CALCULO DE LA DEMAN(CALCULO DE LA DEMAN(CALCULO DE LA DEMAN(CALCULO DE LA DEMANDA SÍSMICA PORDA SÍSMICA PORDA SÍSMICA PORDA SÍSMICA PORESPECTRO DE DISEÑO SESPECTRO DE DISEÑO SESPECTRO DE DISEÑO SESPECTRO DE DISEÑO SEGÚN NORMA EEGÚN NORMA EEGÚN NORMA EEGÚN NORMA E----030)030)030)030) ...........................137



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AGRADECIMIENTO

El presente trabajo es desarrollado gracias a la colaboración del Ing. Elio

Milla Vergara, quien ha apoyado a la elaboración, tanto a las correcciones,

también se agradece la revisión del contenido al Ing. Manuel Monroy, Que tuvo

la gentileza de revisar y corregir la versión preliminar de este trabajo y

contribuir a mejorar el enfoque inicial de la presente investigación.

También un agradecimiento muy especial al Co-Asesor el ing. Robinson

Alva Carretero por realizar las sugerencias en redacción de este documento

técnico, así como también en el enfoque apropiado para el desarrollo de esta

investigación.



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DEDICATORIA:

A mis padres, Rosa Marsano M.,

Eduardo De La Cruz P. y hermanos

Daniel, Milagros, Percy, Karen, a ellos

les doy las gracias de todo Corazón, por

todo el aliento, cariño y apoyo que

siempre me han brindado para lograr

mis metas.



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RESUMEN

La presente investigación se enmarca en el ámbito regional de Ancash,

para lo cual se realizó la recopilación de información de datos sismológicosdisponibles hasta el 2011; y se utilizaron tres modelos de atenuación para

ordenadas espectrales, las cuales hayan sido formuladas en base a procesos de

subducción y reajuste tectónico.

Una vez calculada la sismicidad de las fuentes sismogénicas, se realizó la

evaluación del peligro Sísmico Probabilístico (PSHA), y el cálculo los Espectro

Uniforme de Peligro (UHS) de cada provincia de la región.

Finalmente se elaboró mapas de iso-aceleraciones para diferentesperiodos de retorno 50, 72, 475, 950 y para las ordenadas espectrales para

periodos estructurales T=0.00seg (PGA), 0.20 y 1.00seg.

La presente investigación se organiza en 6 capítulos y 2 anexos, como se

describe brevemente a continuación:

El CAPÍTULO I describe le marco conceptual en donde en marca la presente

investigación, el problema abordado, objetivos, antecedentes y metodología

empleada para el desarrollo.El CAPÍTULO II presenta conceptos y aspectos generales sobre la

información sismotectónica del País, desarrolla el fundamento teórico y

procedimiento para el cálculos del peligro sísmico probabilístico y del Espectro

Uniforme de Peligro.

El CAPÍTULO III, realiza la descripción de la evaluación del peligro sísmico

de la Región Ancash (PSHA), revisando la información sismotectónica local,

ubicación de los lugares donde se realizara la evaluación, así como también sedeterminaron los parámetros de las zonas sismogénicas empleadas; se describe

los modelos de atenuación utilizados; posteriormente se presentan los

resultado de (PSHA), obtenidos en la Región Ancash para diferentes periodo de

retorno de 50, 72, 475, 950 años

El CAPÍTULO IV presenta los espectros uniformes de peligro (UHS) para

todas las capitales de las provincias de la Región Ancash.

El CAPÍTULO V, se realiza la discusión de los resultados obtenidos en elanálisis de peligro sísmico probabilístico (PSHA) y el espectro uniforme de



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peligro (UHS), esta investigación con otros trabajos realizados en el país; así

como también con el espectro de diseño propuesto por la norma E-030

El CAPÍTULO VI corresponde a las conclusiones y recomendaciones que se

disgregan de la presente investigación.El Anexo A, presenta la escala de intensidades de mercalli

En el Anexo B presenta los parámetros de la Norma E-030-2003, para

realizar el cálculo de la demanda sísmica, mediante el espectro de diseño.



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ABSTRACT

The present investigation is framed within the regional sphere of ancash ,

which was conducted for information gathering seismic data available until

2011, for which we used three models of attenuation for spectral ordinates,which have been formulated based on and adjustment processes tectonic

subduction.

After calculating the seismicity seismogenic sources, we performed the

Probabilistic Seismic Hazard Assessment (PSHA), and calculating the Uniform

Hazard Spectrum (UHS) of each province in the region.

Finally elaborated iso-acceleration maps for different return periods 50, 72,

475, 950 and spectral ordinates for periods T = 0.00seg structural (PGA), 0.20

and 1.00seg.This research is organized into 6 chapters and 2 appendices, as described

briefly below:

CHAPTER I will describe the conceptual framework in which to mark the

present investigation, the problem addressed objectives, background and

methodology used for development.

CHAPTER II presents concepts and an overview of the country

seismotectonic information, develops the rationale and procedure for the

probabilistic seismic hazard calculations and Uniform Hazard Spectrum.CHAPTER III makes the description of the seismic hazard assessment of the

Ancash Region (PSHA), reviewing local seismotectonic information, location of

the sites involved in the evaluation, as well as identified the seismogenic zone

parameters used, are described attenuation models used, then the result is

presented (PSHA) obtained in the Ancash Region for different return period of

50, 72, 475, 950 years

CHAPTER IV presents the uniform hazard spectra (UHS) for all the capitals

of the provinces of the Ancash Region.

CHAPTER V The discussion is made of the results obtained in the

probabilistic seismic hazard analysis (PSHA) and the uniform hazard spectrum

(UHS), this research with other work in the country as well as the proposed

design spectrum by the standard E-030

CHAPTER VI corresponds to the findings and recommendations which

disintegrate in the present investigation.

Appendix A presents the Mercalli Intensity Scale

Annex B presents the parameters of the Standard E-030-2003, for

calculating the seismic demand through the design spectrum.



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INDICE DE FIGURAS

Figura N° 1 Ondas P (Bolt B. 1999) ..................................................................................................................................................... 23

Figura N° 3 Ondas S (Bolt B. 1999) ...................................................................................................................................................... 23

Figura N° 4 Ondas Rayleigh (Bolt B. 1999) ...................................................................................................................................... 24

Figura N° 5 Ondas Love (Bolt B. 1999)............................................................................................................................................... 24

Figura N° 6 Tipo de falla normal y mecanismo focal correspondiente (nyffenegger 1997) ....................................... 25

Figura N° 7 Tipo de falla de presión y mecanismo focal correspondiente (nyffenegger 1997) ................................. 25

Figura N° 8 Simulación de un ruptura normal en donde se identifican los pontos importantes como el foco(hipocentro, y el epicentro de un movimiento telúrico ................................................................................................................ 25

Figura N° 9 esquema en donde se ubica los tipos de sismos en las zonas de subducción y sismos de cortezasuperficial yo continental; a) representa donde se origina los sismos de interplaca; b) representa donde se

origina los sismos de intraplaca; c) representa el origina los sismos de corteza superficial o continentales. .... 27

Figura N° 10 Escalas de Intensidades Sísmicas y Su Equivalencias (REITER 1990) ...................................................... 28

Figura N° 11 La confrontación de escala de magnitud de momento con otras escalas de magnitud (HEATON,TAJIMA Y MORI, 1986) ............................................................................................................................................................................... 34

Figura N° 12 Mapa de sismicidad global en esta figura se muestran los terremotos ocurridos a partir de 1966con magnitud superior a 6, en la escala de richter (BOLT 1999). .......................................................................................... 35

Figura N° 13 Mapa donde se identifica la distribución de las principales placas tectónicas y tipos de márgenesentre ellas. ....................................................................................................................................................................................................... 36

Figura N° 14 Mapa de Peligro Sísmico Global (GSHAP, 1999) ................................................................................................. 36

Figura N° 15 principales unidades geomorfológicas del Perú, ZC= zona costera ubicada desde el norte hasta el sur a lo largo de todo el litoral, C.OC = cordillera occidental limita por el oeste con la zona costera y por el estecon la cordillera oriental, C.OR = al norte limita con la zona costera y en el centro rodea a la C.OC y hacia el sur va limitada con la zona subandina Z.S= que limita por el oeste con la C.OC (TAVERA Y BUFORN 1998) ..... 40

Figura N° 16 Esquematización de los 4 pasos a seguir para el cálculo del peligro sísmico determinístico(Adaptado de Kramer 1996) ................................................................................................................................................................... 43

Figura N° 17 Esquematización de los 4 pasos a seguir para el cálculo del peligro sísmico probabilístico(adaptado de KRAMER 1996) ................................................................................................................................................................ 45

FIGURA N° 18 distintas geometrías de fuentes sísmicas. ............................................................................................................ 47

Figura N° 19 Cuva Del Modelo De Poisson Truncado ................................................................................................................. 49

Figura N° 20 ilustración de la función de probabilidades condicional de exceder un valor particular del movimiento del suelo (a*) para una magnitud y distancia dada. .......................................................................................... 54

Figura N° 21 se ilustra la relación de atenuación nga de chiou and youngs 2008, la cual es una varias de larelacion de atenuacion de SADIGH DE 1997 .................................................................................................................................... 55

Figura N° 22 Esquema de Sub división de una fuente en sectores circulares, para el cálculo de la densidad de probabilidad en distancia f Ri (r), ........................................................................................................................................................... 59

Figura N° 23 Curva de atenuación del movimiento (lny) para un valor de magnitud M = m 2 a diferentesdistancias (trazo negro). Para varias distancias (r 1 , r 2 , r 3 y r N ) se indica también la distribución de



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probabilidad de excedencia del movimiento Y (representado por la línea roja) condicionada a M = m 2 y R = r i (i = 1,2,3 o N), es decir, P[y>Y|m = m 2 , r = r i ]. Las áreas verdes representan la probabilidad de excedencia (conεtrunc→∞) de Y para cada una de las distancias consideradas ................................................................................................. 60

Figura N° 24 Curva de amenaza para un emplazamiento expresada en función del periodo de retorno ............ 61

Figura N° 25 El ejemplo de la función P[S(w)], la probabilidad que será S(w) excedida al menos una vez en Y años (M. D. Trifunac et al en 1977) ...................................................................................................................................................... 62

Figura N° 26 Esquema de construcción de espectros de respuesta (de Hays, 1980) ...................................................... 63

Figura N° 27 ejemplo del espectro uniforme de peligro sísmico utilizando la Relación de Atenuación deordenadas espectrales de chaves obregón 2006, para 25 años de Tr para una ordenada espectral de 0.2seg . 64

Figura N° 28 procedimiento a seguir para obtener los valores del espectro de peligro sísmico uniforme(adaptado del EEERI commitee on seismic risk 1989) ................................................................................................................ 65

Figura N° 29 Mapa Geologico De La Region Ancash, INGEMMET 2010 ............................................................................. 69

Figura N° 30 Mapa Neotectonico De Ancash, Sistema De Falla De La Cordillera Blanca Y La Falla De QuicheS,(IGP-CERESIS-1991) ................................................................................................................................................................................... 71

Figura N° 31 falla de quiches de 20km de longitud ..................................................................................................................... 72

Figura N° 32 Eventos Sísmicos de una Magnitud Mw > 7, Ocurrido en todo el Territorio del Perú ....................... 76

Figura N° 33 Correlación entre M w y M B propuesta por la investigación al 2011 .......................................................... 77

Figura N° 34 Eventos sísmicos de magnitud Mw > 7, mas cercamos a la región Ancash ............................................ 78

Figura N° 35 Esquema sismo tectónico de la geometría de la subducción en el Perú deducido a partir de ladistribución de la sismicidad con la profundidad. Las flechas indican la orientación de los ejes de tención conel mismo buzamiento que el plano de subducción (tavera y buforn 1998) ........................................................................ 79

Figura N° 36 Perfil sísmicos en la región Ancash ......................................................................................................................... 80

Figura N° 37 Muestra la sismicidad del Perú en 3D .................................................................................................................... 81

Figura N° 38 Densidad por km 2 de la actividad sísmica del Perú desde 1963-2011 ..................................................... 82

Figura N° 39 Fuentes Sismogenicas de Subducción del Perú al 2011, con diferenciación del mecanismo focal generador de sismos ................................................................................................................................................................................... 83

Figura N° 40 Fuentes Sismogenicas continental del Perú al 2011, con diferenciación del mecanismo focal generador de sismos ................................................................................................................................................................................... 84

Figura N° 41 Curva de recurrencia sísmica de la fuente F1 de interface, con la ubicación del punto de inflexiónque representa a la magnitud mínima umbral (Mc). ................................................................................................................... 89







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Figura N° 46 Curva de recurrencia sísmica de la fuente F6 de intraplaca superficial, con la ubicación del punto de inflexión que representa a la magnitud mínima umbral (Mc). ............................................................................ 90





Figura N° 51 Curva de recurrencia sísmica de la fuente F11 de intraplaca intermedia, con la ubicación del punto de inflexión que representa a la magnitud mínima umbral (Mc). ............................................................................ 91

Figura N° 52 Curva de recurrencia sísmica de la fuente F12 de intraplaca intermedia, con la ubicación del

punto de inflexión que representa a la magnitud mínima umbral (Mc). ............................................................................ 91



Figura N° 55 Curva de recurrencia sísmica de la fuente F15 continental, con la ubicación del punto deinflexión que representa a la magnitud mínima umbral (Mc). ................................................................................................ 91






Figura N° 61 Malla de puntos y lugares de análisis utilizados en el presente investigación ................................... 102

Figura N° 62 parámetros de integración utilizados en la presente investigación ....................................................... 102

Figura N° 63 Mapa de isoaceleraciones máxima del terreno (PGA), T=0.00Seg, de un periodo de retorno de 50años, de una probabilidad de excedencia del 50% ...................................................................................................................... 103

Figura N° 64 Mapa de isoaceleraciones máxima del terreno (PGA), T=0.00Seg, de un periodo de retorno de 72años, de una probabilidad de excedencia del 50% ...................................................................................................................... 103

Figura N° 65 Mapa de isoaceleraciones máxima del terreno (PGA), T=0.00Seg, de un periodo de retorno de475 años, de una probabilidad de excedencia del 10% ............................................................................................................. 104

Figura N° 66 Mapa de isoaceleraciones máxima del terreno (PGA), T=0.00Seg, de un periodo de retorno de950 años, de una probabilidad de excedencia del 10% ............................................................................................................. 104



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Figura N° 67 Mapa de isoaceleraciones para, T=0.20Seg, de un periodo de retorno de 50 años, de una probabilidad de excedencia del 50% ................................................................................................................................................. 105






Figura N° 73 Mapa de isoaceleraciones para, T=1.00Seg, de un periodo de retorno de 475 años, de una

probabilidad de excedencia del 10% ................................................................................................................................................. 108


Figura N° 75 Curva de Peligro sísmico para el Basamento rocoso, en las provincias de la región Ancash, para Aceleración Máxima del Terreno (PGA) ........................................................................................................................................... 109

Figura N° 76 Curva de Peligro sísmico para el Basamento rocoso, en las provincias de la región Ancash, para Aceleración Espectral Sa(T), T=0.20seg. ......................................................................................................................................... 109

Figura N° 77 Curva de Peligro sísmico para el Basamento rocoso, en las provincias de la región Ancash, para Aceleración Espectral Sa(T), T=1.00seg. ......................................................................................................................................... 110

Figura N° 78 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica (amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Huaraz ................................................................ 112

Figura N° 79 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Pallasca ........................ 112

Figura N° 80 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Santa ............................. 113

Figura N° 81 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Corongo ........................ 113

Figura N° 82 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Sihuas ............................ 114

Figura N° 83 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Huaylas ........................ 114

Figura N° 84 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Pomabamba ............... 115

Figura N° 85 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Casma ........................... 115

Figura N° 86 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica

(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Yungay .......................... 116



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Figura N° 87 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Mariscal Luzuriaga . 116

Figura N° 88 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Huarmey ...................... 117

Figura N° 89 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Aija ................................. 117

Figura N° 90 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Pomabamba ............... 118

Figura N° 91 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Asunción ...................... 118

Figura N° 92 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Carlos FermínFitcarrald ...................................................................................................................................................................................................... 119

Figura N° 93 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Antonio Raimondi .... 119

Figura N° 94 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Recuay .......................... 120

Figura N° 95 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Huari ............................. 120

Figura N° 96 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Ocros.............................. 121

Figura N° 97 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta elástica

(amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y 950 años, en Bolognesi ..................... 121

Figura N° 98 Curva de Peligro sísmico para el Basamento rocoso, en las provincias de la región Ancash, para Aceleración Máxima del Terreno (PGA) y límites propuesto por visión 2000 ................................................................. 124

Figura N° 99 Mapa de ordenadas Espectrales T=0.00seg, Propuesto por Bolaños y Monroy del 2004 ............... 125

Figura N° 100 Mapa de Isoaceleraciones Espectrales T=0.00seg. propuesto por Carlos Gamarra el 2009 ...... 126

Figura N° 101 Comparación del espectro uniforme de peligro (UHS) con el espectro de Diseño de la Norma E-030, para tres Provincias ........................................................................................................................................................................ 127



UNASAM - FIC


INDICE DE CUADROS

Cuadro N° 1 Relaciones empíricas para el cálculo de la Magnitud Máxima Esperada (M max ) .................................. 51

Cuadro N° 2 Limites Geograficos de la Region Ancash ................................................................................................................ 67

Cuadro N° 3 Nombres delas Provincias de la Región Ancash ................................................................................................... 67

Cuadro N° 4 Puntos de Análisis del Peligro Sísmico en la Región Ancash. .......................................................................... 68

Cuadro N° 5 Sismos Históricos Ocurridos en La Región Ancash en el periodo de (1471 – 1963) ............................. 73

Cuadro N° 6 Sismos Instrumentales Ocurridos En La Region De Ancash Entre Los Periodo De (1963 – 2011) DE Mw >7................................................................................................................................................................................................................ 77

Cuadro N° 8 Coordenadas Geográficas de las Fuentes Subducción ....................................................................................... 85

Cuadro N° 9 Coordenadas Geográficas de las Fuentes Subducción ....................................................................................... 85

Cuadro N° 10 Coordenadas Geográficas de las Fuentes Continentales ................................................................................ 86

Cuadro N° 11 Parametros Sismologicos Calculados En Base A Magnitud (Mw) ............................................................ 93

Cuadro N° 12 Relaciones de Atenuación para la Aceleración de la Respuesta Espectral Horizontal.................... 95

Cuadro N° 13 Relaciones de Atenuación para la Aceleración de la Respuesta Espectral Horizontal (con 5% deamortiguamiento) para los Terremotos de Subducción (Propuesta por J. Chávez Obregón el 2006) .................. 97

Cuadro N° 14 Relación de Atenuación para la Aceleración de la Respuesta Espectral Horizontal (con 5% deamortiguamiento) para los Terremotos de Subducción (Propuesta por Sadigh et al 1997) .................................... 98

Cuadro N° 15 Desviación Estándar del modelos de atenuación de Sadigh et al 1997 ................................................. 99

Cuadro N° 15 Espectro Uniforme de Peligro Sísmico (UHS) para los periodos de retorno de 475 y 950 y los periodos Estructurales de PGA, 0.2 y 1.00 seg ............................................................................................................................... 122

Cuadro N° 16 . Sismos recomendados por el Comité VISION 2000 ..................................................................................... 123

Cuadro N° 18 Comparación de las aceleraciones obtenidos en esta investigación con el reglamento E-030 y Otras ................................................................................................................................................................................................................ 126



UNASAM - FIC


INTRODUCCION

La Región Ancash ha sido afectado en el pasado por sismos de granmagnitud, los cuales han ocasionado pérdidas y daños incalculables para toda la

nación peruana tanto en lo que corresponde a la parte económica como social,

quedando muchas veces seriamente afectados.

Se puede decir que a raíz del sismo del 31 de mayo de 1970, en donde el

callejón de Huaylas fue el área más afectada, se han realizado investigaciones en

las cuales se han evaluado la sismicidad y el peligro sísmico de la ciudad deHuaraz y en otras ciudades de la región Ancash; con la presente investigación se

pretende actualizar los valores de las aceleraciones sísmicas de la zona, así

como también el cálculos de los espectros uniforme de peligro sísmico, para

toda la región Ancash.

Como se sabe, la región Ancash se encuentra en una zona de alta sismicidad

y riesgo para las construcciones en general, el estudio de peligro sísmico esimportante por su utilidad a la hora de proporcionar una estimación de la carga

sísmica esperable para una estructura situada en un determinado lugar.

La investigación propuesta es de vital importancia para todo tipo de

proyecto; porque nos permitirá determinar aceleraciones, asociado a un

periodo de retorno dado; el cual es utilizado para el correcto diseño de

construcciones sismorresistentes, según el requerimiento de vida útil eimportancia de dichas construcciones.

PALABRAS CLAVE: Sismicidad histórica, Peligro Sísmico Probabilístico,

Espectro Uniforme de Peligro, mapa de Isoaceleraciones y de ordenadas

espectrales



UNASAM - FIC CAPITULO I


CAPITULO ICAPITULO ICAPITULO ICAPITULO I

MARCO CONCEPTUALMARCO CONCEPTUALMARCO CONCEPTUALMARCO CONCEPTUAL

1.1 DEFINICION DEL PROBLEMA

Por un fenómeno de la naturaleza, que puede ser un evento sísmico, este

pueden generar licuación de suelos, deslizamiento de taludes, aluviones,

huaycos, etc.; estos eventos sísmicos tienen su ocurrencia por la liberación

abrupta de la energía acumulada entre las placas tectónicas, esta acumulación

ocurre en un periodo de tiempo determinado; la cuantificación de estos eventos

sísmicos se denomina magnitud, es esta magnitud la cual se tomara como

referencia para el cálculo de aceleraciones en el suelo y en las edificaciones, son

estas ultima, las edificaciones las que son más vulnerables en la ocurrencia de

un evento sísmico.

¿Las aceleraciones espectrales propuestas en diferentes investigaciones

y en la norma E-030; para diferentes periodo de retorno, son las adecuadas para

la región Ancash?;

¿La Región Ancash cuenta con un Espectro Uniforme de Peligro adecuado?





1.2 OBJETIVOS DEL TRABAJO

1.2.1 OBJETIVO GENERAL

Obtener el Peligro Sísmico Probabilístico (PSHA1) y su Espectro

Uniforme de Peligro Sísmico (UHS2

) en la región de Ancash, en base a loseventos sísmicos más cercanos sucedidos en esta zona.

1.2.2 OBJETIVOS ESPECÍFICOS

Calcular los valores de aceleración máxima probables para varios

periodos de retorno distribuidos en las capitales de las provincias de

la región Ancash.

Obtener el espectro uniforme de peligro (UHS) para cada capital de las

provincias de la región de Ancash.

Finalmente, generar Mapas de Peligro Sísmico que consideren los

antecedentes antes mencionados, para evaluar la amenaza sísmica en

localidades de interés dentro de la región Ancash, y para ciertos

periodos de recurrencia, con sus respectivas probabilidades de

ocurrencia.

Obtener conclusiones consensuadas por los sismólogos nacionales,

sentando un precedente metodológico en relación a los temas a

abordar en este trabajo.

1.3 HIPOTESIS

Si el catalogo sísmico es actualizado entonces se podrá obtener valores

más confiables de aceleraciones espectrales, como resultado del estudio del

peligro sísmico probabilístico y por ende su espectro uniforme de peligro para

diferentes periodo de retorno.

1.4 ALCANCE DEL ESTUDIO

La presente investigación, desarrolla el tema que lleva por título

“PELIGRO SÍSMICO PROBABILISTICO Y ESPECTRO UNIFORME EN LA REGION DE

ANCASH” , resulta importante porque podrá utilizar los resultados en los

1 Siglas de su nombre en inglés “PROBABILISTIC SEISMIC HAZARD ASSESSMENT”2 Siglas de su nombre en inglés “UNIFORM HAZARD SPECTRA”.





construcciones sismorresistente como por ejemplo: puentes, acueductos,

taludes, edificaciones, represas, etc., en los que es necesario contar con las

aceleraciones para diferentes periodos de retorno, según su requerimiento de

vida útil de la construcciones, en el cual los diseños sismorresistente, y en latendencia actual de los diseños por capacidad que requieren los datos de

aceleración espectral resultante de los registros de eventos sísmicos dados en el

ámbito de estudio.

El cálculo del espectro uniforme de peligro sísmico conllevará a un mejor

diseño sismorresistente, el cual considera la historia sísmica de esta zona en

estudio y proyectar sus espectros según el periodo de retorno para el cual se

estaría estimando los eventos sísmicos y los daños que estos puedan ocasionar,

el cual dará una mayor aproximación de los diseños para esta zona de estudio.

1.5 ANTECEDENTES

En 1972, C. Armas realizó el estudio riesgo sísmica en del departamento

Ancash proponiendo 27 fuentes sismogénicas, con sus respectivos parámetros

de recurrencia y leyes de atenuación de esa época.

En los años de 1993, Castillo Aedo, realiza el estudio de peligro sísmico

del Perú, modificando y proponiendo 20 fuentes sismogénicas y sus respectivos

parámetros sismológicos, dentro de una esquema estadístico confiable, aunque

cabe mencionar que la base de datos utilizada es esa época es pequeña, por los

que los valores son poco confiables por la dispersión de los valores, en el rango

de tiempo.

Posteriormente en el año de 1994 se desarrollaron estudios de

microzonificación sísmica de la ciudad de Huaraz e independencia, realizada por

tesistas de la Universidad Santiago Antúnez de Mayolo, tomando como base los

últimos resultados de los parámetros sismológicos de Castillo Aedo.

Con el avance tecnológico y la recopilación de nueva información, se han

actualizado la información indicada por lo que se requiere de obtener el peligro

sísmico actualizado, en la consideración además de que los diseños

sismorresistentes son en la actualidad la nueva tendencia.

A mediados del año 2001 – 2004, por primera vez se utilizó leyes de

atenuación de ordenadas espectrales, para el cálculo del peligro sísmico





probabilístico y también se obtuvo, los espectros de peligro uniforme, para tres

ciudades representativas, de las distintas regiones del Perú, las ciudades son

Lima, Arequipa e Iquitos. Los espectros calculados incluyen todas las posibles

combinaciones de magnitud y distancia que puedan afectar la forma espectralpara un 10% de probabilidad de excedencia y 50 años de periodo de exposición

(periodo de retorno de 475 años) con 5% de amortiguamiento.

En el año 2006 por primera vez se propone, para la zona de subducción

del Perú una ley de atenuación de ordenadas espectrales3, para sismos

peruanos.

1.6 METODOLOGÍA DE LA INVESTIGACIÓN

La presente investigación es de tipo histórica en base a un contexto

descriptivo, porque comparara resultados obtenidos en otros trabajos

anteriores con los calculados en la presente tesis.

Para el desarrollo de la presente investigación se plantea pasos a seguir,

para satisfacer de los requerimientos técnicos de la investigación; por lo que se

ha elaborado un programa de actividades en el que se indica cada uno de los

pasos a realizar.

Estos pasos se dividieron en dos fases:

La primera fase es de recopilación y revisión de información disponible

internet y en las bibliotecas especializadas, así como también información

sismológica obtenida del catálogo sísmico del Proyecto SISRA (Huaco1986) del

Instituto Geofísico del Perú (IGP), y del Centro de Información Nacional de

Sismos (NEIC4) del Servicio Geológico de los Estados Unidos (USGS5); y otros

estudios de actualizaciones de datos sísmicos, los cuales son importantes para

esta investigación.

La segunda fase de la investigación, será de ubicación y evaluación de la

zona de estudio, obteniendo los Peligros Sísmicos Probabilísticos (PSHA),

Espectro Uniforme de Peligro (UHS), interpretando los resultados.

3 Tesis: “Leyes de atenuación para aceleraciones espectrales en el Perú”- JORGE ANTONIO CHÁVEZ OBREGÓN en

el año 2006; Universidad Nacional de Ingeniería – Perú.4

Siglas del Inglés National Earthquake Information Center (NEIC)5

Siglas del Inglés United State Geological Survey (USGS)



UNASAM - FIC CAPITULO II


CAPITULO ICAPITULO ICAPITULO ICAPITULO IIIII

CONCEPTOS Y ASPECTOSCONCEPTOS Y ASPECTOSCONCEPTOS Y ASPECTOSCONCEPTOS Y ASPECTOS

GENERALESGENERALESGENERALESGENERALES

2.1 ONDAS SÍSMICAS

La energía liberada en forma de ondas sísmicas durante el fallamiento se

propaga a través del medio sólido de la tierra causando vibración y muchasveces destrucción en la superficie. Las ondas sísmicas aumentan y cambian

notablemente sus velocidades y direcciones al atravesar la tierra, variando de

acuerdo al medio por donde avanzan. La densidad y la elasticidad del medio son

las propiedades físicas que determinan las características del movimiento de las

ondas.

Existen dos tipos de ondas que se producen en un sismo: las ondas de

cuerpo y las ondas superficiales.

2.2 ONDAS DE CUERPO

Las ondas de cuerpo son capaces de propagarse en medios sólidos, líquidos o

gaseosos. Las ondas de cuerpo que están involucradas con la actividad sísmica

son las ondas P y las ondas S.

Ondas P .- Son también conocidas como ondas primarias o compresionales. Lasondas P se transmiten cuando las partículas del medio se desplazan en la





dirección de propagación, produciendo compresiones y dilataciones en el medio

(Figura N° 1).

Las ondas P son las más veloces de todas las ondas sísmicas. Avanzan a

más de 5 km/s en las rocas graníticas cercanas a la superficie, y alcanzan 11

km/s en el interior de la Tierra. Por lo tanto, son las primeras ondas en llegar, en

ser sentidas y en ser registradas en los sismogramas.

Ondas S.- Son conocidas como ondas de corte o secundarias. Las ondas S se

transmiten cuando las partículas del medio se desplazan perpendicularmente a

la dirección de propagación. Las ondas S son más lentas que las ondas P, con

velocidades en roca aproximadamente iguales al 70% de las velocidades de las

ondas P (Figura N°2).

Como los líquidos no pueden soportar esfuerzos cortantes, las ondas S no

se propagan a través de ellos. Usualmente las ondas S tienen mayor amplitud y

son más destructivas que las ondas P. La componente vertical de las ondas S se

denota a menudo por SV, mientras que la componente horizontal se denota por

SH.

Figura N°2: Ondas S (Bolt B. 1999)

Figura N° 1 Ondas P (Bolt B. 1999)

Figura N° 2 Ondas S (Bolt B. 1999)





2.3 ONDAS SUPERFICIALES

Estas ondas son formadas por la interacción de las ondas de cuerpo que

viajan en diferentes direcciones. Su amplitud es máxima en la superficie y nula a

grandes profundidades. Las ondas superficiales pueden ser de dos tipos: lasondas Rayleigh y las ondas Love.

Ondas Rayleigh.- Son denotadas usualmente por R y se deben a la interacción

entre las ondas P y las SV. Las ondas de Rayleigh causan un movimiento rodante

parecido a las ondas del mar y sus partículas se mueven en forma elipsoidal en

el plano vertical que pasa por la dirección de propagación (Figura N°3).

Ondas Love.- Son ondas con movimientos similares a las ondas S que no tiene

desplazamiento vertical. Las ondas Love hacen que la superficie se mueva de

lado a lado en un plano horizontal pero con ángulos rectos a la dirección de

propagación. Estas ondas son dañinas a las cimentaciones de las estructuras

(Figura N°4).

2.4 MECANISMOS DE LOS TERREMOTOS

La radiación de las ondas a partir del foco sísmico depende del tipo de

falla que lo origina. Una forma muy conveniente para estudiar los distintos tipos

Figura N° 3 Ondas Rayleigh (Bolt B. 1999)

Figura N° 4 Ondas Love (Bolt B. 1999)





Figura N° 6 Tipo de falla de presión y

mecanismo focal correspondiente

(nyffenegger 1997)

Figura N° 5 Tipo de falla normal y

mecanismo focal correspondiente

(nyffenegger 1997)

(Hipocentro)

de falla es a partir de la construcción de mecanismos focales. Estos pueden ser

simples cuando sólo se estudia un terremoto o compuestos cuando se estudian

varios asociados a un mismo tipo de falla. El modelo matemático más aceptado

es el que está constituido por un doble par de fuerzas sin momento resultante.La radiación de la energía desde el foco, para los distintos tipos de ondas,

depende de la expresión matemática que representa el modelo correspondiente.

Por ejemplo, las ondas P dan lugar a compresiones o dilataciones sobre la

superficie terrestre. El mecanismo focal basado en las observaciones de

compresiones y dilataciones en diversos observatorios se obtiene mediante la

aplicación de un método gráfico que permite determinar el tipo de falla

correspondiente al terremoto o a los terremotos. Un ejemplo del tipo de falla

con el correspondiente mecanismo focal se muestra en las Figuras N°7

Figura N° 7 Simulación de

un ruptura normal en

donde se identifican los

pontos importantes como el

foco (hipocentro, y el

epicentro de un movimiento

telúrico





2.5 SISMOS TECTÓNICOS

Los sismos llamados tectónicos son aquellos producidos por rupturas de

grandes dimensiones en la zona de contacto entre placas tectónicas (sismos

interplaca) o bien en zonas internas de estas (sismos intraplaca) y tambiénexiste sismos en el continente dado por procesos orogénesis (sismos de Corteza

Superficial)

A. SISMOS DE INTERPLACA

Si el sismo ocurre por movimiento de capas o interacción, o en las zonas de

contacto de las placas tectónicas, se le denomina Sismo de Interplaca.

Suelen producirse en zonas donde la concentración de fuerzas generadas por

los límites de las placas tectónicas da lugar a movimientos de reajuste en el

interior y en la superficie de la Tierra. Su influencia puede alcanzar desde

pequeñas hasta grandes regiones, pero su hipocentro suele encontrarse

localizado a profundidades mayores de 20 Km, a veces de hasta 70 kilómetros.

Se caracterizan por tener una alta magnitud (>7), y una gran liberación de

energía.

La zona de subducción de interface poco profunda en el Perú está

caracterizada por el acoplamiento de las placas de Nazca y Sudamericana y

posee mecanismos que obedecen a procesos compresivos. La mayor parte de los

sismos a nivel mundial ocurren en esta zona y se presentan entre los 40 y 50 km

de profundidad aproximadamente, con magnitudes de momento Mw inclusive

de 9,0 (Heaton y Kanamori 1984).

B. SISMOS DE INTRAPLACA

Su origen se da dentro de las placas tectónicas, en las denominadas fallas

locales o geológicas. Se caracterizan por tener magnitudes pequeñas o

moderadas, y porque su hipocentro es más superficial (>20km).

Debido a su proceso de enfriamiento, las capas más externas de la Tierra son

quebradizas o de comportamiento frágil y frente a las fuerzas tectónicas

responden mediante fracturamiento. Las fallas son fracturas en cizalla (corte)

en las cuales el deslizamiento ocurre en una dirección paralela a la superficie de

la fractura. Este deslizamiento es resistido por la fricción debido a que las

paredes de la falla se encuentran pegadas, soldadas una contra la otra, como





resultado del esfuerzo compresivo que existe al interior de la Tierra a

profundidades mayores que 1 a 2 Km.

Tomando en cuenta la diferencia en la cantidad de esfuerzos generados

en los diferentes tipos de zona, es conocido que es en las Zona de Convergenciaes donde ocurren los más grandes terremotos, en segundo lugar en la Zona de

Transformación (que a pesar de ser muy destructivos, tienden a ser menos

frecuentes) y al final en las de Divergencia. Terremotos tipo intraplaca pueden

también ser destructivos, pero son menos frecuente.

La zona de subducción de intraplaca en el Perú, está caracterizada por

eventos tensiónales que ocurren en la zona descendente de la placa de Nazca,

donde los sismos son ahora por fallas normales, con magnitudes de momento de

Mw 8,0.

C. SISMOS DE CORTEZA SUPERFICIAL

Su origen se da dentro de la placa tectónica continental en la cual por

reajustes de procesos orogénesis resulta el arrugamiento y levantamiento

continental, se caracterizan por tener magnitudes elevadas, y porque su

hipocentro es más superficial (<45km)

En el Perú los sismos de Corteza superficial o continentales se dan en la zona

de corteza continental de la placa Sudamericana está sujeta a esfuerzos

tectónicos compresionales debido a su convergencia con la placa de Nazca. Esto

ha dado como resultado el arrugamiento y levantamiento del margen

continental durante un proceso orogénico muy complejo, cuyo resultado final

fue la formación de la cordillera de los Andes. La zona de la corteza está

caracterizada por eventos moderados, con fallas con ángulo de buzamiento

pequeño y con magnitudes Mw entre 6,0 y 7,5; presentadas a lo largo de los

márgenes occidental y oriental de la cordillera de los Andes.

Figura N° 8 esquema en

donde se ubica los tipos

de sismos en las zonas de

subducción y sismos de

corteza superficial yo

continental; a) representa

donde se origina los

sismos de interplaca; b)

representa donde se

origina los sismos deintraplaca; c) representa

el origina los sismos de

corteza superficial o

continentales.





2.6 INTENSIDAD SISMICA

Se entiende por intensidad sísmica en un punto la fuerza con que en él se

experimentan los efectos del terremoto. Probablemente sea el parámetro de

tamaño de mayor interés en Ingeniería y se obtiene estimando cualitativamentelos daños producidos por el terremoto.

Su uso se inició con los trabajos de Rossi y Forel en Italia y Suiza,

respectivamente, a finales del S. XIX. Desde entonces se han desarrollado varias

escalas que evalúan los efectos de los terremotos de una manera estrictamente

cualitativa.

Actualmente, las escalas más utilizadas para medir la intensidad sísmica

son la Mercalli Modificada (MM) y la MSK. La primera fue propuesta por

Mercalli en 1902, modificada por Wood y Newman en 1931 y por Richter en

1956. La segunda se debe a los trabajos de Medvedev, Sponheuer y Karnik en

1967. Ambas escalas tienen XII grados y son muy similares, siendo la primera

más utilizada en América y la segunda en Europa. Además, existen otras escalas

de uso más local (como la de la Agencia Meteorológica de Japón, JMA), o que ya

sólo tienen interés histórico, en La Figura N° 9 se muestra en resumen las

equivalencias entre ellas.

Figura N° 9 Escalas de Intensidades Sísmicas y Su Equivalencias (REITER 1990)





r s C C h f T A M ++∆+= ),() / log(

El principal inconveniente de la intensidad es que su evaluación es, en

gran medida subjetiva. Además, la separación entre dos grados consecutivos no

es uniforme a lo largo de la escala y la atribución de uno u otro valor a un

terremoto concreto no es a veces fácil.Tampoco tiene en cuenta la variación en las condiciones del

emplazamiento por lo que la evaluación de los daños puede ser equívoca. Sin

embargo, la intensidad tiene un gran interés para el Ingeniero en cuanto que es

una medida de la fuerza del movimiento del terreno y del grado con que la

vibración es sentida. Además, es el único parámetro de tamaño aplicable

directamente a la época no instrumental. Por todo ello, buena parte de los

estudios de peligro sísmico se han realizado utilizando este parámetro que

continúa plenamente vigente.

2.7 LA MAGNITUD

La magnitud es la medición cuantitativa de la energía liberada en un

sismo al producirse la rotura de una falla, y se determinada por observaciones

de sismógrafos y acelerógrafos. Es una función de la cantidad de energía

liberada en el foco y es independiente del sitio de observación.

El concepto de magnitud fue desarrollado por K. Wadati y Charles

Richter en el California Institute of Technology en 1935, en donde la magnitud

de un terremoto es el logaritmo en base 10 de la amplitud máxima, medida en

micras (10-6 m) de su registro por un sismógrafo Wood-Anderson corregido a

una distancia focal de 100 km. El sismógrafo citado corresponde a un

instrumento de recogida del sismograma, que tiene un periodo propio de 0,8

segundos y un amortiguamiento cercano al crítico y un coeficiente de

amplificación de 2800.

Los sismólogos han encontrado muchas limitaciones en el uso de este

concepto logarítmico de magnitud. Richter expresó la magnitud, M de un

terremoto por la siguiente expresión.

….…………………………..Ec.1

Donde

A= Amplitud máxima en milésimas de mm

T= El período de la onda sísmica en segundos





∆+−= log76.248.2log A M L

o L A A M loglog −=

F= El factor de corrección para distancia epicéntrica (A) y la profundidad

focal (h)

Cs =El factor de corrección para la estación sismológica

Cr= factor corrección regional.Debido a la heterogeneidad de la corteza terrestre, discontinuidades etc.;

La utilización de la magnitud (M) como la de clasificación de los sısmos de

acuerdo con su tamaño, no constituye una medida precisa de dicho tamaño.

Desde la primera llegada de magnitud de Richter en 1935, varias otras

escalas han sido propuestas, que consideran los tipos diferentes de ondas

propagadoras de la misma fuente sísmica. Éstos son ML, MB, Ms, MN y Mw.

A. LA MAGNITUD LOCAL, ML

La magnitud local ML corresponde a la formulación original propuesta por

Richter en 1935 para los acontecimientos locales en hacia el sur California. La

ML es definida como el logaritmo del tamaño máximo que es obtenido del

registro de un acontecimiento sísmico usando un sismógrafo de torsión de

Wood Anderson localizado a 100km del epicentro del terremoto. Este

sismógrafo debe tener un período natural de 0.80 segundos, magnificación de

2800 y un coeficiente de amortiguación de 80 % de amortiguación crítica. El

tamaño relativo de eventos se calcula por la comparación por un evento de

referencia.

………..…………………………..Ec.2

Dónde:

A: es la amplitud máxima de la señal en micrómetro registró en un

sismómetro pequeño estándar y

Ao: es un valor estándar como una función de distancia donde la distancia

es 100 km. Richter escoge su terremoto remisivo con ML = 0 algo

semejante que Ao fuera 1 x 10-3 m a una distancia epicéntrica de 100 km.

Usando este evento de referencia para definir una curva, podemos

reescribir la Ec. 2 como:

…….………………………….Ec.3

El ML en su forma original es raramente usado hoy porque los

instrumentos de torsión de Wood Anderson no son comunes. Para vencer las





),() / log( ∆+= hQT A M B

T ba M L log+=

limitaciones, la magnitud ML para terremotos cercanos grabados por la alta

frecuencia; ahora los sistemas son generalmente determinados usando su

periodo (T).

El periodo es definido como la duración total de la señal en segundolugar del tiempo de principio hasta que el tamaño se acerque al nivel de ruido

de fondo. La relación propuesta entre ML y T es dada por:

………….……………………………Ec.4

Donde a y b son constantes, que depende del instrumento utilizado.

B. MAGNITUDES DE ONDA DEL CUERPO (MB)

Aunque la magnitud local es útil, las limitaciones impuestas por el tipo de

instrumento, la marca, y el rango de distancias, todo es impráctico para la

caracterización global del tamaño de terremoto. Gutenberg y Richter (1956)

propusieron la magnitud MB basado en el tamaño de la onda de compresión - P,

con períodos del orden de 1 seg. La magnitud se basa en la primera parte, de

pocos ciclos de la llegada de ondas - P y está dada por:

……….………………………..Ec.5

Dónde:

A=El tamaño real del movimiento de la tierra en micrómetro.

T=El período correspondiente en segundo.

Q= es una función de distancia (∆) y la profundidad (h). Ocasionalmente,

los instrumentos de período se usan para determinar la magnitud de la

onda del cuerpo para los períodos de 5 hasta 15seg y estos son para

ondas de cuerpo más grandes.

C. LA MAGNITUD DE LA ONDA DE SUPERFICIE (MS)

La magnitud de la onda de la superficie, Ms estaba propuesta por Gutenberg

y Richter (1945) como resultado de estudios detallados. Es actualmente la

magnitud de escala más ampliamente usada para grandes distancias epicéntrica,

pero es válida para cualquier distancia epicéntrica y para cualquier tipo de

sismógrafo. Esto requiere conocimiento preciso del tamaño de la onda como

una función de la distancia.





0.2log66.1) / log( +∆+= T A M S

KT

A R M N 1010 loglog66.11.0 ++−=

Para utilizar sismógrafos diferentes, la amplitud de vibración del terreno

debería ser usada, no la amplitud grabada. Ms puede ser evaluado para ondas de

superficie con períodos del orden de 20seg. La magnitud de onda de superficie

se obtiene a partir dela siguiente ecuación:………………………….Ec.6

Dónde:

A=La amplitud máxima espectral, del componente horizontal de la onda

Rayleigh, con un período de 20seg, con las medidas en micrómetros

T=El período de onda sísmica en segundo.

Δ=La distancia epicéntrica en el extremo.

D. MAGNITUD DE Nuttli’s (M N )

A finales de los 1960 en el sondeo geológico de Canadá se inició a usar la

escala de magnitud propuesta por Nuttli’s (1973). Esta escala se basa en la

amplitud máxima de ondas de la superficie de Rayleigh para la frecuencia de

1Hz

…………………………..Ec.7

Dónde:

R=Distancia Epicentral (Km)

A= La Amplitud leída en el sismógrafo

K=La Amplificación del sismógrafo

T=El Período natural del sismógrafo

La magnitud de Nuttli’s sirve para distancias epicéntrales mayores de 50 km

y para instrumentos con un período natural más pequeño que 1.3seg. El

resultado de escala del MN y MB son prácticamente los mismos valores

numéricos.

E. MAGNITUD SÍSMICA DE MOMENTO (MW)

La magnitud sísmica M que se acaba describir está relacionada, de acuerdo

con el modelo del rebote elástico, con la energía liberada en la zona de falla o

rotura, origen del terremoto, por las tensiones longitudinales acumuladas en

ella. Típicamente, esta medida es adecuada para medir el tamaño del sismo en

distancias lejanas de su origen, que por este motivo puede considerarse puntual.





0.6log3

20 −= M M w

GUA M =0

Existen, sin embargo, situaciones en los que, dentro de la teoría del rebote

elástico, las tensiones acumuladas son de cortante, sin deformaciones

longitudinales, lo que permite inferir que el origen del terremoto puede ser

aproximado por dos puntos, y de ahí la existencia de un resultante momento Modenominado momento sísmico.

El momento sísmico Mo es definido como la rigidez de roca por el área de

falla por el largo de deslizamiento de la falla, está dado por la siguiente

expresión:

…………..……………………………….Ec.8

Dónde:

A= El área de falla (la profundidad x de largo en m2)

U=El desplazamiento longitudinal promedio de la falla, en m.

G= El módulo de rigidez (aprox. 3×1010 Nm2 para la corteza y 7×1010

Nm2 para el manto

El momento sísmico es una medida de tensión de la energía liberada a

partir de la superficie total de ruptura de una falla; por el conocimiento de dicho

fenómeno, una escala de magnitud basada sobre el momento sísmico (Mo)

describe con mayor precisión el tamaño de los terremotos más grandes.

Kanamori en 1977 propuso una nueva escala a la cual denominó

Magnitud de Momento Mw, en la que relaciona el momento sísmico como se

puede apreciar en la siguiente expresión:

………………………………………Ec.9

Dónde:

Mo está en Nm.

F. LAS RELACIONES ENTRE LAS ESCALAS DE MAGNITUD

Existen diferencias sistemáticas en medio, ML, MB, MS y Mw. Gutenberg y

Richter (1956) proporcionan algunas relaciones entre estas escalas de

magnitud.

MB = 0.63 MS + 2.5 ……………….………Ec.10

MS = 1.27 (ML –1) – 0.016 M2L ……………….………Ec.11

Log Mo = 1.5 Ms + 16.1 ……………….………Ec.12





Magnitud de Momento Mw

22

63

3

4

4

5

5

7 8 9 10

6

7

8

9

mb

M a g n i t u d e s

ML

mB

MJMA

Ms

M S

M L

M~ M

w

Figura N° 10 La confrontación de escala de magnitud demomento con otras escalas de magnitud (HEATON, TAJIMA YMORI, 1986)

Como se muestra en la Figura 10, todas las escalas de magnitud se

saturan o tienden a un cierto valor, que es propio de cada escala para

terremotos grandes a partir de una magnitud 5.5 hasta 8.3.

Según Heaton et al en 1986, realiza la comparación de diferentes escalas

con la escala de magnitud de momento (Mw), la cual está basada en el momento

sísmico, en donde demuestra que magnitud de onda de cuerpo MB comience a

tender o saturar la escala en la magnitud de 5.5 y completamente saturado a las

6.0. En cuanto a la magnitud de onda de superficie MS, esta comienza saturarse

aproximadamente a la magnitud de 7.25 y logra estar completamente saturada a

magnitud de 8.0. La magnitud local ML, comienza a saturar aproximadamente a

la magnitud de 6.5.

Por lo antes descrito es deseable tener una medida de magnitud que no

sufra de esta saturación; no tienda a un magnitud con diferentes liberación de

energía, por tal motivo la magnitud de momento Mw es la magnitud que

representa con mayor precisión la energía liberada de un sismo.





Figura N° 11 Mapa de sismicidad global en esta figura se muestran los terremotos

ocurridos a partir de 1966 con magnitud superior a 6, en la escala de richter (BOLT1999).

2.8 SISMOTECTÓNICA GLOBAL

La localización del origen de un terremoto se puede calcular por medio de las

ondas sísmicas leídas en los diferentes observatorios sismográficos del mundo.

Basándose en esta información se ha podido elaborar mapas con la distribuciónuniforme de los terremotos alrededor de la Tierra, en donde se puede observar

claramente un cinturón de actividad sísmica separando grandes regiones

oceánicas y continentales, con interesantes excepciones en regiones donde los

terremotos son nulos (Bolt, 1999).Como se puede observar en la Figura N°11, la

distribución geográfica de los terremotos en el planeta muestra zonas de la

Tierra con una mayor actividad sísmica, siendo la primera el denominado

cinturón Circum – Pacífico, que comprende toda la parte oeste del continente

americano, desde Alaska hasta el sur de Chile y desde la parte norte de las islas

Aleutianas, siguiendo por todas las islas del Japón hasta Indonesia y Nueva

Zelanda. La segunda zona denominada Mediterráneo – Himalaya se extiende

desde las Islas Azores al sudoeste de la Península Ibérica, pasando por Italia,

Grecia, Turquía, Irak llegando hasta el Himalaya y norte de la India y de China.

Finalmente, la tercera zona está formada por cordilleras submarinas que

dividen el Atlántico en dos partes, la del Índico y la del Pacífico, frente a las

costas occidentales de América del Sur.





Figura N° 13 Mapa De Peligro Sísmico Global (GSHAP, 1999)

Figura N° 12 Mapa donde se identifica la distribución de las principales placastectónicas y tipos de márgenes entre ellas.

Los estudios de sismicidad de estas regiones han servido para confirmar la

teoría de la tectónica de placas y la formación de los continentes, como su

distribución y las márgenes de las placas tectónicas del planeta (figura N°12).

Uno de los trabajos más recientes sobre mapas de peligrosidad sísmica,

fue el proyecto piloto desarrollado por el Programa de Evaluación de

Peligrosidad Sísmica Global (GSHAP, 1999) en la Década Internacional para la

Reducción de los Desastres Naturales, declarada por la ONU. Este trabajo se

desarrolló uniendo mapas parciales elaborados por las diferentes regiones y

áreas de prueba. El mapa describe la aceleración máxima del terreno (en

unidades PGA6, cm/seg2) con un 10% de probabilidad de excedencia en 50 años,

correspondiente a un periodo de retorno de 475 años. Figura N° 13

6 Siglas del inglés: Peak ground Acceleration (PGA)





La clasificación del suelo en general se consideró roca a excepción de

Canadá y EE.UU., donde se supone que las condiciones del suelo correspondían a

un suelo rocoso – firme. El mapa dibuja los niveles probables del movimiento

del terreno en una escala de colores de menor probabilidad (blanco) a mayorprobabilidad (oscuro).

Los colores del mapa se eligieron para delinear aproximadamente la

peligrosidad correspondiente al nivel actual de la misma.

El color más claro representa una peligrosidad baja, mientras que el más

intenso, representa una alta peligrosidad. Específicamente, el blanco y verde

corresponde a valores entre 0 – 8% g (en donde, g es la aceleración de la

gravedad); el amarillo y el naranja corresponden a una peligrosidad moderada

entre 8 y 24% g; el color rosa y rojo corresponde a una peligrosidad alta entre

24 y 40% g y el rojo obscuro y café corresponde a una peligrosidad muy alta,

con valores superiores al 40% de g.

En general, los sitios con peligrosidad alta ocurren en áreas delimitadas

por diferentes placas, como se ha comentado anteriormente.

2.9 SISMOTECTONICA REGIONAL - TECTONICA DE LOS ANDES PERUANOS

El Perú está comprendido entre una de las regiones de más alta actividad

sísmica que hay en la Tierra, formando parte del Cinturón Circumpacífico.

Los principales rasgos tectónicos de la región occidental de Sudamérica, como

son la Cordillera de los Andes y la fosa oceánica Perú-Chile, están relacionados con

la alta actividad sísmica y otros fenómenos telúricos de la región, como una

consecuencia de la interacción de dos placas convergentes cuya resultante más

notoria precisamente es el proceso orogénico contemporáneo constituido por los

Andes. La teoría que postula esta relación es la Tectónica de Placas o Tectónica

Global (Isacks et al, 1968).

La idea básica de la Tectónica de Placas es que la envoltura más superficial de

la tierra sólida, llamada Litósfera (100 km), está dividida en varias placas rígidas

que crecen a lo largo de estrechas cadenas meso-oceánicas casi lineales; dichas

placas son transportadas en otra envoltura menos rígida, la Atenósfera, y son

comprimidas o destruidas en los límites compresionales de interacción, donde la

corteza terrestre es comprimida en cadenas montañosas o donde existen fosas





marinas (Berrocal et al, 1975).

El mecanismo básico que causa el movimiento de las placas, mencionada en la

teoría de la deriva continental propuesto por Wegener; por lo que se afirma este

movimiento es debido a corrientes de convección o movimientos del mantoplástico y caliente de la tierra y también a los efectos gravitacionales y de rotación

de la tierra.

Los límites o bordes de las placas raramente coinciden con las márgenes

continentales, pudiendo ser de tres tipos:

1) Según cordilleras axiales, donde las placas divergen una de otra y en

donde se genera un nuevo suelo oceánico.

2) Según fallas de transformación, a lo largo de las cuales las placas se

deslizan una respecto a la otra.

3) Según zonas de subducción, en donde las placas convergen y una de ellas

se sumerge bajo el borde delantero de la suprayacente.

Se ha observado que la mayor parte de la actividad tectónica en el mundo se

concentra a lo largo de los bordes de estas placas. El frotamiento mutuo de estas

placas es lo que produce los terremotos, por lo que la localización de éstos

delimitará los bordes de las mismas. La margen continental occidental de

Sudamérica, donde la Placa Oceánica de Nazca está siendo subducido por debajo

de la Placa Continental Sudamericana, es uno de los bordes de placa mayores en la

tierra.

La Placa Sudamericana crece de la cadena meso-oceánica del Atlántico,

avanzando hacia el noroeste con una velocidad de 2 a 3 cm por año y se encuentra

con la Placa de Nazca en su extremo occidental, constituida por la costa

Sudamericana del Pacífico. Por otro lado, la Placa de Nazca crece de la cadena

meso-oceánica del Pacífico Oriental y avanza hacia el este con una velocidad de

aproximadamente 5 a 10 cm por año, subyaciendo debajo de la Placa

Sudamericana con una velocidad de convergencia de 7 a 12 cm por año (Berrocal

et al, 1975).

Como resultado del encuentro de la Placa Sudamericana y la Placa de Nazca

y la subducción de esta última, han sido formadas la Cadena Andina y la Fosa Perú-

Chile en diferentes etapas evolutivas. El continuo interaccionar de estas dos placas

da origen a la mayor proporción de actividad sísmica en la región occidental de





nuestro continente.

La Placa de Nazca se sumerge por debajo de la frontera Perú-Brasil y

noroeste de Argentina. La distribución espacial de los hipocentros confirma la

subducción de la Placa de Nazca, aun cuando existe controversia debido a laausencia de actividad sísmica entre los 300 y 500 km de profundidad (Berrocal et

al, 1975).

Algunos trabajos de sismotectónica en Sudamérica han señalado ciertas

discontinuidades de carácter regional, que dividen el panorama tectónico de esta

región en varias provincias tectónicas. Dichas provincias están separadas por

discontinuidades laterales (Berrocal, 1974) o por "zonas de transición"

sismotectónica (Deza y Carbonell, 1978), todas ellas normales a la zona de

subducción o formando un ángulo grande con ésta. Estas provincias tectónicas

tienen características específicas que influyen en la actividad sísmica que ocurre

en cada una de ellas.

Los rasgos tectónicos superficiales más importantes en el área de estudio

son: (Berrocal et al, 1975).

• La Fosa Oceánica Perú-Chile.

• La Dorsal de Nazca.• La porción hundida de la costa al norte de la Península de Paracas,

asociada con un zócalo continental más ancho.

• La cadena de los Andes.

• Las unidades de deformación y sus intrusiones magmáticas asociadas.

• Sistemas regionales de fallas normales e inversas y de sobre

escurrimientos.

La Dorsal de Nazca tiene una influencia decisiva en la constitucióntectónica de la parte occidental, donde se nota un marcado cambio en la

continuidad de los otros rasgos tectónicos. En la parte oceánica, la Dorsal de Nazca

divide la Fosa Oceánica en la Fosa de Lima y la Fosa de Arica.

La Cadena Andina es el rasgo tectónico más evidente. Su orogénesis es un

producto de la interacción de las placas litosféricas, cuyo desarrollo está todavía

vigente. La convergencia de la Placa de Nazca y la Sudamericana da como

resultado una deformación dentro de la Litósfera continental.





Figura N° 14 principales unidades geomorfológicas del Perú, ZC= zona costera

ubicada desde el norte hasta el sur a lo largo de todo el litoral, C.OC = cordillera

occidental limita por el oeste con la zona costera y por el este con la cordillera oriental,

C.OR = al norte limita con la zona costera y en el centro rodea a la C.OC y hacia el sur va

limitada con la zona subandina Z.S= que limita por el oeste con la C.OC (TAVERA Y

BUFORN 1998)





El régimen de esfuerzo regional tectónico parece ser predominantemente

compresional, normal a las líneas de la Costa y a la dirección de las Cordilleras.

La parte occidental del área de estudio está constituida por varias unidades

tectónicas de diferentes grados de deformabilidad, debido a su diferente litología yépoca de formación.

La unidad de deformación Pre-cambrica no presenta actividad sísmica,

mientras que la unidad de deformación Paleozoica presenta actividad sísmica de

profundidad superficial a intermedia, tal como en la zona de Huaytapallana cerca

de Huancayo, en Cusco y en Abancay.

La deformación en la corteza se caracteriza por fallas inversas, de rumbo

predominantemente Norte a Nor-Oeste en los Andes, que buzan con bajo ángulo

sea al Sur-Oeste o al Nor-Este.

El sistema de fallas subandino, localizado a lo largo del flanco oriental de

los Andes, representa la parte más oriental de esta deformación de la corteza. El

contacto de la unidad de deformación Supra-Terciaria con las unidades más

antiguas está asociado con este sistema de fallas normales e inversas.

Otro rasgo importante en la unidad Andina lo constituyen las deposiciones

volcánicas que son antiguas hacia el norte de las zonas de transición, modernas y

antiguas hacia el Sur.

2.10 PELIGRO SÍSMICO

El peligro sísmico se define por la probabilidad que en un lugar

determinado ocurra un movimiento sísmico de una intensidad igual o mayor, a un

cierto valor fijado.

En general, se hace extensivo el término intensidad a cualquier otra

característica de un sismo, tal como su magnitud, la aceleración máxima, el valor

espectral de la Aceleración, el valor espectral de la velocidad, el valor espectral del

desplazamiento del suelo, el valor medio de la intensidad Mercalli Modificada u

otro parámetro.

Existen dos métodos para determinar el Peligro Sísmico de un lugar estos

son:

• El cálculo Probabilístico del Peligros Sísmico

• El cálculo Determinístico del Peligro Sísmico





Existen en la literatura especializada una variedad de investigaciones, las

cuales se plantean el cálculo del Peligro Sísmico Probabilístico; Estas

investigaciones se desarrollaron a mediados de los años 60, con los trabajos que

realizados por Riznichenko (en 1965 en Rusia) y de Cornell (en 1968 enEE.UU.); los planteamientos iníciales de estos autores dieron el posterior

desarrollo del método de estimación de la peligrosidad sísmica. A continuación

se mencionaran algunos procedimientos para el cálculo del peligro sísmico

probabilístico:

A. Procedimientos del Centro John A. Blume de la Universidad de

Standford

B. Procedimientos del Instituto Internacional de Pronóstico de

Terremotos y Geofísica Teórica de la Academia de Ciencias de Rusia

C. Procedimientos que utilizan Distribuciones Asintóticas

D. Procedimientos probabilista del Instituto de Investigación de Energía

Eléctrica (EPRI 7 ), de los Estados Unidos

En los apartados siguientes, se describirá las 2 metodologías para el cálculo

del peligro sísmico, tanto el método Determinístico como el Probabilístico

respectivamente; El primero de estos no es tema en desarrollo de esta tesis, por lo

que no se hará un desarrollo exhaustivo de ella. El segundo es la base de toda la

tesis en desarrollo.

2.11 PELIGRO SÍSMICO DETERMINISTICO

El Análisis de Peligro Sísmico Determinista (DSHA8) es el enfoque más

antiguo, el cual su evaluación se basa, en función del evento más grande que se

pueda presentar en el área de estudio; Con la que se describe la ocurrencia

asumida de un terremoto, de un tamaño especificado, la que ocurre en una

posición especifica. (kramer en 1996).

El cálculo típico del (DSHA) puede ser descrito por un proceso de cuatro

pasos simples; según lo descrito por Reiter en 1990, los cuales están

bosquejados en la figura N°15 y descritos a continuación:

7 Siglas de su nombre en inglés: Electric Power Research Institute.

8 Siglas de su nombre en inglés “DETERMINISTIC SEISMIC HAZARD ANALYSIS





Paso 1: Identifique y caracterice (la geometría y el potencial) Todas las

fuentes de terremoto capaces de sacudida significativa generadora

en el lugar. Vea la figura N°15 debajo de adentro cuáles tres fuentes

son mostradas rodeando el sitio.

Paso 2: Calcule la fuente para situar distancia pues cada fuente identificó a

compás 1. Las medidas de distancia pueden incluir distancia

epicéntrica y distancia hipo-central: A merced de la medida de

distancia adoptada en la relación profética (la atenuación). Paso 2 en

la figuraN°15 de debajo ilustra el cálculo.

Paso 3: Seleccione el terremoto controlante, esto es, el terremoto que genera

lo más gran sacudiendo efecto (típicamente la aceleración) en el

lugar usando relaciones de atenuación. El paso 3 de la figura ilustra

el proceso para las tres fuentes y las distancias. El terremoto

controlante está descrito en términos de su magnitud y distancie del

sitio (e.g., 7 en 10 km).

Figura N° 15 Esquematización de los 4 pasos a seguir para el cálculo del

peligro sísmico determinístico ( Adaptado de Kramer 1996)





Paso 4: Defina el peligro en el lugar por el terremoto controlante (las líneas

ordenadas espectrales, la aceleración de la tierra de máximum, la

velocidad de la tierra de máximum, el desplazamiento de la tierra de

máximum).

Un análisis determinístico de peligro sísmico tiene la ventaja de ser muy

simple y claro, ya que se puede determinar directamente el valor de peligro en

el sitio y actualizarlo a medida que se obtenga información reciente respecto al

sismo máximo, (Bolaños y Monroy en 2004)

Un análisis determinístico, sin embargo, no considera las incertidumbres

en las magnitudes y la ubicación de los sismos, así como el nivel de movimiento

de suelo que pueda ocurrir durante el tiempo de vida útil de una estructura, no

resultando apropiado en muchos casos para tomar decisiones.

2.12 PELIGRO SÍSMICO PROBABILÍSTICO

Debido a la variabilidad y comportamiento aleatorio de los eventos

sísmicos y la existencia de incertidumbres aleatoria, epistémicas, modelo y

paramétrica, las cuales no pueden ser avaluadas en un análisis determinístico

del peligro sísmico, surge el Análisis de Peligros Sísmico Probabilístico (PSHA).

Para poder darle una mejor respuesta a lo descrito anteriormente a

mediados de los años 70 y 80, gracias a los conceptos de probabilidades han

permitido estimar, las incertidumbres en la magnitud, ubicación, variación del

movimiento del suelo y la predicción del parámetro de respuesta de interés P (

pga pga , )m r ′> ), que se consideran para la evaluación del peligro sísmico en

función a las probabilidades e incertidumbres de cualquier evento sísmico.El análisis probabilístico de peligro sísmico (PSHA) se realiza tomando

como base la metodología propuesta por Cornell 1968, and Algermisen et al

1982 la cual se desarrolla mediante la representación adecuada de la actividad

sísmica de la zona en estudio y la elección de alguna relación entre la amplitud

del movimiento del suelo o de la respuesta estructural, alguna medida del sismo

(magnitud o intensidad) y la distancia entre el foco y la distancia de interés, toda

estas consideraciones para la aplicando el teorema de probabilidad total, nos da





como resultado la formulación de la siguiente ecuación Ec.13, para desarrollar

el análisis de peligro sísmico.

∑ ∭ , , ...…Ec.13

En la resolución de la integra se describirá los términos de la ecuación de

peligros sísmico tal como se observa en Ec.13

Similarmente a lo descripción anterior sobre (DSHA), hecha por Reiter

1990, este describe cuatro pasos básicos para el cálculo del peligro sísmico

Probabilístico (PSHA) que se esquematiza en la figura N°16 y se expone a

continuación:

Determinación de los parámetros y opciones de entrada para el cálculo

de la peligrosidad sísmica, se describen a continuación:

Paso 1: Descripción de la sismicidad. Ello conlleva, en primer lugar, la

adopción del modelo de sismicidad a utilizar, que puede ser

zonificado (incluyendo la determinación de la geometría de las

zonas sismogénicas y de las fallas) o bien no zonificado. En segundo

Figura N° 16 Esquematización de los 4 pasos a seguir para el cálculo del

peligro sísmico probabilístico (adaptado de KRAMER 1996)





lugar, se debe elegir el modelo de recurrencia temporal, por el que

se establece la relación entre la frecuencia de ocurrencia de sismos y

su magnitud u otros parámetros de sismicidad (magnitudes

umbrales y máximas esperadas, intensidad, etc.).Paso 2: Determinación del modelo de predicción del movimiento fuerte del

suelo o ley de atenuación, para la zona en cuestión. Dependiendo de

la extensión de ésta y de las fuentes consideradas, puede adoptarse

más de un modelo.

Paso 3: Resolución de la integral de la peligrosidad, en donde se están

considerando las incertidumbres en ubicación del terremoto, el

tamaño, y la predicción de movimiento de la tierra están

combinadas para obtener la probabilidad que el parámetro

movimiento del terreno como aceleración máxima o aceleración

espectral, será excedido en un período de tiempo particular.

Paso 4: Presentación de los resultados: curva y mapas de peligrosidad.

2.13 FUENTES SISMOGÉNICAS

La sismicidad de una región se describe a partir de la distribución de los

eventos sísmicos en cuanto a su ubicación en el espacio, su tamaño y su tiempo

de ocurrencia. Las fuentes sísmicas se utilizan para representar esta sismicidad,

agrupando eventos con características espaciales similares que ocurren en

distintas zonas de la corteza. (Bolaños y Monroy 2004)

Las herramientas más importantes para establecer los límites de las

zonas Sismogénicas son los mapas de distribución espacial de sismos, ya que se

debe ser minucioso en la interpretación de los datos geológicos puesto que, las

características tectónicas más evidentes sobre el terreno no son generalmente

las más activas.

De acuerdo a las características tectónicas de la región y a la distribución

espacial de los sismos la geometría de las fuentes sísmicas puede ser puntual,

lineal o volumétrica.

Los sismos concentrados espacialmente con respecto a la distancia al

sitio de análisis pueden representarse adecuadamente por una fuente puntual.





Un ejemplo de esto sería los sismos asociados con la actividad volcánica,

que generalmente se originan en zonas cercanas a los volcanes.

Fallas planas bien definidas y poco profundas, en las que los eventos

sísmicos pueden ocurrir en distintas ubicaciones pueden considerarse comofuentes en dos dimensiones y representarse como fuentes lineales.

Las zonas donde los mecanismos del sismo son pobremente definidos,

pueden ser tratadas como fuentes en tres dimensiones. Por ejemplo fallas que se

desarrollan en zonas de subducción que se encuentran debajo del sitio o donde

las fallas son tan extensas que es necesario evitar distinciones entre fallas

individuales.

La figura N°17 muestra las distintas geometrías que puede tener una

fuente sísmica en un análisis de peligro sísmico, según la distribución espacial

de los sismos.

2.14 MODELO DE LA SISMICIDAD

Para la determinación de la sismicidad de distintas regiones de la tierra,

se han realizado diverso estudios que relacionaban estadísticamente la tasa o

número de terremotos por una unidad de tiempo, que ocurren en la región, con

su magnitud.

La distribución del tamaño de los terremotos, se ha estudiado desde

principios del siglo XX; los trabajos pioneros Ishimoto e Lida (1939) y de

FIGURA N° 17 distintas

geometrías de fuentes

sísmicas.

(a) falla pequeña quepuede ser modelada como

una fuente puntual;

(b) falla poco profunda

que puede ser

representada como una

fuente lineal;

(c) fuente tridimensional

(adaptado de KRAMER

1996).





Gutemberg y Richter (1942) observaron que la tasa de terremotos N de

magnitud ≥ Mmin sigue una distribución potencia:

NM α. M ……………….…………………….Ec.14

Gutemberg y Richter (1954) expresaron esta relación para ladistribución de frecuencias de la magnitud de los terremotos en una región

determinada como:

= − …………….……………………..Ec.1.5

Dónde:

N(M): numero acumulado de sismos con magnitud mayor a M por

unidad de tiempo

a: actividad sísmica de la zonab: distribución de los tamaños de los sismos

Empleando un modelo de distribución de sismicidad de Poisson la

actividad de la i-ésima fuente sísmica se especifica en términos de la tasa de

excedencia de las magnitudes (NM)i que ahí se generan. La tasa de excedencia de

magnitudes mide qué tan frecuentemente se generan, en una fuente, temblores

con magnitud superior a una dada. Para la mayor parte de las fuentes sísmicas,

la función (NM)i es una versión modificada de la relación de Gutenberg y Richter,donde la forma original es una regresión lineal, Ec.15, se puede rescribir de la

siguiente forma:

= 10……………….…………………………..Ec.16

Dónde:

a y b: son constantes propias de cada región.

Para propósitos de ingeniería, se modificó la relación de Gutenberg y

Richter, en donde se limitaron las magnitudes, en función a los efectos queproducen los eventos de magnitudes pequeñas, por ser de poco interés y solo se

toman en cuenta magnitudes que puedan causar daños significativos. Por esto

Los valores de magnitudes grandes deben ser limitados a valores máximos que

se espera puedan ocurrir (McGuire 1976).

En estos casos, la sismicidad queda descrita por la Ec.17 la cual es la

relación acumulativa de recurrencia de terremoto dada en su forma exponencial

truncada de lo relación de Gutenberg-Richter con límites mínimos y máximos

para las magnitudes:





-

0.20

0.40

0.60

0.80

1.00

1.20

4 4.5 5 5.5 6 6.5 7

d i s t r i b u c i o n

d e l a p r o b a b i l i d

a d

Magnitudes

Modelo de Sismicidad Truncada

−

−

=−−

−−

maxmin

max

M M

M M

m

ee

eev N

β β

β β

min M ev

β α −=

M m i n

M m a x

Curva de Gutenberg-Richter truncada

……………………………….Ec.17

…………………….……………….……….Ec.18

Dónde:

ν: es la razón o tasa media anual de excedencia

α=a.ln(10) y β=b.ln(10) son las constantes propias de cada región; estos

parámetros son definidos a partir de la tasa de excedencia de cada una

de las fuentes sísmicas.

M: es la magnitud en la cual se quiere analizar la recurrencia

Mmax: la máxima magnitud que se puede generar en una región dada

Mmin: la mínima magnitud en la cual se ha limitado a una región, también

de le denota por Mc magnitud mínima umbral.

Los parámetros a y b se calculan mediante el método de mínimos

cuadrado o el método de máxima verosimilitud; el primer método, según

Weichert 1980, solo es aplicable cuando las variables aleatorias, cumplan con

ser distribuidas independientes e idénticamente, cuando se realiza la

acumulación de sucesos no se cumple la premisa anterior, en donde un poco de

sismos grandes influyen en los resultados del valor de b; el segundo método

utilizado por primera vez por Aki y Utsu en 1965, produjo estimaciones más

estables de los parámetros cuando existe la ocurrencia de grandes terremotos

poco frecuentes

Figura N° 18 Curva del modelo de Poisson Truncado que

describe la sismicidad de una región.





2.15 MAGNITUD MINIMA UMBRAL (Mc)

El conocimiento de la Magnitud Mínima Umbral es de vital importancia,

pues la variación de este valor afecta significativamente el cálculos de

recurrencia sísmica y por ende también los cálculos de las aceleracionesesperadas (Bender y Campbell 1989), por los expuesto anteriormente, este

parámetro es importante para delimitar áreas con reportes uniformes, logrando

la completitud del catálogo sísmicos y para asegurar que los resultados no estén

influenciados por la selección de una magnitud limite no adecuada; ya que las

diferencias de Mo como una función de espacio están generalmente ignoradas

(Wiemer y Wyss, 2000).

Existen definiciones de como determinar el Mc (Cornell 1968;

Mcguire1976):

1) Magnitud Mínima Libre. Es aquella en la cual la magnitud mínima

de homogeneidad es cero.

2) Magnitud Mínima Ingenieril. Es aquella que posee en valor

mínimo de magnitud para la cual una obra civil debería resistir.

Esta magnitud varía de 4 a 5, en donde estas provocan daños en

las construcciones.

3) Magnitud Mínima de Homogeneidad, el cual se basa en la

homogeneidad de datos utilizados.

4) Método No Paramétrico de Máxima Curvatura Mc, este método es

definido como el punto que corresponde al valor máximo del

número de sismos no acumulativos versus la magnitud. (Wiemer

and Katsumata,1999; Wiemer and Wyss, 2000).

En la presente investigación se utilizara el segundo criterio para

delimitar la base de datos y la tercera y cuarta para realizar el cálculo de la

magnitud mínima

2.16 MAGNITUD MAXIMA ESPERADA (Mmax)

La magnitud máxima esperada se define como el sismo más grande que

una fuente es capaz de generar, independientemente de su frecuencia de

ocurrencia. Este valor es el límite superior en las curvas de recurrencia.





En la literatura de las últimas décadas un término frecuente asociado con

la magnitud máxima es el del sismo característico. Este término esta relacionado

con la observación de que segmentos de algunas zonas de falla se rompe

repentinamente con sismos de tamaño similar y de una manera semejante. Elsismos característico generalmente está asociado con el intervalo de

recurrencia que se puede determinar a partir de datos históricos, paleosísmicos

y geológicos. En este estudio no se utiliza este concepto puesto que en el país no

se han realizado investigaciones que permitan evidenciar este comportamiento.

Existen dos aproximaciones para la estimación de la Magnitud Máxima

Esperada:

a) A partir de datos históricos

b) A partir de las máximas dimensiones de ruptura

Los sismos históricos se utilizan generalmente como un límite inferior

para las magnitudes máximas, las cuales se estiman incrementando en algunas

décimas la magnitud del sismo histórico.

Los métodos de estimación de la magnitud máxima esperada basada en

las dimensiones de ruptura, utilizan correlaciones empíricas entre la magnitud y

alguna de las dimensiones de la ruptura (longitud de ruptura, Area de Ruptura,

movimiento de la falla). A continuación se presente el Cuadro N°1, donde son las

correlaciones propuesta por Wells y Coppersmith 1994 y las que serán

utilizadas en la presente investigación.

Cuadro N° 1 Relaciones empíricas para el cálculo de la Magnitud Máxima Esperada(Mmax)





2.17 RELACION DE ATENUACIÓN DEL MOVIMIENTO MAXIMO DEL SUELO

Es el movimiento del suelo durante un sismo depende

fundamentalmente de dos factores: la magnitud del evento (M) y la distancia (R)

desde el origen del sismo al sitio. La dependencia entre la magnitud y ladistancia con el movimiento del suelo se describe mediante leyes de atenuación

del movimiento sísmico, que describen la disminución del movimiento del suelo

con la distancia en función de la magnitud del evento.

Dentro de este campo se vienen desarrollando trabajos encaminados a

determinar la atenuación que experimentan las ondas sísmicas generadas por

un terremoto durante su propagación en el interior de la Tierra.

El estudio de la atenuación puede abordarse desde distintos enfoques.

Así, por ejemplo, suele distinguirse entre la atenuación estimada a partir de

sismogramas y la determinada a partir de acelerogramas (estudio del

movimiento fuerte del suelo). Además estos estudios pueden clasificarse

dependiendo de la fase considerada (ondas internas -P, S...-, ondas superficiales

-Rayleigh, Love...-, ondas de coda, etc.), que a su vez aporta diferente

información.

El estudio de la atenuación permite:

• Un mejor conocimiento de la estructura del terreno por el que viajan las

ondas sísmicas.

• Una mayor comprensión del fenómeno de propagación de las ondas

sísmicas y de las características de las distintas fases.

• Estimar el movimiento del suelo en las zonas próximas al epicentro, con

objeto de mejorar los códigos sismorresistentes y mitigar el efecto de los

sismos mediante la prevención.Las relaciones de atenuación son desarrolladas mediante análisis de

regresiones en bases de datos de registros sísmicos, por lo tanto, las relaciones

de atenuación cambian con el tiempo a medida que la base de datos de los

registros se incrementa (Kramer 1996).

Las relaciones de atenuación están basadas en las siguientes

observaciones:

1. Los valores máximos de algún parámetro del movimiento del suelo(aceleración, velocidad, desplazamiento, representados en adelante





por la variable A) tienen una función de distribución de

probabilidades aproximadamente logarítmica normal (el logaritmo

del movimiento del suelo tiene aproximadamente una distribución

normal).2. La magnitud sísmica esta típicamente definida como el logaritmo del

valor máximo del movimiento del suelo. Por lo tanto, el logaritmo del

movimiento del suelo (ln A) debe ser aproximadamente

proporcional a la magnitud M.

3. La dispersión de las ondas sísmicas, a medida que se alejan desde el

origen del sismo, causa que las amplitudes de las ondas de cuerpo

(ondas P y S) disminuyan con una relación inversamente

proporcional a la distancia (1/R) y las amplitudes de las ondas de

superficie (principalmente las ondas Rayleigh) disminuyan de

acuerdo a 1/ R .

4. El área sobre la cual la falla ocurre se incrementa con el incremento

de la magnitud. Como resultado algunas ondas que producen el

movimiento del suelo llegan desde una distancia R, y otras llegan de

distancias mayores. Por lo tanto la distancia efectiva es mayor que R

por una cantidad que se incrementa a medida que la magnitud

aumenta.

5. Una parte de la energía llevada por las ondas sísmicas es absorbida

por el material que atraviesa (amortiguamiento del material). Este

amortiguamiento del material causa que la amplitud del movimiento

disminuya exponencialmente con R.

El movimiento del suelo puede ser influenciado por las características

del origen del sismo (fallas buzamiento deslizante, normales o inversas) o

características del sitio (roca dura, suelo). Combinando estas observaciones una

ley de atenuación típica puede ser de la siguiente forma:

..Ec.19

Dónde:

Los números indican las observaciones relacionadas con cada término.

4 4 4 34 4 4 2132143421434214 4 4 4 34 4 4 4 21321

65

8

4

7

6

3

5

2

4

321

1

)()(][)( sitio f origen f RC eC R LnC M C M C C A LnM C C ++⋅+⋅+⋅+⋅+⋅+= ⋅





Históricamente la mayoría de los valores de σ (ln A) eran constantes, sin

embargo, actualmente se conoce que los valores de σ (ln A) varían con la

magnitud (Idriss 1985, Youngs et al. 1995); Esta desviación estándar sirve

además para representar la función de distribución de probabilidades que tieneen cuenta las incertidumbres en la variación del movimiento del suelo.

La función de distribución de probabilidades se utiliza para determinar

la probabilidad de excedencia de algún parámetro del movimiento del suelo.

La probabilidad que algún parámetro del movimiento del suelo ( A)

estimado para un sismo de una magnitud (m) y una distancia (r), exceda cierto

valor (a*), se ilustra gráficamente en la Figura N°20 y en términos

probabilísticos está dado por:

P[ A > a* |m, r ] = 1-Fu(a*)………………………….……….Ec.20

Dónde:

Fu(a*): es el valor de la función de distribución acumulativa de la

aceleración del suelo para una magnitud (m) y una distancia (r).

El valor de Fu(a*) depende de la distribución de probabilidades usada

para representar la aceleración del suelo (A). En general el movimiento del

suelo se asume con una distribución logarítmica normal.

La función de distribución acumulativa está en función del valor medio

obtenido de la relación de atenuación (E[ln(A)|m,r]), la desviación estándar del

valor medio (σ[ln(A)|m,r]) y el valor del movimiento del suelo (a*) a partir del

cual se calculará la probabilidad de excedencia.

Figura N° 19 ilustración de la función de probabilidades condicional de exceder unvalor particular del movimiento del suelo (a*) para una magnitud y distancia dada.

Curva de atenuación para unamagnitud M

−−=>

),|)(ln(

),|)(ln(*)ln(1],|*[

r m A

r m A E aFur ma AP

σ





2.18 RELACION DE ATENUACIÓN DE ORDENADAS ESPECTRAL

Las leyes de atenuación espectrales son una extensión a varios periodos

de las leyes de atenuación para estimar movimientos máximos del terreno. Esto

implica, calcular, a través de una regresión, una serie de coeficientes para cadaperiodo considerado y de acuerdo al funcional que se use con el fin de describir

el espectro de respuesta.

El desarrollo de las leyes de atenuación espectrales comenzó en la

década de los años setenta en Estados Unidos en estudios hechos por McGuire

(1974) y Trifunac y Anderson (1978); más recientemente se puede mencionar

el trabajo realizado por Joyner y Boore (1988); Las relaciones de atenuación

para líneas ordenadas espectrales son obtenidas usando dos métodos

estadísticos, estadística clásica y la estadística bayesiana, con lo cual se hallan

los coeficientes, según el funcional propuesto; como por ejemplo tenemos la

Ec.21 funcional propuesto por Joyner y Boore (1988)

6 6 …………Ec.21

En la actualidad sigue evolucionando la concepción, en la formulación de

relaciones de atenuación de ordenadas espectrales, a estas de les denominan

(NGA9).

9 Siglas de su nombre en inglés: ”Next Generation Attenuation model”

Figura N° 20 SE ILUSTRALA RELACIÓN DE ATENUACIÓN NGA DECHIOU AND YOUNGS2008, LA CUAL ES UNAVARIAS DE LA RELACION

DE ATENUACION DESADIGH DE 1997





2.19 RESOLUCION DE LA INTEGRAL DE PELIGRO SISMICO

Una vez establecidos los modelos de recurrencia de terremotos, las zonas

sismogénicas donde estos ocurren, y los modelos de predicción del movimiento

fuerte del suelo en el emplazamiento, se tienen todos los elementos necesariospara resolver la integral de Peligro Sísmico, según el planteamiento probabilista

de Cornell (1968). El peligro sísmico se evalúa entonces como la probabilidad de

superación de un valor umbral del parámetro de movimiento en el

emplazamiento, debido a la actividad de todas las zonas sismogénicas que

rodean al mismo y que pueden contribuir al movimiento esperado.

La forma funcional de la integral de la amenaza debida a un conjunto de

(N) fuentes sísmicas es la siguiente:

∑ ………………………………..Ec.22

, ,

...

Dónde:

La triple integral tiene como límites las magnitudes y distancias mínimas

y máximas de la fuente y los valores en los que se trunca la relación de

predicción del movimiento (proporcionales al número de desviacionesestándar de la ecuación del modelo del movimiento). Si ésta no se trunca,

entonces la integral se evalúa entre -∞ a +∞

> Representa la tasa anual de excedencia del nivel del

movimiento Y, debida a ocurrencia de terremotos en las (N) fuentes, que

es suma de las tasas anuales de excedencia > en cada una de las

fuentes (las cuales presentan una tasa anual de ocurrencia de terremotos

νi).

El término > ⃓,, da la probabilidad de excedencia de (Y)

condicionada a las variables m, r y ε.

Por último, las funciones f Mi (m) f ri (r) f εi (ε) son las funciones de densidad

de probabilidad de magnitud, distancia y épsilon, respectivamente.

El termino > ⃓, , Se puede expresar mediante la función

−donde H() es la función de Heaviside o función escalón.





Función de densidad de probabilidad en magnitud, f Mi (m),

La función de densidad de probabilidad en magnitudes para la fuente i,

f Mi (m), se calcula directamente a partir de la ley de recurrencia en

magnitudes. Para el caso de la ley de Gutenberg-Richter doblementetruncada, la expresión de f Mi (m), tiene la forma siguiente:

…………………………………Ec.23

con Moi ≤ m ≤ MMaxi

Donde M0i y MMaxi son las magnitudes mínima y máxima asignadas a la

fuente i. De la fórmula de la distribución de probabilidad se deriva

directamente la expresión para la tasa anual de ocurrencia de terremotos

a magnitud mínima M0i en la fuente i:

…………………………..……………Ec.24

Donde αi y βi son los coeficientes de la relación Gutenberg-Richter para la

fuente i.

Función de densidad de probabilidad en distancia, f Ri (r),

La amplitud del movimiento del suelo en el emplazamiento depende de

la distancia desde la fuente donde se origina el sismo hasta el propio

emplazamiento. En general, se desconoce el lugar concreto dentro de la

zona sismogénicas en el que va a ocurrir un sismo en el futuro. Por tanto,

la estimación de la distancia fuente-emplazamiento debe realizarse

recurriendo a planteamientos probabilistas. Esto se realiza a través de la

función de densidad en distancias f R(r), La manera de diseñar esta

función es la siguiente: para cada distancia r se determina la fracción de

área fuente Δr que se encuentra a esa distancia del emplazamiento con

respecto al área fuente total. Se obtiene así un conjunto de pares (r,Δr),

que conforman la función de densidad de probabilidad en distancias

f R(r).

Por lo general, la función de densidad de probabilidad en distancias f R(r),

no tiene una expresión analítica y debe ser calculada numéricamente; el

fundamento para obtener el f R(r), es construir un histograma que

represente la proporción del área de una fuente sísmica comprendida en





un intervalo de distancias, frente a la distancia desde la porción de la

zona fuente considerada hasta el emplazamiento. Dicho histograma, será

una aproximación a la función de densidad de probabilidad mediante

una curva escalonada, es decir, que toma valores constantes dentro decada intervalo de distancias. (Kramer en 1996).

Se describe cuatro casos particulares para los cuales se conocen dichas

expresiones analíticas son los siguientes:

Caso 1: Fuente puntual:

,∀………………………………….…Ec.25

Caso 2: Fuente lineal de longitud L, cuyos extremos equidistan del sitio

en el que se calcula la amenaza, siendo Rmin y Rmax las distancias fuente-

emplazamiento mínima y máxima, respectivamente:

……………Ec.26

con …….Ec.27

Caso 3: Fuente circular de radio Rmax centrada en el punto donde se

calcula el Peligro:

……………..Ec.28

con …………Ec.29

Caso 4: Fuente de un área irregular, Sea una fuente de geometría plana

homogéneamente distribuida en un área A, de manera que las distancias

fuente-emplazamiento mínima y máxima sean R0 y RN, respectivamente.

Se subdivide el intervalo RN – R0 en un número finito N de sub-intervalos

de anchura ΔR, y se trazan arcos que dividen el área fuente en N sectores

circulares (figura N°22); Cada sector circular abarca unos ángulos

azimutales φ k,dcha , φ k,izq , φ k+1,dcha y φ k+1,izq que representan respectivamente

los azimut de los vértices derecho e izquierdo de los radios mínimo y

máximo del sector circular considerado. El área del sector circular se

aproxima por el área del sector limitado por los azimut

El área del sector circular considerado es denotado por ΔAk+1,k

(equivalente al área Δr antes definida)





,, ,, ……Ec.30

,, ,, …..Ec.31

∆, ,,,,. ………………………Ec.32

El cociente entre el área del sector circular y el área total de la fuente

define el valor del histograma equivalente a la f R(r), en el intervalo de

distancia comprendida entre Rk+1 y Rk:

, ∆, …………………..……..Ec.33

De manera similar se calculan los valores de la f R(r) en los demás

intervalos de distancias. La suma de todos ellos compone la función de

probabilidad en distancias f R(r):

∑ . . ∆, …………….Ec.34

Donde Hn(x) ≡ H(xn) es la función de Heaviside o escalón, que toma el

valor 0 para x < xn y el valor 1 para x ≥ xn.

La función f R(r) así expresada es un histograma suma de N barras, en el

que la n-ésima barra tiene una anchura (rn+1 – rn) y una altura

(ΔAn,n+1/A). El término (Hn – Hn+1) se añade al producto para asegurar

que la función sea evaluada en el intervalo de la columna n-ésima y no en

otra.

Probabilidad de excedencia condicionada, P[y>Y|m,r,ε]

En el cálculo de la peligrosidad, se considera que el término de

probabilidad de excedencia del movimiento del suelo Y condicionada a

Figura N° 21 Esquema de Sub división de una fuente en sectores circulares,para el cálculo de la densidad de probabilidad en distancia f Ri (r),





m, r, y ε, P[y>Y|M,R,ε], sigue una distribución normal de media y

desviación típica σlny (Budnitz et al. 1997)

, , √

………Ec.35

En la práctica, en vez de extender la integración hasta +∞, ésta se trunca

cuando la diferencia (lny – ) es múltiplo de σlnY, siendo ε la constante

de proporcionalidad. Matemáticamente, esto se expresa como:

(lny – )=εσlny…………………………………....Ec.36

En esta ecuación, el valor de (lny) viene directamente dado por el modelo

del movimiento o la relación de atenuación seleccionada, para realizar

los caculos de peligro sísmico:

,,…. . ………………………Ec.37

Donde ψ(r, m,...) es una función de la magnitud, de la distancia y

eventualmente de otras variables. Por definición, para ε = 0 se obtiene la

media de la distribución normal, con lo que ψ(r, m,...) = lny .

Figura N° 22 Curva de atenuación del movimiento (lny) para un valor de magnitud M

= m2 a diferentes distancias (trazo negro). Para varias distancias (r1, r2, r3 y rN) se

indica también la distribución de probabilidad de excedencia del movimiento Y

(representado por la línea roja) condicionada a M = m 2 y R = ri (i = 1, 2, 3 o N), es

decir, P[y>Y|m = m2, r = ri]. Las áreas verdes representan la probabilidad de

excedencia (con εtrunc→∞) de Y para cada una de las distancias consideradas





0.000

0.001

0.010

0.100

1.000

0.05 0.50

P r o b a b i l i d a d a

n u a l d e E

x c e d

n e c i a

Aceleracion en (%g)

Curva de Peligro Sismico para un Emplazamiento

2.20 REPRESENTACIÓN DE LA CURVA DE PELIGRO SISMICO

Los resultados de un análisis probabilístico de peligro sísmico pueden

ser expresados de muchas maneras, todas envolviendo algún nivel de cálculo

probabilístico para combinar las incertidumbres en la magnitud, localización yfrecuencia.

Una representación común de la curvas de peligro sísmico, es la que

indican la probabilidad anual de excedencia de diferentes valores de

parámetros del movimiento del suelo (PGA, SA(T), etc) en un periodo de tiempo

específico y pueden ser obtenidas para fuentes sísmicas individuales, o

combinadas para expresar el peligro en un sitio particular.

Para graficar la curva de peligro sísmico se requiere resolver la integral

de peligros sísmico para varios valores del parámetro del movimiento de

referencia (Y). Así se puede observar un ejemplo en la Figura N°23

Una vez determinado el valor de la probabilidad media anual de

excedencia o periodo de retorno correspondiente a un determinado nivel de

movimiento del terreno, el cálculo de la probabilidad de excedencia de dicho

movimiento en un periodo de t años es inmediato, con la evaluación de la

ecuación Ec.22:

ñ 1 …………………………….Ec.38

Figura N° 23 Curva de amenaza para un emplazamiento expresada en función del periodo

de retorno





Donde λ es la tasa anual media de excedencia del nivel de movimiento, Y,

y t es el número de años para los que se calcula la amenaza.

Así también el valor del número de sismos para una aceleración,

correspondiente a una probabilidad de excedencia será ver Ec.39:

t

a AP t y

*])[1ln(*

>−−=λ

………………………….………….Ec.39

Dónde: P[At > a*] es la probabilidad de excedencia deseada.

2.21 ESPECTRO DE RESPUESTA

En aplicaciones de ingeniería sísmica es necesario conocer no sólo la

amplitud máxima del movimiento sino también su contenido frecuencial. Una

forma de representación del movimiento para fines de diseño muy extendida es el

espectro de respuesta, que indica la respuesta máxima de osciladores simples de

un grado de libertad con cierto amortiguamiento, ante una excitación sísmica, en

función de la frecuencia propia del oscilador. Dicha respuesta puede expresarse

en términos de aceleración, velocidad o desplazamiento para las distintas

frecuencias del movimiento, SA(ω), SV(ω), SD(ω). En el límite de las altas

frecuencias, estos valores son equivalentes a los valores pico de aceleración,

velocidad y desplazamiento, respectivamente. Un esquema gráfico de la

construcción de este tipo de espectros se muestra en la figura N°25. La

interpretación física de los parámetros espectrales y la relación entre ellos se

Figura N° 24 El ejemplo de la función P[S(w)], la probabilidad que será S(w)

excedida al menos una vez en Y años (M. D. Trifunac et al en 1977)





explican por las leyes de la mecánica que rigen la respuesta de un oscilador, cuyo

fundamento teórico ha sido expuesto por Housner (1961) y Jennings (1983),

entre otros.

Por su propia definición, los espectros de respuesta indican cuál es la

máxima respuesta a un determinado movimiento, dada por edificios de diferentes

frecuencias naturales.

Los espectros son una herramienta de gran utilidad en el diseño de

construcciones sismorresistentes debido a que el ingeniero estructural puede

estimar el valor máximo de la respuesta (usualmente en términos de aceleración)

sin necesidad de evaluar la historia temporal completa. Sin embargo, en el diseño

de estructuras no pueden utilizarse los espectros de respuesta ya que ellos se

obtienen para un terremoto dado. Las curvas espectrales para diseño deben

considerar el efecto de varios terremotos, es decir deben ser representativos de la

sismicidad propia de cada región.

Figura N° 25 Esquema de construcción de espectros de respuesta (de Hays, 1980)





2.22 ESPECTRO UNIFORME DE PELIGRO

Hoy en día es posible con las herramientas de análisis estadístico estimar

los valores del espectro directamente sin usar algún factor de escala que

considere la dependencia de la forma espectral con la magnitud del evento y ladistancia. (Anderson y Trifunac 1978; Trifunac y Lee 1987; Algermissen y

Leyendecker 1992; McGuire 1995; Rahgozar y Humar 1996). El primer análisis

de peligro sísmico para estimar las ordenadas espectrales fue desarrollado por

Anderson y Trifunac (1978). Ellos introdujeron el concepto de “espectro de

probabilidad uniforme”, como el espectro cuyos valores espectrales tienen la

misma probabilidad de excedencia en todos los periodos estructurales durante

un determinado periodo de exposición.

Este espectro de probabilidad uniforme denominado en adelante

Espectro Uniforme de Peligro Sísmico (UHS), provee parámetros de respuesta

que pueden ser usados directamente en la estimación de las demandas sísmicas

para el diseño de estructuras y son preferibles y considerados superiores al

espectro derivado de fijar una forma espectral al valor estimado

probabilísticamente de la aceleración máxima del suelo (EERI10 Committee on

Seismic Risk 1989).

Para construir el (UHS), es necesario tener los resultados de la

evaluación del peligro sísmica, para poder elaborar la curva de peligro sísmico;

10 Siglas de su nombre en inglés:”Earthquake Engineering Research Institute”

Figura N° 26 ejemplo del espectro uniforme de peligro sísmico utilizando la Relación de

Atenuación de ordenadas espectrales de chaves obregón 2006, para 25 años de Tr para una

ordenada espectral de 0.2seg





la cual expresa la variación en el nivel ya sea aceleración, velocidad,

desplazamiento u otra intensidad estimada, en la cuales estas intensidades tiene

una frecuencia anual de excedencia.

Construidas las curvas de peligro sísmico, para un período espectral y sise desea un espectro para una tasa de excedencia o periodo de retorno

seleccionado; basta con leer de cada curva la ordenada espectral

correspondiente. A los espectros construidos de esta manera se les conoce como

espectros uniforme de peligro (UHS).

Figura N° 27 procedimiento a seguir para obtener los valores del espectro de peligro

sísmico uniforme (adaptado del EEERI commitee on seismic risk 1989)

La imagen (a) nos proporciona el ejemplo del Funcional P[S(w)], en la cual la

probabilidad de excedencia de S(w) , tiene un valor de p=0.01, para diferente frecuencia

w1,w2,y w3 ; el la imagen (b)se muestra la construcción del espectro Uniforme de peligro

(UHS), con los valores calculados en la imagen (a)



UNASAM - FIC CAPITULO III


CAPITULO ICAPITULO ICAPITULO ICAPITULO IIIIIIIII

EVALUACION DE PELIGROEVALUACION DE PELIGROEVALUACION DE PELIGROEVALUACION DE PELIGROSÍSMICO DE LA REGIONSÍSMICO DE LA REGIONSÍSMICO DE LA REGIONSÍSMICO DE LA REGION

ANCASH ANCASH ANCASH ANCASH

Para poder realizar la evaluación del peligro sísmico es necesario

conocer el lugar del emplazamiento, donde se quiere realizar la evaluación,también conocer la geología local de la zona de estudio, los mecanismos

generadoras de los eventos sísmicos; así como también conocer la sismicidad

histórica como instrumental del emplazamiento; obtener los parámetros de las

fuentes sismogénicas actualizadas a la fecha de la evaluación. Un factor

importante es la selección del modelo de atenuación del movimiento de suelo,

cuales pueden ser de modelos de atenuación basados en macro sismos o

aceleraciones máximas esperadas, o también modelos de atenuación paraaceleraciones espectrales.

Por ultimo para determinar el peligro sísmico del lugar del emplazamiento

se utilizo el programa de cómputo CRISIS2007ver7.2, desarrollado y actualizado

por Ordaz et al (2007).

3.1 UBICACIÓN GEOGRÁFICA DE LOS LUGARES DE ANÁLISISLa Región de Ancash está situada en la Región Central y Occidental del

territorio peruano, teniendo como puntos extremos las siguientes coordenadas:





Cuadro N° 2 Limites Geograficos de la Region Ancash

Orientación Norte Este Sur Oeste

Latitud Sur

Longitud Oeste

Lugar

08°02’51”

77°38’24”

Desembocadura de la

Quebrada Chinchango

en el rio Marañón,

limite Regional con la

Libertad

09°15’12”

76°43’27”

Estribaciones Este

del Cerro Hueltas

Punta sobre el Rio

Marañón; distrito

de Rapayan y

limite distrital con

Jircan

10°47’15”

77°35’24”

Según la Creación de la

Provincia de Barranca

en el Punto Medio de la

confluencia de la

Quebrada Venado

Muerto sobre la

quebrada Tayta lainas

limite Regional de Lima

08°58’55”

73°39’25”

Punta infiernillo a

2.5Km Aprox. Al sur

Oeste de la

desembocadura del rio

Santa en el océano

Pacifico, cerca del

límite regional de la

Libertad

FUENTE: INEI

Actualmente, la Región está conformado por 20 provincias y 166

distritos, su capital es la ciudad de Huaraz, la que por Ley del 18 de enero de

1823, le confirió el título de: “La Muy Generosa Ciudad de Huaraz”.

Actualmente la división política del es de la siguiente forma región,

provincias, y distritos.

El peligro sísmico se evaluó en 20 puntos distribuidos en toda el área

regional de Ancash, cubriendo así las capitales de las provincias como indica la

Cuadro N°3.

Cuadro N° 3 Nombres delas Provincias de la Región Ancash

REGION ANCASH NOMBRE DE LAS PROVINCIAS1. HUARAZ 11. HUARMEY

2. PALLASCA 12. AIJA

3. SANTA 13. CARHUAZ

4. CORONGO 14. ASUNCION

5. SIHUAS15. CARLOS FERMINFITZCARRALD

6. HUAYLAS16. ANTONIORAIMONDI

7. POMABAMBA 17. RECUAY

8. CASMA 18. HUARI

9. YUNGAY 19. OCROS

10. MARIZCALLUZURIAGA

20. BOLOGNESI

En el siguiente cuadro a continuación, nos muestra los lugares donde se

realizó el análisis de peligro sísmico de la región Ancash, más 4 puntos, en





donde estos últimos puntos forman una rectángulo externo, con la finalidad de

delimitar el lugar del análisis; este recuadro nos permitir una mejor

interpolación en la generación de los mapas de peligro; ver el cuadro N°4, en el

cual se indican las coordenadas geográficas y UTM zona 17 y 18, de cada uno delos puntos evaluados.

Cuadro N° 4 Puntos de Análisis del Peligro Sísmico en la Región Ancash.

N°Capital deProvincia

Nombre de laProvincia

ZONAUTM WGS84 GEOGRAFICAS

Norte UTM Este UTM Longitud Latitud

1 HUARAZ, HUARAZ, 18L 8’954,965.96 225,476.09 -77.500 -9.445

2 CABANA, PALLASCA, 18L 9’077,865.73 170,962.20 -77.987 -8.331

3 CHIMBOTE, SANTA, 17L 9’003,581.08 769,583.45 -78.548 -9.006

4 CORONGO, CORONGO, 18L 9’058,496.00 171,440.81 -77.874 -8.506

5 SIHUAS, SIHUAS, 18L 9’061,117.76 212,634.57 -77.610 -8.485

6 CARAZ, HUAYLAS, 18L 9’006,863.13 194,082.34 -77.782 -8.974

7 POMABAMBA, POMABAMBA, 18L 9’032,198.14 259,288.54 -77.188 -8.749

8 CASMA, CASMA, 17L 8’959,537.47 799,614.89 -78.272 -9.402

9 YUNGAY, YUNGAY, 18L 8’996,843.51 201,090.05 -77.719 -9.065

10 PISCOBAMBA,MARISCAL

LUZURIAGA,18L 9’027,256.43 265,700.47 -77.130 -8.794

11 HUARMEY, HUARMEY, 17L 8’893,977.70 816,426.02 -78.114 -9.993

12 AIJA, AIJA, 18L 8’926,350.61 217,009.54 -77.579 -9.703

13 CARHUAZ, CARHUAZ, 18L 8’980,988.04 212,206.66 -77.619 -9.209

14 CHACAS, ASUNCION, 18L 8’994,586.70 242,465.40 -77.343 -9.088

15 SAN LUIS,CARLOSFERMIN

FITZCARRALD,18L 9’002,136.53 246,486.76 -77.306 -9.020

16 LLAMELLIN,ANTONIO

RAIMONDI,18L 9’002,114.25 280,252.55 -76.999 -9.022

17 RECUAY, RECUAY, 18L 8’933,223.56 233,650.02 -77.427 -9.642

18 HUARI, HUARI, 18L 8’974,582.39 263,699.94 -77.151 -9.270

19 OCROS, OCROS, 18L 8’858,691.43 240,991.66 -77.365 -10.316

20 CHIQUIAN, BOLOGNESI, 18L 8’886,864.96 266,775.13 -77.128 -10.063

FUENTE INEI

3.2 SISMOTECTÓNICA LOCAL

Para identificar la sismotectónica local de la región Ancash, se dispuso de

información de sismicidad, tectónica y geológica, de la zona de influencia.

Los principales rasgos sismotectónicos de la región Ancash, se resumen en:

- La zona de subducción a lo largo de la costa oeste del Perú, donde la placaoceánica de nazca subyaciendo por debajo de la placa continental





sudamericana, con una velocidad de 7 a 12 cm. por año (berrocal et al

,1975)

- Las fallas tectónicas continentales activas que afectan tanto a la cordillera

blanca como a la cordillera negra.

La cordillera blanca que está constituida fundamentalmente por un batolito

de 3 a 12 millones de años de antigüedad, el cual se encuentra emplazado entre

Figura N° 28 Mapa Geológico de la Región Ancash, INGEMMET 2010





dos sistemas de fallamiento regional (Figura N°28) que están parcialmente activos

(informe Recreta, 1981).

• El sistema de falla de la cordillera blanca

• La falla de Quiches

3.2.1 SISTEMA DE FALLA DE LA CORDILLERA BLANCA

Las evidencias geológicas muestran que esta falla ha ocurrido

progresivamente en el cuaternario (Yonekura et al 1979). En el mapeo geológico

regional (cartografía del INGENMET), se ha definido una traza de falla

longitudinal (en realidad, es un conjunto de fallas normales activas que

constituyen un “sistema”), que se orienta en dirección N100°E y N150°E, losángulos de buzamiento están comprendidos entre 55° y 75, que domina la

margen occidental de la Cordillera Blanca.

Estos sistemas de fallas alcanzan una longitud aproximada de 200 km,

iniciándose a la altura de la laguna Conococha (y probablemente más al sur)

para llegar hasta el nevado Rosco (la parte más norteña de la Cordillera Blanca)

y los saltos verticales en el sistema de falla varían de 1 a 50 m. esta falla abarca

desde la localidad de Chiquian hasta la localidad de Corongo.Humberto Salazar Díaz cataloga a esta estructura regional como: “una

fuente sismogénica continental (interplaca), donde se espera que ocurran en el

futuro rupturas con desplazamientos verticales de hasta 3m, originando sismos

con magnitud (Ms) hasta 7.4, con intervalo de recurrencia de 1,900 a 2,800 años ”.

En el área de Pitec, aproximadamente a 10 km hacia el este de la ciudad de

Huaraz, en el lado derecho del valle de Churup, se ha instalado en forma

permanente un instrumento dentro de la zona de falla que corta una morrena,que permite registrar micro desplazamientos en las tres direcciones.

Luego de tres años de mediciones, los registros de desviaciones

angulares relativas señalan un mayor desplazamiento irreversible que no

excede de los 0.6 mm y que fue inducido por un temblor lejano.

La traza de la falla de la cordillera blanca presenta dos sectores bien

marcados: sector norte caracterizado por ser una traza casi continua, y el sector

sur que es el del tipo echelón (trazas individuales). Ver figura N°29





-79° -77° -75° -73°-81°

-12°

-10°

-8°

-6°

-79° -77° -75° -73°-81°

-12°

-10°

-8°

-6°

O C E A N O P A C I F I C O

P

A

C

I F

I C

O

C

E

A

N

ANCASHHUANUCO

PASCO

LIMAJUNIN

CUSCO

UCAYALI

LA LIBERTAD

CAJAMARCA

LAMBAYEQUE

PIURA

AMAZONAS

FALLAS RIOJA-MOYOBAMBA/

SAN MARTINFALLA CHAQUILBAMBA

HUANCAVELICA

RIOJA - MOYOBAMBA FAULTS

SISTEMA DE FALLAS DE LA CORDILLERA BLANCA/FAULTS SYSTEMS OF CORDILLERA BLANCA

FOSA OCEANICA PERU-CHILE/PERU - CHILE TRENCH

REFERENCIA:

MAPA NEOTECTONICO / NEOTECTONIC MAP

IGP-CERESIS-1991(MACHARE -LEUREYRO)

ESCALA GRAFICA/ GRAFIC SCALE

100 Km5001020304050

FALLA QUICHES/QUICHES FAULT

ZONA DEESTUDIO

Figura N° 29 Mapa Neotectonico de Ancash, Sistema De Falla De La Cordillera Blanca y La Falla De Quiches, (IGP-C





Figura N° 30 falla de quiches de

20km de longitud

3.2.2 LA FALLA DE QUICHES

Esta falla se localiza en la región de Ancash y tienen una orientación en

dirección de NO–SE. Esta falla alcanza salto vertical de 3 m aproximadamente y

tiene una longitud de 5 km.Terremoto Ocurrido en la Provincia de Pallasca y Pomabamba, Asociado

a un visible caso de dislocación Tectónica, Causo 1396 víctimas. El movimiento

sísmico tubo una área de repercusión de 450,000 km2, la región Epicentral

situada entre las coordenadas 8.10° a 8.26° de latitud Sur y 77.27° a 77.52° de

longitud Oeste fue el escenario de grandes efectos destructores, en donde

ocurrieron transformaciones topográficas y derrumbes en la parte alta del

pueblo de Quiches, donde se produjo una escarpa de falla de 10km. de longitud

con rumbo Promedio de N42°O con buzamiento del plano de dislocación de

58°SO. Ver figura N°30

Grandes derrumbes se produjeron en las quebradas de pelagatos,

shuitococha, llama y San Miguel, que ocasionaron represamientos. Se

produjeron numerosos agrietamientos en el terreno carca a Quiches, mayas,

Huancabamba, Conchucos y Citabamba. Su efecto en las construcciones fue

grandes, en el material de adobe y tapial de las edificaciones de Quiches, Sihuas,

mayas y Conchucos.

3.3 SISMICIDAD HISTÓRICA

El sismicidad histórico se remonta a mediados del Siglo XVI con la

conquista y colonización de los españoles y depende fundamentalmente de la

concentración de población ya que fueron transmitidas en forma oral; los cuales





fueron recolectados en diferentes investigaciones y por diferentes autores.

Silgado (1968, 1978, 1985) fue uno de los pioneros en este trabajo y realizó una

de las más importante aportaciones a la historia sísmica del Perú.

La Sismicidad histórica de Ancash comprende la actividad ocurrida en lossiglos pasados en los cuales no se poses datos instrumentales.

Los sismos históricos ocurridos y los que han afectado al departamento

de Ancash son 21, los cuales se describen a continuación, cuadro N°5:

Cuadro N° 5 Sismos Históricos Ocurridos en La Región Ancash en el periodo de (1471 – 1963)

Fecha Horas(GMT)

Coordenadas

M(Silgado)

DescripciónLat.

S°

Long.

W°

9/07/1586 19:00 -12.2 -77.7 8.1

Terremoto que destruyo Lima, fue sentido desde

Trujillo hasta caraveli, también fue sentido en

Huánuco y Cusco, y posiblemente en lugares

intermedio; por 60 días se dejaron sentir las

réplicas.

14/07/1619 11:30 -8.0 -79.2 7.8

Terremoto que destruyó la ciudad de Trujillo; fue

sentido a 2000 km. Al norte y a más de 600 km. Al

sur. En la ciudad de lima se le sintió como un

fuerte temblor que causo la salida de la gente desus casas.

06/01/1725 23:25 -12 -77 -

Terremoto que ocasionó diversas daños en la

ciudad de Trujillo; en los nevados de la cordillera

blanca origino la rotura de la laguna glaciar, la

cual desbordándose, arraso un pueblo cercano a

Yungay, murieron 1500 personas, el sismo fue

sentido en lima.

28/10/1746 22:30 -11.6 -77.5 8.4

Terremoto que causo muchos daños y 1141

muertos en lima; hubo tsunami en el callao.

Probable intensidad en lima X MMI, fue sentido

desde Guayaquil, marañón, hasta el Cusco y

Tacna.

14/03/1747 13:30 -8.58 -78.1 7Sismo destructor en Tauca, Conchucos. Causo

muertos y se Registraron daños en Corongo.

02/01/1902 14:08 -9.00 -78.4 9

Sismo Fuerte y Prolongado movimiento de tierra

en Casma y Chimbote, donde Causo alarma, se le

sintió desde Paita hasta lima

4/03/1904 05:17 -12.3 -76.2 7

Fuerte Movimiento Sísmico en la ciudad de lima

(intensidad aproximada: VIII MMI), fue sentido

en Casma, Trujillo, Huánuco, Pisco y Ayacucho.

21/05/1917 4:45 -8.28 -79.5 6 Fuerte temblor en la ciudad de Trujillo, Causo

daño en edificios públicos, el sismo se sintió






FechaHoras

(GMT)

CoordenadasM

(Silgado)DescripciónLat.

S°

Long.

W°fuerte en Chimbote y Casma.

11/03/1926 10:41 -12.52 -77.07 6Fuerte Sismo en la ciudad de lima, se produjeron

derrumbe en la ruta del ferrocarril Central.

20/01/1932 2:30 -11.88 -77.73 9

Violento Sismo que causo muchos daños en

Trujillo y lima. Se estima una intensidad de VII

MMI, en lima

05/03/1935 22: 35 -9.82 -77.43 6

Fuerte sismo sentido en la costa Peruana, entre

las latitudes 5° y 11° .causo daños en Trujillo,

ligeros daños en Cutervo, Cajamarca, Chimbote y

Casma; Sentido en todas las poblaciones del

callejón de Huaylas hasta Chiquian, lo mismo que

en Celendín, San Marcos y Pomabamba.

21/06/1937 15:13 -8.26 -79.23 7

Sismo que afecto las provincias de Cajamarca,

Caraz, Casma, Celedin, Chimbote Chiquian,

Cutervo Huaraz, Pomabamba, Salaverry, Trujillo

24/12/1937 06:20 -10.55 -76.63 6.2

Terremoto en las vertientes Orientales de la

cordillera Central; en el valle de Chontabamba,

fueron 34 casas completamente destruidas; el

movimiento sísmico fue sentido en San Ramón, la

Merced, Pozuzo y Tarma.

24/05/1940 11:35 -10.5 -77.6 8.2

Terremoto de grado VII MMI en lima, fue sentido

desde Guayaquil en el norte y Arica en el sur;

hubo Tsunami; causo 179 muertos y 3500

heridos. Causo una intensidad de VI MMI en el

Callejón de Huaylas.

10/11/1946 12;53 -8.47 -77.86 7.2

Terremoto que afecto Pallasca pomabamba,

100km. Al norte de Huaraz con magnitud 7 Ms el

sismo estuvo asociado a un movimiento de falla

normal con un desplazamiento vertical máximo

de 3.50m. en áreas Próximas al epicentro se

produjeron derrumbes y deslizamientos.

24/06/1951 20:37 -8.3 -79.8 6

Originado en el Océano Frente a las costas del

litoral Norte, Causo una intensidad de V MMI en

Pacasmayo; sentido en Cajamarca y en todo el

callejón de Huaylas.

18/02/1956 1:37 -10.0 -79.0 5

Temblor sentido en todas las poblaciones de los

departamentos de la libertad y Ancash, fue

sentido con una intensidad de V MMI en la ciudad

de Chimbote

18/02/1956 17:48 -8.5 -79.5 6

Fue destructor en callejón de Huaylas. En

Carhuaz el sismo origino daños en las viviendas.

Podría estar conectado al sismo de fallamiento

activo del flanco de la cordillera Blanca






FechaHoras

(GMT)

CoordenadasM

(Silgado)DescripciónLat.

S°

Long.

W°

03/07/1961 14:49 -8.7 -79.1 7

Movimiento destructor que se sintió en las

provincias de Chimbote, Huaraz y en Salaverry

Trujillo

18/04/1962 19:14 -10.0 -79.0 6

Movimiento sísmico que causo numerosos

agrietamientos en la construcciones de adobe de

la ciudad de Casma y deterioros en la catedral de

Huaraz y deslizamiento en el asiento minero

Quiruvilca.

24/09/1963 11:30 -10.75 -78.24 7

Movimiento sísmico destructor en los Pueblos de

la Cordillera Negra, Causo Fuertes daños en los

pueblos de Huayllacayan, Cajacay, Llipes, muchas

averías en los canales de regadío. En Huaraz se

produjeron daños en varias Construcciones, Con

caída de tejas y cornisas, destruyo viviendas

antiguas en el puerto de huarmey, algunas

rajaduras en inmuebles antiguos del norte de la

ciudad de lima, sentido con fuertes intensidad en

Chimbote y Salaverry.

Fuente: instituto geofísico del Perú

3.4 SISMICIDAD INSTRUMENTAL DEL ÁREA DE ESTUDIO

La calidad de la información sísmica instrumental en el Perú ha mejorado

a partir del año 1963 con la instalación de la red sismográfica mundial; a partir

de esa fecha, los registros de los sismos, son más precisos, en cuanto a su

localización de hipocentros y la mayoría de los sismos tienen calculada su

magnitud en función de las ondas de cuerpo; por lo que los datos de los catálogos

sísmicos, puede ser considerados para la obtención de parámetros sismológicos.

La información sísmica instrumental que se ha utilizado en la presente

investigación, es de 3 catálogos sísmicos, los cuales se menciona a continuación:

• Catálogo Sísmico República del Perú (1471-1982), revisado y actualizado

el 2001, Instituto Geofísico del Perú.

• Catálogo Sísmico de hipocentros para el Perú (1982-2005), versión

preliminar en revisión del 2007, Elaborado por el Instituto Geofísico del

Perú.





• Catalogo sísmico del NEIC-USGS (1973-2011), con magnitud sísmica de 4

a 10

Los sismos instrumentales en Ancash presentan el mismo patrón general

de distribución espacial que el resto del territorio peruano, ver Figura N°31

Debido a la variedad de magnitudes existentes en el catalogo compilado,

es necesario tener un parámetro uniforme y homogéneo para denominar el

tamaño de un sismo del catálogo en la presente investigación, se realizo la

homogenización del catalogo a la magnitud de momento (Mw), para esto se

propone la siguiente correlación:

• Para eventos con magnitudes MB (ondas de cuerpo) reportadas u

obtenidas, MW es calculado usando la siguiente expresión:

1.1234 3.503.5 7.8

Figura N° 31 Eventos Sísmicos de una Magnitud Mw > 7, Ocurrido en todo el

Territorio del Perú





Esta relación se calculo mediante mínimos cuadrados, en la que se

utilizo 1619 datos, los cuales se tiene valores registrados de MB y MW de

un mismo evento, esta expresión cuenta con coeficiente de

determinación de 0.9501, el cual es aceptable en términos estadísticos.

Cabe indicar que la información sismológica utilizada en el presente

estudio es a partir de 1963 hasta el 15 de mayo del 2011, la cual ha sido

uniformizado a la magnitud de momento (Mw), utilizando la formula propuesta

en la figura N°32

En la región de Ancash son 3 los eventos sísmicos de (Mw)>7, los cuales

se describen en el cuadro N°6

Cuadro N° 6 SISMOS INSTRUMENTALES OCURRIDOS EN LA REGIONDE ANCASH ENTRE LOS PERIODO DE (1963 – 2011) DE Mw >7

Fecha Horas UTCCoordenadas Magnitud

(Mw)

Profundidad

kmLong. Lat.

1966/10/17 21:41:57 -78.648 -10.832 8.1 37.3

1970/05/31 20:23:27 -78.838 -9.272 7.9 41.10

1996/02/21 12:51:01 -79.590 -9.59 7.5 10.00

En la figura N°33 presenta la distribución de epicentros en el área de

influencia de la región Ancash. Esta figura presenta la ubicación de los sismos

ocurridos entre los años 1963 al 2011, con magnitudes Mw mayores o iguales

que 4.0. En este mapa se ubican los sismos con diferentes profundidades focales,

tales como sismos superficiales (0-70 km).

Figura N° 32 Correlación entre Mw y MB propuesta por la investigación al 2011





Figura N°33 Eventos sísmicos de magnitud Mw > 7, mas cercamos a la región Ancash





Los sismos con foco a profundidad intermedia (71 km - 300 km) se

distribuyen de manera irregular por debajo del continente, formando un plano

con un ángulo de buzamiento promedio de 14, donde se aprecia la subducción

de la placa de Nazca, ya que hacia el continente la profundidad focal de lossismos aumenta. Ver figura N°34

La actividad sísmica con foco profundo (301 km - 700 km) se localiza en

la región centro de la Llanura Amazónica; siendo esta sismicidad mayor en la

región central (borde Perú-Brasil).

En la figura N°35 se presenta el perfil transversal perpendicular a la

costa, donde se observa que la sismicidad con foco superficial se localiza

principalmente en la zona oceánica en dirección paralela a la línea de costa,

donde se producen sismos de magnitud moderada con relativa frecuencia.

Otro grupo importante de sismos con foco superficial son los producidos

por la subsidencia del Escudo Brasileño bajo la Cordillera Andina, estando la

mayor parte de estos sismos localizados en la zona de transición entre la

Cordillera Oriental y el margen occidental de la zona Subandina (entre 3°S y

13°S).

En la zona alto andina se han registrado sismos superficiales e

intermedios en menor cantidad y más dispersos. Estos sismos presentan

magnitudes moderadas y son menos frecuentes, y estarían relacionados a

posibles fallas existentes.

D i s t anc i a ( k m )

4 0 0

3 0 0

2 0 0

1 0 0

03 0

1 0 0

0

P r o f u n d i d a d ( k m )

60 04 0 0

2 0 0

-1 8

-1 5

-1 2

-9

-6

-3

F o s a

c o s θ= 1

N

-81°

-75°

-69°

-18° - 1 2 ° -6 ° 0 °

P E R U

O c e a n

o P a

c i f i c o

F o s a

Brazi l

C o l o

m b i a

E c u a d o r

Bol iv ia

C hi le

Figura N° 34 Esquema sismo tectónico de la geometría de la subducción en el Perú

deducido a partir de la distribución de la sismicidad con la profundidad. Las flechas indican

la orientación de los ejes de tención con el mismo buzamiento que el plano de subducción

(tavera y buforn 1998)





Figura N° 35 Perfil sísmicos en la región Ancash





3.5 EVALUACIÓN Y CARACTERIZACIÓN DE LAS FUENTES SISMOGÉNICAS

La determinación de las fuentes sismogénicas se ha basado en la figura

N°31, de Distribución de Epicentros, así como en las características tectónicas

del área de influencia. Como se ha mencionado anteriormente, la actividadsísmica en el Perú (figura N°36 y N°37) es el resultado de la interacción de las

Placas de Nazca y Sudamericana, así como del proceso de reajustes tectónicos

del aparato andino; Esto permite agrupar a las fuentes en continentales y de

subducción.

Las fuentes de subducción modelan la interacción de las Placas

Sudamericana y de Nazca.

Las fuentes continentales o corticales están relacionadas con la actividad

sísmica superficial andina. La determinación de estas fuentes se basa en

conceptos regionales de sismotectónica.

La mayor parte de los sismos ocurridos en el área considerada es

producto de la interacción de las placas de Nazca y Sudamericana. La placa de

Nazca penetra debajo de la Sudamericana a ángulos variables y se profundiza a

medida que avanza hacia el continente. En el Perú la distribución de los sismos

en función a la profundidad de sus focos, ha permitido configurar la geometría

Figura N° 36 Muestra la sismicidad del Perú en 3D





del proceso de subducción de la placa oceánica bajo la continental, tal como se

aprecia en la figura N°34. Una característica importante de esta geometría es

que cambia su forma al pasar de una subducción de tipo horizontal (región

norte y centro) a una de tipo normal (región sur) a la altura de la latitud 14ºS.Este cambio en el modo de la subducción es debido a que la placa oceánica

soporta una contorsión (Deza, 1972; Grange et al, 1984; Rodríguez y Tavera,

1991; Cahill y Isacks, 1993; Tavera y Buform, 1998).

En el presente estudio se han determinado 14 fuentes sismogénicas de

subducción, en las cuales se han diferenciado los mecanismos de interfase (IFF1,

IFF2, IFF3, IFF4 y IFF5) y de intraplaca superficial (ISF6, ISF7, ISF8, ISF9 y

ISF10) e intermedias (IIF11, IIF12, IIF13 y IIF14). Así mismo se han utilizado 6

fuentes sísmicas continentales (CF15, CF16, CF17, CF18, CF19 y CF20). Las

fuentes sismogénicas de subducción y continentales se presentan en las figuras

N°38 y N°39 y sus coordenadas geográficas se indican en las Cuadro N°1 y 2.

Figura N° 37 Densidad por km2 de la actividad sísmica del Perú desde 1963-2011





F2

F7

F11

F6

F1

F3

F4

F5

F8

F9

F10

F12

F13

F14

Ancash

PERU

C. F. FITZCARRALD

HUARMEY

OCROS

BOLOGNESI

RECUAY

HUARI

HUARAZ

A.RAIMONDI

POMABAMBA

ASUNCION

CARHUAZ

MCAL. LUZURIAGA

HUAYLAS

YUNGAY

SIHUAS

CORONGO

PALLASCA

SANTA

LIMA

CASMA

LALIBERTAD

AIJA

Figura N° 38 Fuentes Sismogenicas de Subducción del Perú al 2011, con

diferenciación del mecanismo focal generador de sismos





F17

F18

F15

F19

F20

F16

OCROS

BOLOGNESI

RECUAY

H U AR I

HUARAZ

A.RAIMONDI

POMABAMBA

ASUNCION

CARHUAZ

MCAL. LUZURIAGA

HUAYLAS

YUNGAY

SIHUAS

CORONGO

PALLASCA

SANTA

LIMA

CASMA

LALIBERTAD

AIJAAncash

PERU

C.F. FITZCARRALD

HUARMEY

Figura N° 39 Fuentes Sismogenicas continental del Perú al 2011, con diferenciación

del mecanismo focal generador de sismos





Cuadro N° 7 Coordenadas Geográficas de las Fuentes Subducción

Código FUENTEMECANISMO

FOCALLongitud Latitud Profundidad

(km)(O) (S)

IFF1 Fuente F1 Interfase

-78.598 1.483 36-80.038 -2.447 51-81.292 -2.445 42-81.294 -0.625 29-80.516 1.483 20


-79.156 -7.834 49-81.050 -8.931 27-81.709 -7.600 23-82.089 -6.250 22-82.018 -3.781 28-80.809 -2.445 44-79.302 -2.447 60-80.214 -3.623 48-80.673 -5.441 39


-81.050 -8.931 27-77.028 -14.811 23-75.998 -13.999 42-79.156 -7.834 57


-77.028 -14.811 23-75.684 -16.501 17-74.063 -17.768 23-72.914 -16.397 52-75.998 -13.999 43


-74.063 -17.768 20-72.914 -16.397 42-71.427 -17.553 46

-69.641 -18.721 53-69.627 -22.000 25-71.586 -22.000 25-71.617 -19.680 25

Fuente: Elaboración Propia




(km)(O) (S)

ISF6 Fuente F6 Intraplacasuperficial

-77.923 -0.946 108

-76.863 1.483 116-78.598 1.482 105-80.038 -2.446 93-78.598 -2.446 103

ISF7 Fuente F7Intraplacasuperficial

-79.302 -2.447 91-78.598 -2.447 98-78.459 -5.050 101-77.434 -6.719 110-79.156 -7.834 95-80.673 -5.441 81-80.214 -3.622 84

ISF8 Fuente F8 Intraplacasuperficial

-79.156 -7.834 107

-75.998 -13.999 76-74.996 -13.218 103-78.427 -7.363 103








(km)(O) (S)


-75.998 -13.999 88-72.914 -16.397 94-72.160 -15.453 103-74.996 -13.218 98


-72.914 -16.397 87-70.892 -13.863 115-69.055 -15.365 124-68.013 -19.959 111-67.868 -22.000 165-69.627 -22.000 100-69.641 -18.721 104-71.427 -17.553 95

IIF11 Fuente F11Intraplacaintermedia

-77.434 -6.719 32-75.598 -5.560 88

-75.243 -3.054 148-76.788 -0.944 165-77.923 -0.946 144-78.598 -2.447 103-78.459 -5.050 48


-78.427 -7.366 82-74.996 -13.218 52-73.973 -12.421 47-77.177 -6.557 76


-74.996 -13.218 53-72.160 -15.453 104-70.892 -13.863 58

-73.577 -12.112 23


-77.177 -6.557 70-75.600 -5.539 145-74.400 -6.567 165-73.589 -8.086 160-73.914 -9.347 120-72.963 -11.633 102-73.973 -12.421 55


Cuadro N° 9 Coordenadas Geográficas de las Fuentes Continentales



(km)(O) (S)

CF15 Fuente F15 Cortical

-79.156 -7.834 29-78.084 -7.213 23-76.340 -10.670 24-74.760 -13.130 23-75.998 -13.999 31


-75.998 -13.999 29-74.760 -13.130 22-70.176 -15.201 15-70.434 -15.947 19

-69.134 -17.789 23-69.641 -18.721 28-71.427 -17.553 29





Cuadro N° 9 Coordenadas Geográficas de las Fuentes Continentales



(km)(O) (S)


-78.100 0.748 23-76.872 0.373 25-77.410 -0.867 26-76.826 -4.705 32-79.100 -5.200 30-79.085 -0.370 23


-79.100 -5.200 23.5-75.100 -4.330 31.5-74.422 -7.976 32-77.143 -9.079 26.5


-77.143 -9.079 23-74.422 -7.976 35-74.170 -9.330 32-72.480 -11.400 31

-74.760 -13.130 18-76.340 -10.670 20


-74.760 -13.130 28-72.480 -11.400 28-69.400 -12.966 26.80-70.176 -15.201 25


Donde:

La interpretación del código es la siguiente, la primera letra del

mecanismo focal, como puede ser interfase (IF), intraplaca Superficial

(IS), interplaca intermedia (II), cortical (C); acompañado por la fuente

(F), y por un numero 1; como por ejemplo IFF1: mecanismo de interfase

fuente numero 1

3.6 CÁLCULOS DE LOS PARÁMETROS SISMOLÓGICOS DE LAS FUENTES

Conocida la sismicidad del territorio peruano se prosiguió a calcular los

parámetros sismológicos y tectónicos de las 20 fuentes Sismogenicas

propuestas en la presente investigación, para la obtención de estos parámetros

se utilizo la escala de magnitud de momento (MW) por ser una escala que no se

satura para evento mayores a 7 y describir con mayor precisión la verdadero

valor de un evento sísmico.

Para la determinación de los parámetros sismológicos, se utilizo el

software que realiza análisis de sismicidad “Zmap - versión 6.0” desarrollado

por Stefan Wiemer en 2001.





Los parámetros sismológicos determinados en la presente investigación

se realizo asumiendo el modelo exponencial no truncado de Gutenberg y Richter

(que simula la distribución magnitud-frecuencia) y el modelo de tiempo de

ocurrencia de Poisson, para cada una de las fuentes sismogénicas; estosparámetros se describen a continuación:

Valor de b: es una constante que caracteriza la distribución de las

magnitudes. También se le denomina “índice de sismicidad”, en

término de logaritmo natural, el cual se determino mediante el

método de máxima Verosimilitud.

Coeficiente de variación del valor de b, es determinados

conjuntamente con el valor b

Tasa de excedencia de un sismo MC, es el número de sismos que

exceden una magnitud MC.

Magnitud Mínima de Umbral Mc, para lo cual se empleo el criterio

de la mejor combinación de métodos (Mc95, Mc90, Máxima

curvatura), el cual es propuesto por Wiemer y Wyss el 2005.

Magnitud Máxima Observada, la cual corresponde con la

magnitud del terremoto más grande ocurrido en cada zona

durante tiempos históricos, del catalogo sísmico utilizado.

Magnitud Máxima Esperada: es la magnitud máxima que puede

esperarse en cada zona sísmica de acuerdo con las características

de cada fuente, entre ellas la longitud de ruptura, es decir la

longitud de las fallas, esta se calculo mediante la formula de Wells

y Coppersmith (1994) en función al Área

Desviación estándar de la Magnitud Máxima Esperada σMw, se

determina en función a la relación empleada del Cuadro N°1

A continuación se presenta los resultados obtenidos de los parámetros

sismológicos para cada una de las fuentes sismogénicas, tanto para el proceso

de subducción diferenciados según su mecanismo de generación de los sismos,

como sismos de interface, sismos de intraplaca superficial, y sismos de

intraplaca intermedio, así como también para las fuentes sismogénicas

continentales o corticales





Figura N° 40 Curva de recurrencia sísmica de

la fuente F1 de interface, con la ubicación delpunto de inflexión que representa a la

magnitud mínima umbral (Mc).

Figura N° 41 Curva de recurrencia sísmica de la

fuente F2 de interface, con la ubicación del punto

de inflexión que representa a la magnitud

mínima umbral (Mc).

Figura N° 42 Curva de recurrencia sísmica dela fuente F3 de interface, con la ubicación del

punto de inflexión que representa a la



la fuente F4 de interface, con la ubicación del



Figura N° 44 Curva de recurrencia sísmica dela fuente F5 de interface, con la ubicación del








fuente F6 de intraplaca superficial, con la

ubicación del punto de inflexión que representa

a la magnitud mínima umbral (Mc).

Figura N° 46 Curva de recurrencia sísmica de lafuente F7 de intraplaca superficial, con la











Figura N° 49 Curva de recurrencia sísmica de lafuente F10 de intraplaca superficial, con la








fuente F11 de intraplaca intermedia, con la




la fuente F12 de intraplaca intermedia, con la

ubicación del punto de inflexión que

representa a la magnitud mínima umbral (Mc).









Figura N° 54 Curva de recurrencia sísmica dela fuente F15 continental, con la ubicación del


magnitud mínima umbral Mc .

Figura N° 55 Curva de recurrencia sísmica dela fuente F16 continental, con la ubicación del







En el cuadro N°10 se presentan los parámetros de sismicidad local de

todas las fuentes sismogénicas, las cuales fueron determinados mediante el

análisis estadístico de máxima verosimilitud, mencionadas anteriormente.


la fuente F17 continental, con la ubicación delpunto de inflexión que representa a la



la fuente F18 continental, con la ubicación delpunto de inflexión que representa a la



la fuente F19 continental, con la ubicación del




la fuente F20 continental, con la ubicación del







Cuadro N° 10 PARAMETROS SISMOLOGICOS CALCULADOS EN BASE A MAGNITUD (Mw)PERIODO DESDE 1963 - 2011: ( 48.4 AÑOS )

DESCRIPCION DE LAFUENTES

Resultados del Software Zmap Mw

N° MecanismoFocal

Codigo a b (Mc) 1 Mmax 2 ββββ 3333 c(β)β)β)β) 5555 λλλλ(Mc) 4 E(Mmax) † σσσσMw 6

1 Interfase IFF1 6.64 1.01 5.0 6.8 2.326 0.220 0.80 8.36 0.24

2 Interfase IFF2 8.04 1.15 5.1 7.1 2.648 0.140 3.09 8.56 0.24

3 Interfase IFF3 7.25 0.95 4.9 8.1 2.187 0.120 8.13 8.61 0.24

4 Interfase IFF4 9.24 1.34 5.2 6.6 3.085 0.170 3.87 8.35 0.24

5 Interfase IFF5 7.99 1.14 4.9 7.6 2.625 0.360 5.24 8.60 0.24

6IntraplacaSuperficial ISF6 5.75 0.94 5.0 6.2 2.164 0.000 0.23 8.32 0.24

7IntraplacaSuperficial

ISF7 6.70 1.05 4.8 6.3 2.418 0.310 0.94 8.50 0.24


ISF8 6.76 1.09 4.6 6.5 2.510 0.300 1.15 8.38 0.24


ISF9 7.72 1.17 4.9 6.3 2.694 0.320 2.01 8.19 0.24


ISF10 7.00 0.97 5.0 6.8 2.234 0.130 2.92 8.76 0.24

11IntraplacaIntermedia

IIF11 7.11 0.95 4.8 7.2 2.187 0.120 7.33 8.66 0.24


IIF12 7.26 1.05 4.8 6.6 2.418 0.220 3.43 8.49 0.24


IIF13 7.52 1.14 4.8 6.2 2.625 0.340 2.31 8.33 0.24


IIF14 7.34 0.99 4.8 7.0 2.280 0.130 8.00 8.62 0.24

15 Cortical CF15 9.15 1.57 5.0 5.9 3.615 0.440 0.41 8.47 0.24

16 Cortical CF16 7.34 1.11 4.6 6.2 2.556 0.460 3.54 8.67 0.24

17 Cortical CF17 6.10 0.93 4.7 6.2 2.141 0.190 1.11 8.55 0.24

18 Cortical CF18 8.38 1.27 5.1 6.8 2.924 0.230 1.65 8.66 0.24

19 Cortical CF19 7.99 1.20 5.0 6.6 2.763 0.210 2.02 8.59 0.24

20 Cortical CF20 6.23 0.99 4.5 5.8 2.280 0.570 1.23 8.54 0.24


(1) Magnitud Mínima Umbral (Mc)

(2) Magnitud Máxima Observada (Mmax)

(3) Índice de Sismicidad en termino de logaritmo natural (β)

(4) Tasa de excedencia en función al tiempo λ(Mc)

(5) Coeficiente de variación de (c(β)) (6) Desviación Estándar de la Magnitud Máxima σMw

(†

) Magnitud máxima Esperada E(Mmax), calculada mediante la formula de wells y coppersmith (1994) enfunción al Área





3.7 LEYES DE ATENUACIÓN UTILIZADAS EN LA EVALUACION

Para considerar la propagación de las ondas sísmicas a lo largo de su

Trayectoria, desde la fuente al sitio de estudio, es necesario utilizar leyes de

atenuación sísmica que cumplan con las características sismotectónicas de lazona y que permitan establecer una relación muy ajustada de las aceleraciones

espectrales en función de la magnitud del sismo ocurrido en una fuente y la

distancia entre ésta y el sitio.

En el Perú, existen leyes de atenuación para el movimiento del suelo

propuestas por Casaverde (1980), Huaco (1980) y Ruiz (1999). Estas relaciones

lamentablemente no pudieron utilizarse en este trabajo debido a los escasos

datos utilizados en su estimación y en la medida del tamaño del sismo en que

están basados estas relaciones, generalmente mb o Ms, (Monroy y Bolaños en el

2002).

Las leyes de atenuación pueden adoptar muy diversas formas, para

estimar el peligro sísmico se ha utilizado tres modelos de atenuación para

ordenadas espectrales; estos modelos son: Youngs et al (1997) y J. Chávez

Obregón (2006), que diferencian los mecanismos focales para sismos de

subducción de interfase e intraplaca en la estimación de la máxima aceleración

del suelo. Así mismo, se ha utilizado el modelo de atenuación sísmica propuesto

por Sadigh et al (1997) para sismos continentales.

Estas leyes de atenuación utilizan como parámetro de distancia, la

calculada entre el sitio y la zona de ruptura, en lugar de la distancia epicentral o

hipocentral.

Es importante resaltar que al utilizar un grupo de ecuaciones de

atenuación en lugar de una, se están considerando las incertidumbres

inherentes a los modelos de atenuación asumidos, llamadas incertidumbres

epistémicas. Además, son tomadas en cuenta las incertidumbres aleatorias,

asociadas a errores en la estimación de parámetros de determinado modelo,

estas son incorporadas en cada ley de atenuación en su función de distribución.

3.7.1 Modelo de Atenuación sísmica de Youngs et al (1997)

Para los sismos de subducción se ha utilizado el modelo de

atenuación de aceleraciones propuestas por Youngs, Chiou, Silva y

Humphrey (1997).





Youngs et al (1997) han desarrollado relaciones de atenuación

para zonas de subducción de sismos de interfase e intraplaca usando datos

de sismos registrados en Alaska, Chile, Cascadia, Japón, México, Perú (11

registros) y las Islas Salomón para distancias entre 10 y 500 Km, teniendoen cuenta las características del sitio, clasificándolas en tres grupos: roca,

suelo duro poco profundo y suelo profundo.

Youngs et al (1997) utilizo como parámetros, la magnitud

momento (Mw) para la medida del evento, La localización epicentral,

profundidad y mecanismo focal; para proponer el siguiente modelo de

atenuación para procesos de subducción en roca y suelo ver Cuadro N°11:

Cuadro N° 11 Relaciones de Atenuación para la Aceleración de la Respuesta Espectral Horizontal

(con 5% de amortiguamiento) para los Terremotos de Subducción(Propuesta por Youngs et al en 1997)

Funcional adoptado para Roca:

0.2418+1.414+ + 10− + +1.7818. +0.00607+0.3846 …….40

Desviación estándar: + …………………………………………… . . 41

Periodo (seg.) C1 C2 C3 C4* C5*

PGA 0.000 0.0000 -2.552 1.45 -0.10.075 1.275 0.0000 -2.707 1.45 -0.10.10 1.188 -0.0011 -2.655 1.45 -0.10.20 0.722 -0.0027 -2.528 1.45 -0.1

0.30 0.246 -0.0036 -2.454 1.45 -0.10.40 -0.115 -0.0043 -2.401 1.45 -0.10.50 -0.400 -0.0048 -2.360 1.45 -0.10.75 -1.149 -0.0057 -2.286 1.45 -0.11.00 -1.736 -0.0064 -2.234 1.45 -0.11.50 -2.634 -0.0073 -2.160 1.5 -0.12.00 -3.328 -0.0080 -2.107 1.55 -0.13.00 -4.511 -0.0089 -2.033 1.65 -0.1

Funcional adoptado para suelo:

= −0.6687+ 1.438+ + 10− + +1.097. +0.00648+0.3643 …….42

Desviación estándar: + …………………………………………… . . 43

Periodo (seg.) C1 C2 C3 C4* C5* PGA 0.000 0.0000 -2.329 1.45 -0.1

0.075 2.400 -0.0019 -2.697 1.45 -0.10.10 2.516 -0.0019 -2.697 1.45 -0.10.20 1.549 -0.0019 -2.464 1.45 -0.10.30 0.793 -0.0020 -2.327 1.45 -0.10.40 0.144 -0.0020 -2.230 1.45 -0.10.50 -0.438 -0.0035 -2.140 1.45 -0.10.75 -1.704 -0.0048 -1.952 1.45 -0.11.00 -2.870 -0.0066 -1.785 1.45 -0.11.50 -5.101 -0.0114 -1.470 1.50 -0.12.00 -6.433 -0.0164 -1.290 1.55 -0.13.00 -6.672 -0.0221 -1.347 1.65 -0.14.00 -7.618 -0.0235 -1.272 1.65 -0.1

Fuente: Seismological Research Letters Vol. 68 Number1 January February 1997.





Donde:

Y = aceleración espectral en (g)

M = magnitud momento (Mw)

rrup = distancia más cercana a la rotura (Km)

H = profundidad (Km)ZT = tipo de fuente, 0 para Interfase, 1 para intraplaca

* Desviación estándar para magnitudes M≥8

3.7.2 Modelo de Atenuación Sísmica de J. Chávez Obregón (2006)

Este modelo de atenuación sísmica para ordenadas espectrales

fue Propuesto por Chávez, J. (2006), con la finalidad de obtener el título de

Ingeniero Civil de la Universidad Nacional de Ingeniería (UNI-FIC, Lima -

Perú).

El modelo de atenuación para aceleraciones espectrales en el

Perú, fue calculada utilizando técnicas de regresión lineal bayesiana,

obteniéndose de esta manera valores esperados posteriores de

coeficientes de acuerdo al funcional propuesto Joyner y Boore (1988),

considerando en esta regresión datos de ambas componentes horizontales

y de la media geométrica de registros de movimientos fuertes del suelo

obtenidos de la Red Acelerográfica del CISMID, dada que es la única de

libre acceso.

El modelo de atenuación para aceleraciones espectrales propuesta

por J. Chávez Obregón el 2006 para procesos de subducción como sismos

de interface e intraplaca para sismos peruanos; en el Cuadro N°12, se

muestra el funcional adoptado también como sus coeficientes

diferenciados según el mecanismo generador de sismos:





Cuadro N° 12 Relaciones de Atenuación para la Aceleración de la Respuesta Espectral Horizontal(con 5% de amortiguamiento) para los Terremotos de Subducción

(Propuesta por J. Chávez Obregón el 2006)Funcional Adoptado :

………………………… .

Para Sismos de Interfase

Periodo (seg) C1 C2 C3 C4 C5 σσσσ

0.00 6.7814 0.5579 0.1044 -0.500 -0.01174 0.66520.075 7.9925 0.4464 0.0508 -0.500 -0.01647 0.69980.10 8.0084 0.4806 0.0360 -0.500 -0.01579 0.69990.20 7.3706 0.7008 0.0319 -0.500 -0.01005 0.57780.30 6.6510 0.8136 0.0813 -0.500 -0.00512 0.62830.40 6.3333 0.9515 0.1081 -0.500 -0.00605 0.61810.50 5.7184 1.0381 0.1023 -0.500 -0.00333 0.66240.75 5.0955 1.1693 0.1236 -0.500 -0.00315 0.71631.00 4.6798 1.2133 0.1052 -0.500 -0.00362 0.76551.50 3.7226 1.2478 0.1322 -0.500 -0.00173 0.7565

2.00 3.0191 1.3198 0.1414 -0.500 -0.00018 0.75662.50 2.6098 1.3464 0.1790 -0.500 -0.00095 0.74123.00 2.2923 1.3163 0.1853 -0.500 -0.00151 0.73773.50 2.0768 1.3049 0.1949 -0.500 -0.00214 0.74604.00 1.8753 1.3016 0.2057 -0.500 -0.00235 0.7561

Para Sismos de Intraplaca

Periodo (seg) C1 C2 C3 C4 C5 σσσσ

0.00 6.1921 1.1215 0.1594 -0.500 -0.00438 0.69330.075 7.1041 1.1689 0.0527 -0.500 -0.00590 0.68850.10 7.0325 1.2325 0.0169 -0.500 -0.00584 0.68270.20 6.9811 1.2478 0.0243 -0.500 -0.00468 0.62530.30 6.7913 1.1943 0.0670 -0.500 -0.00449 0.68120.40 6.5644 1.4063 0.0896 -0.500 -0.00505 0.66130.50 6.0785 1.4381 0.0976 -0.500 -0.00476 0.6785

0.75 5.4073 1.5479 0.1696 -0.500 -0.00488 0.70671.00 4.7446 1.4900 0.1480 -0.500 -0.00427 0.69321.50 4.1025 1.5545 0.1085 -0.500 -0.00386 0.62472.00 3.8238 1.7196 0.1258 -0.500 -0.00469 0.60382.50 3.4518 1.7530 0.1412 -0.500 -0.00505 0.60703.00 3.1254 1.7960 0.1651 -0.500 -0.00507 0.61143.50 2.6808 1.7574 0.2051 -0.500 -0.00445 0.62124.00 2.4383 1.7721 0.2612 -0.500 -0.00465 0.6178

Fuente: Jorge Chávez Obregón (2006).

Donde:

Sa(T) = Aceleración espectral en cm/s2, para el periodo T.

T = Periodo del sistema de un grado de libertad en seg.

Mw = Magnitud de momento sísmico.

R = Distancia hipocentral o distancia más cercana al área de ruptura en km.

3.7.3 Modelo de Atenuación Sísmica de Sadigh et al (1997)

Para los sismos continentales se ha utilizado la ley de atenuación

propuesta por Sadigh, Chang, Egan, Makdisi y Youngs (1997). Esta relación

está basada principalmente en sismos de la Costa Oeste de los Estados

Unidos y en datos obtenidos de los sismos de Gazli (Rusia, 1976) y Tabas(Irán, 1978), por medio de un análisis de regresión utilizando una base de





datos de 121 acelerogramas de terremotos, La medida del tamaño del

evento fue caracterizada por la magnitud momento (Mw>3.8), registrados

en sitios dentro de los 200 kilómetros de la superficie de ruptura; la

distancia empleada en el modelo, es definida como la menor distancia a laruptura.

Este modelo de atenuación de aceleraciones espectrales se aplica

a sismos continentales.

Cuadro N° 13 Relación de Atenuación para la Aceleración de la Respuesta Espectral Horizontal(con 5% de amortiguamiento) para los Terremotos de Subducción

(Propuesta por Sadigh et al 1997)Funcional adoptado para Roca:

. . ++ + + ……………. . .

Desviación estándar: ………………………….………. .

Para eventos con M ≤ 6.5.

Periodo (seg) C1 C2 C3 C4 C5 C6 C70.07 0.1320 1.2000 0.0072 -2.5536 1.5558 0.3000 -0.09890.10 0.3300 1.2000 0.0072 -2.5776 1.5558 0.3000 -0.04920.20 0.1836 1.2000 -0.0048 -2.4960 1.5558 0.3000 0.00000.30 -0.0684 1.2000 -0.0204 -2.4336 1.5558 0.3000 0.00000.40 -0.3576 1.2000 -0.0336 -2.3880 1.5558 0.3000 0.00000.50 -0.7056 1.2000 -0.0480 -2.3340 1.5558 0.3000 0.00000.75 -1.4496 1.2000 -0.0600 -2.2380 1.5558 0.3000 0.0000

1.00 -2.0460 1.2000 -0.0660 -2.1600 1.5558 0.3000 0.00001.50 -2.8880 1.2000 -0.0780 -2.0700 1.5558 0.3000 0.00002.00 -3.5340 1.2000 -0.0840 -2.0040 1.5558 0.3000 0.00003.00 -4.4400 1.2000 -0.0960 -1.9320 1.5558 0.3000 0.0000

Para eventos con M > 6.5.Periodo C1 C2 C3 C4 C5 C6 C7

0.07 -0.6480 1.3200 0.0072 -2.5536 -0.5814 0.6288 -0.09840.10 -0.4500 1.3200 0.0072 -2.5776 -0.5814 0.6288 -0.04920.20 -0.5964 1.3200 -0.0048 -2.4960 -0.5814 0.6288 0.00000.30 -0.8484 1.3200 -0.0204 -2.4330 -0.5814 0.6288 0.00000.40 -1.1376 1.3200 -0.0336 -2.3880 -0.5814 0.6288 0.00000.50 -1.4856 1.3200 -0.0480 -2.3340 -0.5814 0.6288 0.00000.75 -2.2296 1.3200 -0.0600 -2.2380 -0.5814 0.6288 0.00001.00 -2.8260 1.3200 -0.0660 -2.1600 -0.5814 0.6288 0.0000

1.50 -3.6684 1.3200 -0.0780 -2.0700 -0.5814 0.6288 0.00002.00 -4.3140 1.3200 -0.0840 -2.0040 -0.5814 0.6288 0.00003.00 -5.2200 1.3200 -0.0960 -1.9320 -0.5814 0.6288 0.0000

Fuente: Bolaños A. y Monroy O. (2004).

Donde:

Sa(T) = aceleración espectral en (g)

M = magnitud momento (Mw)

R = distancia más cercana a la rotura (Km)





Las desviaciones estándar del logaritmo natural de las ordenadas

espectrales estimadas para cada periodo son:

Cuadro N° 14 Desviación Estándar del modelosde atenuación de Sadigh et al 1997

Periodo (seg) 0.07 1.40-0.14M; 0.39 para M≥7.210.10 1.41-0.14M; 0.40 para M≥7.210.20 1.43-0.14M; 0.42 para M≥7.210.30 1.45-0.14M; 0.44 para M≥7.210.40 1.48-0.14M; 0.47 para M≥7.210.50 1.50-0.14M; 0.49 para M≥7.210.75 1.52-0.14M; 0.51 para M≥7.21

≥1.00 1.53-0.14M; 0.52 para M≥7.21

3.8 METODOLOGIA DE ANALISIS DE PELIGRO SISMICO UTILIZADA

La evaluación del peligro sísmica se efectuó en términos probabilísticos,

establecida como frecuencia de excedencia anual de respuestas de aceleraciones

espectrales, de estructuras elásticas con un amortiguamiento igual a 5% del

crítico, ubicadas sobre el basamento rocoso, considerando las incertidumbres

asociadas a la fuente de generación sísmica y a la propagación de las ondas.

La metodología utilizada en el presente estudio se basa en los

fundamentos matemáticos desarrollados inicialmente por Cornell (1968)

aplicando el teorema de probabilidad total (Ecuación Ec.22).

∑ ∭ , , ...…Ec.22

Y = parámetro indicativo de la respuesta espectral de aceleración (en este estudio).

νi = tasa anual de ocurrencia de sismos en la fuente i, superiores a un umbral

establecido

f Mi = función de densidad de magnitudes de la fuente i.

f Ri , | Mi = función de densidad de la distancia dada la magnitud, para la fuente i.

P[Y > y|m, r] = probabilidad de que un sismo de magnitud m a una distancia r produzca

una amplitud Y que exceda el valor y.

Una vez conocidas la sismicidad de las fuentes y los patrones de atenuación de las

ondas generadas en cada una de ellas, puede calcularse la amenaza sísmica

considerando la suma de los efectos de la totalidad de las fuentes sísmicas y la distancia

entre cada fuente y el sitio donde se encuentra la estructura. La amenaza, expresada en





términos de las tasas de excedencia de intensidades a, el programa de cómputo crisis

2007 Ver7.2 utiliza para el cálculo la siguiente expresión:

λ

| , …………………………. . .47

Donde:

La sumatoria abarca la totalidad de las fuentes sísmicas N, y Pr(A>a|M,R i) es la

probabilidad de que la intensidad exceda un cierto valor, dadas la magnitud del

sismo M, y la distancia entre la i-ésima fuente y el sitio Ri. Las funciones λ i(M) son

las tasas de actividad de las fuentes sísmicas. La integral se realiza desde M 0

hasta Mu, lo que indica que se toma en cuenta, para cada fuente sísmica, la

contribución de todas las magnitudes.

Conviene hacer notar que la ecuación anterior sería exacta si las fuentes sísmicas

fueran puntos. En realidad son volúmenes, por lo que los epicentros no sólo pueden

ocurrir en los centros de las fuentes sino, con igual probabilidad, en cualquier punto

dentro del volumen correspondiente. Se debe tomar en cuenta esta situación

subdividiendo las fuentes sísmicas en triángulos, en cuyo centro de gravedad se

considera concentrada la sismicidad del triángulo. La subdivisión se hace

recursivamente hasta alcanzar un tamaño de triángulo suficientemente pequeño como

para garantizar la precisión en la integración de la ecuación anterior.

En vista de que se supone que, dadas la magnitud y la distancia, la intensidad

tiene distribución lognormal, la probabilidad Pr(A>a|M, Ri) se calcula de la siguiente

manera:

> |, = φ 1

|, ………………………. .48

Siendo φ( ) la distribución normal estándar, E(A|M, Ri) el valor esperado del

logaritmo de la intensidad (dado por la ley de atenuación correspondiente) y σLna sucorrespondiente desviación estándar.

3.9 EVALUACION DEL PELIGRO SISMICO PROBABILISTICO (PSHA) EN LA

REGION ANCASH

Una vez conocidas la sismicidad de las fuentes y los patrones de

atenuación de las ondas generadas en cada una de ellas, incluyendo los efectos

de la geología local, puede calcularse el peligro sísmico considerando la suma de





los efectos de la totalidad de las fuentes sísmicas y la distancia entre cada fuente

y el sitio donde se encuentra el proyecto.

La evaluación del peligro sísmica se desarrolló a través del programa de

computación crisis2007 Ver7.2 (Instituto de Ingeniería, UNAM, Mexico, 2007),el cual calcula la amenaza sísmica a través de la metodología mencionada

anteriormente. Para lo que fue necesario suministrar a la base de datos del

programa, las coordenadas geográficas de las trazas las áreas de las fuentes

sismogénicas (Cuadro N°9),

El presente estudio se utilizó las fuentes de subducción IFF1, IFF2, IFF3,

IFF4 y IFF5, asumiendo que estas fuentes presentan mecanismos focales del

tipo compresivo, o de falla inversa, los cuales corresponden a sismos de

subducción de interfase. Así mismo, se utilizó las fuentes de subducción de

intraplaca superficial ISF6, ISF7, ISF8, ISF9 y ISF10, e intraplaca intermedia,

IIF11, IIF12, IIF13 y IIF14, asumiendo que estas fuentes presentan mecanismos

focales del tipo tensional, o de falla normal. Por su parte, para las fuentes

continentales fueron consideradas para el análisis, las fuentes CF15, CF16, CF17,

CF18, CF19 y CF20.

Los parámetros de las fuentes se muestran en el Cuadro N°10,

específicamente, los parámetros de la recurrencia de Gutenberg y Richter, la

tasa de sismicidad para magnitudes Mínima Umbral (Mc), el índice de

sismicidad en términos de logaritmo natural (β), el coeficiente de variación de

(c(β)), la magnitud máxima Observada, la magnitud máxima Esperada

(E(Mmax)), calculada mediante la relación entre el Área de ruptura y las

magnitudes de cada evento sísmico posible, escogiéndose la correlación de

Wells & Coppersmith (1994) y su desviación estándar de la magnitud máximaesperada (σMw).

Para el parámetro de atenuación sísmica se considero los siguientes

modelos de atenuación sísmica de aceleraciones espectrales para le basamento

rocoso:

Modelo de atenuación de Young et al (1997) para los sismos de

subducción, para las fuentes sismogénicas de Intraplaca

intermedia, como IIF11, IIF12, IIF13 y IIF14





Modelo de atenuación de J. Chávez Obregón (2006) para los

sismos de subducción, para las fuentes sismogénicas de interfase,

IFF1, IFF2, IFF3, IFF4 y IFF5, y para intraplaca superficial, ISF6,

ISF7, ISF8, ISF9 y ISF10 Modelo de Atenuación de Sadigh et al (1997) para sismos

continentales, para las fuentes sismogénicas CF15, CF16, CF17,

CF18, CF19 y CF20.

Se suministro las coordenadas geográficas de cada capital de provincia

de la región Ancash, como áreas de estudio, y se además se calculo al grilla de un

ancho de 0.5 de incremento en ambas direcciones, desde el origen -82°, -20°,

como se muestra en la figura N°60

Los parámetros de integración y periodos de retornos utilizados, son los

que se muestran en la figura N°61

Figura N° 60 Malla de puntos y lugares de análisis utilizados en el presente investigación

Figura N° 61 parámetros de integración utilizados en la presente investigación





Los resultados del análisis obtenidos con el programa CRISIS 2007, son

las aceleraciones horizontales esperadas para los periodos calculados de

T=0.00; 0.20; 1.00seg., correspondientes a los periodo de retorno de 50, 72, 475,

950 años; para la región Ancash, en las figuras N° 62, 63, 64, 65 se muestran losmapas de isoaceleraciones, para la aceleración máxima (PGA), T=0.00seg.

Figura N° 62 Mapa de isoaceleraciones máxima del terreno (PGA), T=0.00Seg, de un periodo de

retorno de 50 años, de una probabilidad de excedencia del 50%

Figura N° 63 Mapa de isoaceleraciones máxima del terreno (PGA), T=0.00Seg, de unperiodo de retorno de 72 años, de una probabilidad de excedencia del 50%





En las figuras N° 66, 67, 68, 69 se muestran los mapas de

isoaceleraciones, para la aceleraciones espectrales Sa(T), para T=0.20seg. y

diferentes periodos de retorno:

Figura N° 64 Mapa de isoaceleraciones máxima del terreno (PGA), T=0.00Seg, de un

periodo de retorno de 475 años, de una probabilidad de excedencia del 10%

Figura N° 65 Mapa de isoaceleraciones máxima del terreno (PGA), T=0.00Seg, de un

periodo de retorno de 950 años, de una probabilidad de excedencia del 10%





Figura N° 66 Mapa de isoaceleraciones para, T=0.20Seg, de un periodo de retorno de 50

años, de una probabilidad de excedencia del 50%







En las figuras N° 70, 71, 72, 73 se muestran los mapas de

isoaceleraciones, para la aceleraciones espectrales Sa(T), para T=1.00seg. y

diferentes periodos de retorno:












años de una robabilidad de excedencia del 50%





En la figura N°74 se muestran la Curva de peligro sísmico para todas las

capitales de provincias para la región Ancash, para Aceleración Máxima de

Movimiento en el basamento rocoso de la región.








1.0E-05

1.0E-04

1.0E-03

1.0E-02

1.0E-01

1.0E+00

0.1 1

P o r b a b i l i a d a d a

n u a l d e e x c e d e n c i a

Aceleracion Espectral (g)

Curva de Peligro Sismico Probabilisticode toda las provincias de la Region Ancash,

para la Aceleracion Espectral Sa(T), T=0.20seg.

huarmey

llamellin

huaraz

Aija

Bolognesi

Asuncion

Carhuaz

Casma

Corongo

Fitcarrald

Huari

Huaylas

Luzuriaga

Ocros

Pallasca

Pomabamba

Recuay

Santa

Sihuas

Yungay

1.0E-05

1.0E-04

1.0E-03

1.0E-02

1.0E-01

1.0E+00

0.1 1

P o r b a b i l i a d a d a n u a l d e e x c e d e n c i a

Aceleracion en (g)


para Aceleraciones Maxima (PGA) T=0.00seg.

Huarmey

Llamellin

Huaraz

Aija

Bolognesi

Asuncion

Carhuaz

Casma

Corongo

Fitcarrald

Huari

Huaylas

Luzuriaga

Ocros

Pallasca

PomabambaRecuay

Santa

Sihuas

Yungay

Figura N° 74 Curva de Peligro sísmico para el Basamento rocoso, en las provincias de la

región Ancash, para Aceleración Máxima del Terreno (PGA)


región Ancash, para Aceleración Espectral Sa(T), T=0.20seg.





1.0E-05

1.0E-04

1.0E-03

1.0E-02

1.0E-01

1.0E+00

1.00E-01 1.00E+00

P o r b a b i l i a d a d a n u a l d e e x c e d e n c i a

Aceleracion Espectral (g)


para la Aceleracion Espectral Sa(T), T=1.00seg.

Huarmey

Llamellin

Huaraz

Aija

Bolognesi

Asuncion

Carhuaz

Casma

Corongo

Fitcarrald

Huari

Huaylas

Luzuriaga

Ocros

Pallasca

Pomabamba

Recuay

Santa

Sihuas

Yungay


región Ancash, para Aceleración Espectral Sa(T), T=1.00seg.



UNASAM - FIC CAPITULO V


CAPITULO IV CAPITULO IV CAPITULO IV CAPITULO IV

ESPECTROS DE PELIGROESPECTROS DE PELIGROESPECTROS DE PELIGROESPECTROS DE PELIGROUUUUNIFORMENIFORMENIFORMENIFORME (UHS)(UHS)(UHS)(UHS) PARA PARA PARA PARA LA LA LA LA

REGIONREGIONREGIONREGION DEDEDEDE ANCASH ANCASH ANCASH ANCASH

Los espectros de peligro uniforme (UHS), se dan para una probabilidad

de excedencia (o periodo de retorno) determinada, el valor del movimiento en

función del periodo espectral que define el parámetro del movimiento.

Los valores de aceleración espectral recomendados para el diseño, se dan

para los períodos de retorno de 475 y 975 años y los períodos estructurales de

0.00seg, 0.20 y 1.00 seg., estos valores de los espectros de Peligro Uniforme

(UHS), son determinados por el programa de computo Crisis 2007 Ver 7.2

(Ordaz et al 2007), en base a los resultados obtenidos en las curvas de peligro

sísmico probabilístico.

Los espectros uniforme de peligro (UHS) que se presentan corresponden

a las capitales de las 20 provincias de la región Ancash, para los periodos de

retorno de 475 y 950, considerando un 10% de probabilidad de excedencia en

50 años y para los periodos estructurales (PGA, 0,2seg. y 1.00seg.) como se

muestran en las Figuras N°77 hasta la Figuras N°96





0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00

A c e l e r a c i o n

( g )

Periodo Estructural (seg)

Espectro Uniforme de Peligro (UHS)Huaraz

Tr= 475

Tr=950

0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )


Espectro Uniforme de Peligro (UHS)Pallasca

Tr= 475

Tr=950

Figura N° 77 Espectro Uniforme de Peligro (UHS) de aceleraciones de respuesta

elástica (amortiguamiento =5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y

950 años, en Huaraz


elástica (amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y

950 años, en Pallasca





0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )


Espectro Uniforme de Peligro (UHS)Santa

Tr= 475

Tr=950

0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )


Espectro Uniforme de Peligro (UHS)Corongo

Tr= 475

Tr=950



950 años, en Santa



950 años, en Corongo





0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )


Espectro Uniforme de Peligro (UHS)

Sihuas

Tr= 475

Tr=950

0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00

A c e

l e r a c i o n

( g )


Espectro Uniforme de Peligro (UHS)Huaylas

Tr= 475

Tr=950



950 años, en Sihuas


elástica (amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y950 años, en Huaylas





0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )



Pomabamba

Tr= 475

Tr=950

0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )



Casma

Tr= 475

Tr=950



950 años, en Pomabamba



950 años en Casma





0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )



Yungay

Tr= 475

Tr=950

0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00

A c e

l e r a c i o n

( g )


Espectro Uniforme de Peligro (UHS)Mariscal Luzuriaga

Tr= 475

Tr=950



950 años, en Yun a


elástica (amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y950 años, en Mariscal Luzuriaga





0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )



Huarmey

Tr= 475

Tr=950

0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )


Espectro Uniforme de Peligro (UHS) Aija

Tr= 475

Tr=950



950 años, en Huarme


elástica (amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y950 años, en Aija





0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )



Carhuaz

Tr= 475

Tr=950

0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )


Espectro Uniforme de Peligro (UHS) Asuncion

Tr= 475

Tr=950



950 años, en Pomabamba


elástica (amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y950 años, en Asunción





0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )



Carlos Fermin Fitcarrald

Tr= 475

Tr=950

0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )


Espectro Uniforme de Peligro (UHS) Antonio Raimondi

Tr= 475

Tr=950



950 años, en Carlos Fermín Fitcarrald


elástica (amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y950 años, en Antonio Raimondi





0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )



Recuay

Tr= 475

Tr=950

0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )


Espectro Uniforme de Peligro (UHS)Huari

Tr= 475

Tr=950



950 años, en Recuay


elástica (amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y950 años, en Huari





0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )



Ocros

Tr= 475

Tr=950

0.10 g

1.00 g

10.00 g

0.00 0.01 0.10 1.00


( g )


Espectro Uniforme de Peligro (UHS)Bolognesi

Tr= 475

Tr=950



950 años, en Ocros


elástica (amortiguamiento=5% del crítico) para los períodos de retorno de 475 y950 años, en Bolognesi





En el Cuadro N°15 se muestran los resultados de los 20 puntos de

análisis o capitales de las provincias de la región Ancash, utilizando todos los

modelos de atenuación, períodos de retornos (475, 950 años) y períodos

estructurales (0.00, 0.20 y 1.00 seg.) considerados en esta investigación.

Cuadro N° 15 Espectro Uniforme de Peligro Sísmico (UHS) para los periodos de retornode 475 y 950 y los periodos Estructurales de PGA, 0.2 y 1.00 seg


Periodo de Retorno Tr= 475 Tr=950

Periodo Estructural(seg.)

PGA(0.00)

(0.20) (1.00)PGA

(0.00)(0.20) (1.00)

Provincia Acel (g) Acel (g) Acel (g) Acel (g) Acel (g) Acel (g)

Huaraz 0.337 g 0.786 g 0.272 g 0.477 g 1.060 g 0.362 g

Pallasca 0.328 g 0.800 g 0.282 g 0.457 g 1.040 g 0.366 g

Santa 0.836 g 1.420 g 0.400 g 1.160 g 1.980 g 0.567 g

Corongo 0.331 g 0.811 g 0.284 g 0.468 g 1.070 g 0.370 g

Sihuas 0.351 g 0.846 g 0.326 g 0.466 g 1.070 g 0.408 g

Huaylas 0.295 g 0.748 g 0.274 g 0.424 g 0.983 g 0.363 g

Pomabamba 0.351 g 0.852 g 0.328 g 0.460 g 1.060 g 0.409 gCasma 0.730 g 1.260 g 0.376 g 1.070 g 1.830 g 0.542 g

Yungay 0.310 g 0.757 g 0.275 g 0.435 g 1.000 g 0.364 g

Mariscal Luzuriaga 0.374 g 0.871 g 0.349 g 0.483 g 1.080 g 0.431 g

Huarmey 0.912 g 1.536 g 0.414 g 1.282 g 2.140 g 0.592 g

Aija 0.329 g 0.746 g 0.271 g 0.479 g 1.020 g 0.370 g

Carhuaz 0.331 g 0.791 g 0.279 g 0.472 g 1.050 g 0.369 g

Asuncion 0.337 g 0.842 g 0.304 g 0.456 g 1.070 g 0.387 g

Carlos FerminFitcarrald

0.347 g 0.856 g 0.319 g 0.460 g 1.080 g 0.400 g

Antonio Raimondi 0.427 g 0.920 g 0.403 g 0.532 g 1.120 g 0.476 g

Recuay 0.305 g 0.744 g 0.267 g 0.443 g 1.010 g 0.357 g

Huari 0.341 g 0.855 g 0.307 g 0.462 g 1.080 g 0.394 g

Ocros 0.386 g 0.799 g 0.285 g 0.558 g 1.110 g 0.391 g

Bolognesi 0.333 g 0.797 g 0.271 g 0.477 g 1.070 g 0.360 gFuente: Elaboración Propia





CAPITULO V CAPITULO V CAPITULO V CAPITULO V

DISCUSION DE RESULTADOSDISCUSION DE RESULTADOSDISCUSION DE RESULTADOSDISCUSION DE RESULTADOS

5.1 PELIGRO SÍSMICO PROBABILISTICO DE LA REGION DE ANCASH

(PSHA)

Los resultados mostrados en el capítulo III, Figura N°74, se aprecia las

curvas de peligro sísmicos para todas las capitales de las provincias de la región

Ancash.

A continuación se muestra los limites propuesta por VISION 2000, en

donde recomienda que se verifique el desempeño de las estructuras ante los

cuatro eventos sísmicos, ver cuadro N°16

Cuadro N° 16 . Sismos recomendados por el Comité VISION 2000

Sismo Vida Útil TProbabilidad de

Excedencia P*

Período medio de

Retorno, tr

Tasa Anual de

excedencia

Frecuente 35 años 50% 50 años 0.02310

Ocasional 50 años 50% 72 años 0.01386

Raro 50 años 10% 475 años 0.00211

Muy raro 100 años 10% 950 años 0.00105

Fuente: VISION 2000 Report on performance based seismic engineering of buildings





Dos aspectos son necesarios destacar con relación a la Cuadro N°16 el

primero de ellos se refiere, a que los períodos de retorno son para edificios, para

otro tipo de estructuras como presas no son aplicables y el segundo al hecho de

que estos períodos fueron obtenidos en base a la sismicidad de los U.S.A.,fundamentalmente del Estado de California (Roberto Aguiar Falconí 2004)

En la figura N°97 se gráfica los limites propuesto por visión2000 los

cuales se muestra por líneas punteadas, el valor de probabilidad anual de

excedencia que corresponden a los periodos de retorno de 50, 72, 475 y 950

años.

De la figura N°97 se aprecia la probabilidad anual de excedencia de las

aceleraciones máximas (PGA) en la región Ancash; aplicando los limites

propuestos por visión2000, se puede observar que las aceleraciones para

eventos frecuentes, con un periodo de retorno de 50 años y una probabilidad de

excedencia del 50%, las aceleraciones varían desde 0.106g hasta el valor de

Aceleraciones en la región Ancash para

un periodo de retorno de Tr= 475

Figura N° 97 Curva de Peligro sísmico para el Basamento rocoso, en las provincias

de la región Ancash, para Aceleración Máxima del Terreno (PGA) y límites

propuesto por visión 2000





0.324g, los cuales ocurren en las provincias Huaraz y Huarmey

Respectivamente.

Para eventos ocasionales con un periodo de retorno de 72 años y una

probabilidad de excedencia del 50%, las aceleraciones varían desde 0.127ghasta el valor de 0.385g, los cuales ocurren en las provincias Huaraz y Huarmey

Respectivamente.

Para eventos Raros con un periodo de retorno de 475 años y una

probabilidad de excedencia del 10%, las aceleraciones varían desde 0.333g

hasta el valor de 0.912g, los cuales ocurren en las provincias Huaraz y Huarmey

Respectivamente.

Para eventos muy raros con un periodo de retorno de 950 años y una

Probabilidad de Excedencia del 10%, las aceleraciones varían desde 0.424g

hasta el valor de 1.282g, los cuales ocurren en las provincias Huaylas y Huarmey

Respectivamente.

Se realiza la comparación de las aceleraciones en tres capitales de las

provincias, obtenidas en esta investigación, con la norma E-030 2003, Tesis de

Bolaños y Monroy11 y la Tesis de Carlos Gamarra12; las cuales representan la

máxima y mínima aceleración y la que se encuentran mas al Nor Este, los

valores de obtenidos de las dos Tesis mencionadas se pueden observar en las

figuras N°98 y 99, y se muestran en el cuadro N°17

11 Tesis “ESPECTROS DE PELIGRO SISMICO UNIFORME“ para optar el grado de magíster en ingeniería civil de los Ing.Ana Malena Bolaños Luna, el Ing. Omar Manuel Monroy Concha del Año 2004, PUCP12 Tesis “NUEVAS FUENTES SISMOGÉNICAS PARA LA EVALUACIÓN DEL PELIGRO SÍSMICO Y GENERACIÓN DEESPECTROS DE PELIGRO UNIFORME EN EL PERÚ” para optar el Titulo Profesional de ingeniería civil del Bach. CarlosGamarra en el Año 2009, UNI

-78° -76°

- 8 °

- 1 0 °

Figura N° 98 Mapa de

ordenadas Espectrales

T=0.00seg, Propuestopor Bolaños y Monroy

del 2004





-79° -77°

- 8 °

- 1 0 °

-75°

Cuadro N° 17 Comparación de las aceleraciones obtenidos en esta investigación con el

reglamento E-030 y Otras

Capitales deProvincias

Coordenadas E-030 del2003

Tesis BolañosMonroy 2004

Tesis CarlosGamarra

2009

EstaInvestigación

2011Long.° Lat.°

Huarmey -78.114 -9.96886 0.400 g 0.390 g 0.540 g 0.912 gHuaraz -77.500 -9.42083 0.400 g 0.270 g 0.400 g 0.337 g

Llamellin -7.6.999 -9.04247 0.400 g 0.248 g 0.320 g 0.435 g


5.2 ESPECTRO UNIFORME DE PELIGRO (UHS)

El comportamiento mostrado en los espectros de amenaza uniforme es

semejante en el resto de puntos evaluados y los períodos de retorno fijados,

dicho comportamiento se refiere al incremento de la aceleración esperada enroca, desde la aceleración máxima PGA con T=0.00Seg. hasta períodos de

0.10seg. y después manteniéndose aproximadamente horizontal hasta los

0,25seg., donde se alcanzan las mayores amplitudes y a partir de la cual

comienza a disminuir con el incremento de los períodos estructurales. La

respuesta obtenida para períodos estructurales de 1seg. es inferior a las

aceleraciones pico del movimiento (PGA).

Los resultados evidencian las variaciones de la respuesta de aceleraciónespectral esperada en roca, de acuerdo al punto de ubicación dentro del Área de

Figura N° 99 Mapa de Isoaceleraciones Espectrales

T=0.00seg. propuesto por Carlos Gamarra el 2009





0.04 g

0.11 g

0.33 g

1.00 g

3.00 g

0.00 0.20 0.40 0.60 0.80 1.00 1.20 1.40 1.60 1.80 2.00 2.20 2.40 2.60 2.80 3.00


( g )


Comparacion del Espectro Uniforme de Peligro (UHS)Vs el Espectro Inelastico de pseudo-aceleracion de la Norma E-030

(zona 3, Zuelo Rocoso o firme)

(UHS) Huarmey

Norma E-030

Huaraz

Llamellin

la región Ancash, verificándose que la aceleración incrementa de norte a sur,

alcanzando las mayores respuestas en la zona cercanas a la costa,

específicamente al Sur Oeste de la región, con aceleraciones mayores a 0.912g,

mientras que en la zona central de la se obtuvo una aceleración de 0.333g yhacia el Norte Este de 0.427g.

Los resultados obtenidos presentan discrepancias a los valores

reportados con la norma E0.30-2003, de Diseño Sismo Resistente, del

Reglamento Nacional de Edificaciones (Perú – Actualizado el 2009), donde se

asigna el valor de aceleración máxima del terreno como 0.40g para toda la

región Ancash, y la aceleración máxima obtenida en este trabajo, para un

Tr=475 años, y una probabilidad de excedencia del 10%, para un tiempo de

exposición de 50 Años, el valor es 0.912g; para lo que se define el valor de

aceleración efectiva (2/3 de la aceleración máxima) esperados en Huarmey es

de 0.608g; lo que resulta de gran interés desde el punto de vista de la

ingeniería, para lograr un análisis y diseño sismorresistente óptimo, con una

relación costo seguridad más ajustado a las respuestas esperadas.

A continuación se compara el espectro propuesto por la Norma E-030

para la zona sísmica 3 en roca o suelos firme, con el espectro uniforme de

peligro (UHS) para las provincias de Huarmey, Huaraz y Llamellin.

Figura N° 100 Comparación del espectro uniforme de peligro (UHS) con el

espectro de Diseño de la Norma E-030, para tres Provincias





Se puede observar que el espectro uniforme de peligro (UHS) para la

Provincia de Huarmey para T=0.00seg el valor es inferior al valor del espectro

de la Norma E-030, cuanto el periodo estructural aumenta a T=0.10seg el valor

del (UHS) aumenta a 2.782g, cuando T=0.20seg el valor disminuye hasta el valorde 1.536g, los valores del (UHS) para estos dos periodos son muy superiores a lo

que muestra la norma hasta un 180% mayor; a partir de T=0.40seg hasta

T=1.00seg. los valores del (UHS) son menores que los obtenidos por la norma;

por ultimo cuando el periodo va desde T=1.00seg a T=3.00seg. los valores de las

aceleraciones espectrales disminuyen desde el 0.414g hasta 0.133g, los cuales

siguen siendo superiores en comparación a los valores de la Norma E-030.

De la figura N°100 también se aprecia que el (UHS) para Huaraz es menor en

todos sus periodos, en comparación a lo establecido por la norma E-030;

también se observa que para la provincia de Antonio Raimondi, capital

Llamellin su espectro uniforme de peligro (UHS), desde T=0.00seg hasta

T=0.90seg los valores del (UHS) son menores a lo propuesto por la norma E-

030; desde T=0.90seg hasta T=1.9seg los valores del (UHS) son mayores a los

propuesto por el E-030, luego para los periodos T=1.9sega hasta T=3.00seg. los

valores del (UHS) son menores que los del espectro de la norma.



UNASAM - FIC CAPITULO VI


CAPITULO VICAPITULO VICAPITULO VICAPITULO VI

CONCLUSIONES Y CONCLUSIONES Y CONCLUSIONES Y CONCLUSIONES Y

RECOMENDACIONESRECOMENDACIONESRECOMENDACIONESRECOMENDACIONES

6.1 CONCLUSIONES

• Se ha Redefinido las fuentes 20 Sismogenicas propuesta por el cismid, lascuales, se subdividen en función a los mecanismos focales de generación,

como se describe a continuación: 5 son subducción de interfase, 5 son

por subducción de intraplaca superficial, 4 se dan por subducción de

intraplaca intermedia y las últimas 6 se dan por reacomodo de la corteza.

• Las Fuentes Sismogenicas de la presente investigación se han modelado

mediante regresión polinómica planar, según la sismicidad promedio de

cada fuente, estas superficies se ajusta al modelo de la geometría sesubducción propuesto por Tavera y Buforn en 1998

• Los parámetros sismológicos de las fuentes se calcularon en base a la

magnitud de momento Mw, para lo cual se utilizo el programa

Sismológico Zmap Ver 6 , desarrollado por Stefan Wiemer 2005

• Para homogeneizar el catalogo sísmico compilado en este trabajo se

propuso una correlación entre la magnitud de momento Mw y la

magnitud de ondas de cuerpo MB, el cual tiene un coeficiente de





correlación de 0.9501, el cual indica que la correlación es aceptable

estadísticamente

• La utilización de la magnitud de momento Mw se realizo debido a que los

modelos de atenuación existente a la fecha se basan a esta magnitud; asítambién esta escala, no esta sujeta al fenómeno de saturación, tal así

como ocurre con las otras escalas.

• La evaluación del peligro sísmico para la región Ancash utilizando el

Programa Crisis 2007ver 7.2 desarrollado por (Ordaz, Aguilar y Arboleda

2007), se a podido determinar que para una probabilidad de excedencia

de 10% en 50 años de vida útil para una aceleración de 0.4g, para T=0.0seg

(PGA), la mayor probabilidad de ocurrencia de un evento sísmico se daen la capital de provincia de huarmey, mientras que la menor

probabilidad de Ocurrencia se da en la capital de la provincia de Huaylas.

• Como se emplearon los modelos de atenuación para ordenadas

espectrales para respuestas horizontales, con un amortiguamiento del

5% se pudo generaron mapas de isoaceleraciones espectrales para los

periodos estructurales de T=0.00seg (PGA), T=0.20seg y T=1.00seg, para

toda la región Ancash.• De los mapas de Isoaceleraciones espectrales para un amortiguamiento

del 5% y un tiempo de retorno, se concluye que las mayores

aceleraciones en la región Ancash se distribuyen de la zona costera Sur -

Oeste, mientras que en al zona central presenta las menores

aceleraciones, mientras luego para la zona Nor-Este se presenta un leve

incremento del orden del 0.10g mas.

• Utilizando el programa crisis 2007 Ver7.2 se generaron los espectro deuniforme de peligro (UHS), para todas las capitales de las provincias de la

región Ancash, para los periodos de retorno de 475 y 950años.

• Comparando los resultados del espectro uniforme de peligro (UHS)

obtenidos en esta investigación con el espectro de inelástico de diseño de

la Norma E-030, para un periodo de retorno de 475 años, en el punto de

mayor probabilidad de ocurrencia del peligro sísmico; el cual la ciudad

de huarmey, se concluye que el espectro propuesto por la norma no es eladecuado para los periodos que van desde 0.075seg hasta 0.20seg, en





donde se observa que las aceleraciones alcanzan valores de hasta 2.782g

en menos de 0.125seg, tiempo en que las estructuras van estar expuestas

a esta aceleraciones, también se observa que los valores de las

aceleraciones que van desde 0.80seg hasta 3.00seg a mas los valores del(UHS) hallado es mayor en comparación a la norma.

6.2 RECOMENDACIONES

• Se recomienda realizar estudios al respecto de las fallas de quiches y del

Sistema de fallas de la cordillera blanca para poder incluirlas como

fuentes Sismogenicas lineales, y ver el aporte que generan estas.

• Desarrollar nuevos modelos de atenuación para la sismicidad de cortezapara la realidad nacional, ya que hasta la fecha solo existe un modelo de

atenuación desarrollada por el Cismid & J. Chávez Obregón del 2006,

para sismos de subducción.

• Se recomienda ir actualizando los parámetros sismogénicas como

mejorar la identificación de las fuentes sismogénicas para poder obtener

valores de peligró sísmico con mayor aproximación.

• En cuanto al espectro de diseño se recomiendo actualizar la norma sismoresistente E-030 incluyendo los parámetros de isoaceleraciones y

proponiendo un mejor modelo del espectro inelástico de diseño, que se

ajuste mejor a los últimos eventos sísmicos ocurridos en la actualidad.



UNASAM - FIC REFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS


REFERENCIAS BIBLIOGRAFICASREFERENCIAS BIBLIOGRAFICASREFERENCIAS BIBLIOGRAFICASREFERENCIAS BIBLIOGRAFICAS

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[32] Stefan Wiemer and Max Wyss, (2000): “Minimum Magnitude of Completeness in

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[33] Bendito, América, Rivero, Pedro Y Lobo Quintero, William. (2002), “Variación Espacio-

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[35] AGUIAR FALCONI, Roberto (2004). “Espectros sísmicos de riesgo uniforme para

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[38] Carlos Gamarra (2009), “Nuevas Fuentes Sismogénicas Para La Evaluación Del

Peligro Sísmico Y Generación De Espectros De Peligro Uniforme En El Perú ”, Tesis

de grado Universidad Nacional De Ingeniería, Lima, Perú.

[39] Catalogo Sísmico de IGP versión actualizada al 2005

[40] Catalogo sísmico del del National Earthquake Information Center (NEIC)

[41] http://www.ecapra.org/capra_wiki/es_wiki/index.php?title=CRISIS_2007

[42] http://www.scielo.org.ve/scielo.php?script=sci_arttext&pid=S0376-

723X2002000100001&lng=es&nrm=iso



UNASAM - FIC ANEXOS


ANEXO A ANEXO A ANEXO A ANEXO A

((((ESCALA DE INTENSIDADES DE MERCALLIESCALA DE INTENSIDADES DE MERCALLIESCALA DE INTENSIDADES DE MERCALLIESCALA DE INTENSIDADES DE MERCALLI

MODIFICADA MODIFICADA MODIFICADA MODIFICADA))))

I. No se advierte sino por unas pocas personas y en condiciones de perceptibilidad

especialmente favorables.

II. Se percibe sólo por algunas personas en reposo, particularmente las ubicadas en los

pisos superiores de los edificios.

III. Se percibe en los interiores de los edificios y casas. Sin embargo, muchas personas

no distinguen claramente que la naturaleza del fenómeno es sísmica, por su

semejanza con la vibración producida por el paso de un vehículo liviano. Es posible

estimar la duración del sismo.

IV. Los objetos colgantes oscilan visiblemente. Muchas personas lo notan en el interiorde los edificios aún durante el día. En el exterior, la percepción no es tan general. Se

dejan oír las vibraciones de la vajilla, puertas y ventanas. Se sienten crujir algunos

tabiques de madera. La sensación percibida es semejante a la que produciría el paso

de un vehículo pesado. Los automóviles detenidos se mecen.

V. La mayoría de las personas lo perciben aún en el exterior. En los interiores, durante

la noche, muchas personas despiertan. Los líquidos oscilan dentro de sus recipientes

y aún pueden derramarse. Los objetos inestables se mueven o se vuelcan. Los

péndulos de los relojes alteran su ritmo o se detienen. Es posible estimar la dirección

principal del movimiento sísmico.

VI. Lo perciben todas las personas. Se atemorizan y huyen hacia el exterior. Se siente

inseguridad para caminar. Se quiebran los vidrios de las ventanas, la vajilla y los

objetos frágiles. Los juguetes, libros y otros objetos caen de los armarios. Los

cuadros suspendidos de las murallas caen. Los muebles se desplazan o se vuelcan. Se

producen grietas en algunos estucos. Se hace visible el movimiento de los árboles y

arbustos, o bien, se les oye crujir. Se siente el tañido de las campanas pequeñas de

iglesias y escuelas.

VII. Los objetos colgantes se estremecen. Se experimenta dificultad para mantenerse enpie. El fenómeno es percibido por los conductores de automóviles en marcha. Se

producen daños de consideración en estructuras de albañilería mal construidas o

mal proyectadas. Sufren daños menores (grietas) las estructuras corrientes de

albañilería bien construidas. Se dañan los muebles. Caen trozos de estuco, ladrillos,

parapetos, cornisas y diversos elementos arquitectónicos. Las chimeneas débiles se

quiebran al nivel de la techumbre. Se producen ondas en los lagos; el agua se

enturbia. Los terraplenes y taludes de arena o grava experimentan pequeños

deslizamientos o hundimientos. Se dañan los canales de hormigón para regadío.

Tañen todas las campanas.



UNASAM - FIC ANEXOS


VIII. Se hace difícil e inseguro el manejo de vehículos. Se producen daños de

consideración y aún el derrumbe parcial en estructuras de albañilería bien

construidas. En estructuras de albañilería especialmente bien proyectadas y

construidas sólo se producen daños leves. Caen murallas de albañilerña. Caen

chimeneas en casas e industrias; caen igualmente monumentos, columnas, torres yestanques elevados. Las casas de madera se desplazan y aún se salen totalmente de

sus bases. Los tabiques se desprenden. Se quiebran las ramas de los árboles. Se

producen cambios en las corrientes de agua y en la temperatura de vertientes y

pozos. Aparecen grietas en el suelo húmedo, especialmente en la superficie de las

pendientes escarpadas.

IX. Se produce pánico general. Las estructuras de albañilería mal proyectadas o mal

construidas se destruyen. Las estructuras corrientes de albañilería bien construidas

se dañan y a veces se derrumban totalmente. Las estructuras de albañilería bien

proyectadas y bien construidas se dañan seriamente. Los cimientos se dañan. Las

estructuras de madera son removidas de sus cimientos. Sufren daños considerables

los depósitos de agua, gas, etc. Se quiebran las tuberías (cañerías) subterráneas.

Aparecen grietas aún en suelos secos. En las regiones aluviales, pequeñas cantidades

de lodo y arena son expelidas del suelo.

X. Se destruye gran parte de las estructuras de albañilería de toda especie. Se

destruyen los cimientos de las estructuras de madera. Algunas estructuras de

madera bien construidas, incluso puentes, se destruyen. Se producen grandes daños

en represas, diques y malecones. Se producen grandes desplazamientos del terreno

en los taludes. El agua de canales, ríos, lagos, etc. sale proyectada a las riberas.

Cantidades apreciables de lodo y arena se desplazan horizontalmente sobre las

playas y terrenos planos. Los rieles de las vías férreas quedan ligeramente

deformados.

XI. Muy pocas estructuras de albañilería quedan en pie. Los rieles de las vías férreas

quedan fuertemente deformados. Las tuberías (cañerías subterráneas) quedan

totalmente fuera de servicio.

XII. El daño es casi total. Se desplazan grandes masas de roca. Los objetos saltan al aire.Los niveles y perspectivas quedan distorsionados.



UNASAM - FIC ANEXOS


ANEXO B ANEXO B ANEXO B ANEXO B

((((CALCULO DE LA DEMANDA SÍSMICA PORCALCULO DE LA DEMANDA SÍSMICA PORCALCULO DE LA DEMANDA SÍSMICA PORCALCULO DE LA DEMANDA SÍSMICA POR

ESPECTRO DE DISEÑO SEGÚN NORMA EESPECTRO DE DISEÑO SEGÚN NORMA EESPECTRO DE DISEÑO SEGÚN NORMA EESPECTRO DE DISEÑO SEGÚN NORMA E----

030030030030))))

Según el Reglamento Nacional de Edificaciones Peruano actualizado

2009, en la Norma E-030, Articulo 18 Análisis Dinámico; ítem 18.2 análisis

modal espectral, sección (b) Aceleración Espectral

Para cada una de las direcciones horizontales analizadas se utilizará un espectro

inelástico de pseudo-aceleraciones definido por:

... . Dónde:

Z: Factor de Zona

U: Factor de Uso o Importancia

C: Coeficiente de Amplificación Sísmica

S: Factor de Suelo

R: Coeficiente de reducción de solicitaciones sísmicas

g: Aceleración de la Gravedad (981 cm/seg2)

Z: Factor de Zona

A cada zona se asigna un factor Z según se indica en la Tabla N°1. Este factor se

interpreta como la aceleración máxima del terreno con una probabilidad de 10

% de ser excedida en 50 años.

Tabla N°1

FACTORES DE ZONA

(Z)

3 0,4

2 0,3

1 0,15



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S: Factor de Suelo

Para los efectos de esta Norma, los perfiles de suelo se clasifican tomando en

cuenta las propiedades mecánicas del suelo, el espesor del estrato, el períodofundamental de vibración y la velocidad de propagación de las ondas de corte.

Los tipos de perfiles de suelos son cuatro:

Tabla Nº2

Parámetros del Suelo

Tipo Descripción Tp (s) S

S1 Roca o suelos muy rígidos 0,4 1,0

S2 Suelos intermedios 0,6 1,2

S3 Suelos flexibles o con estratos de gran espesor 0,9 1,4

S4 Condiciones excepcionales * *

(*) Los valores de Tp y S para este caso serán establecidos por el especialista, pero en ningún caso serán

menores que los especificados para el perfil tipo S3.

C: Coeficiente de Amplificación Sísmica

Este coeficiente se interpreta como el factor de amplificación de la respuesta

estructural respecto de la aceleración en el suelo. De acuerdo a las

características de sitio, se define el factor de amplificación sísmica (C) por la

siguiente expresión:

. ; ≤ .

Dónde:

T es el período Fundamental

El período fundamental para cada dirección se estimará con la siguiente

expresión:

= ℎ

Dónde:

CT=35 para edificios cuyos elementos resistentes en la dirección

considerada sean únicamente pórticos.

CT=45 para edificios de concreto armado cuyos elementos

sismorresistentes sean pórticos y las cajas de ascensores yescaleras.



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CT=60 para estructuras de mampostería y para todos los edificios

de concreto armado cuyos elementos sismorresistentes sean

fundamentalmente muros de corte.

U: Factor de Uso o Importancia

Cada estructura debe ser clasificada de acuerdo con las categorías indicadas en

la Tabla N° 3. El coeficiente de uso e importancia (U) definido en la Tabla N° 3 se

usará según la clasificación que se haga.

Tabla N° 3CATEGORÍA DE LAS EDIFICACIONES

CATEGORÍA DESCRIPCIÓN FACTOR U

AEdificaciones

Esenciales

Edificaciones esenciales cuya función no deberíainterrumpirse inmediatamente después que ocurra un sismo,como hospitales, centrales de comunicaciones, cuarteles debomberos y policía, subestaciones eléctricas, reservorios deagua.

Centros educativos y edificaciones que puedan servir derefugio después de un desastre.También se incluyen edificaciones cuyo colapso puederepresentar un riesgo adicional, como grandes hornos,depósitos de materiales inflamables o tóxicos.

1,5

BEdificacionesImportantes

Edificaciones donde se reúnen gran cantidad de personascomo teatros, estadios, centros comerciales, establecimientospenitenciarios, o que guardan patrimonios valiosos comomuseos, bibliotecas y archivos especiales.También se considerarán depósitos de granos y otrosalmacenes importantes para el abastecimiento

1,3

CEdificaciones

Comunes

Edificaciones comunes, cuya falla ocasionaría pérdidas decuantía intermedia como viviendas, oficinas, hoteles,restaurantes, depósitos e instalaciones industriales cuya fallano acarree peligros adicionales de incendios, fugas decontaminantes, etc.

1,0

DEdificaciones

Menores

Edificaciones cuyas fallas causan pérdidas de menor cuantía ynormalmente la probabilidad de causar víctimas es baja, comocercos de menos de 1,50m de altura, depósitos temporales,pequeñas viviendas temporales y construcciones similares.

(*)

(*) En estas edificaciones, a criterio del proyectista, se podrá omitir el análisis por fuerzas sísmicas, perodeberá proveerse de la resistencia y rigidez adecuadas para acciones laterales.

R: Coeficiente de reducción de solicitaciones sísmicas

Los sistemas estructurales se clasificarán según los materiales usados y el

sistema de estructuración sismorresistente predominante en cada dirección tal



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como se indica en la Tabla N°6. Según la clasificación que se haga de una

edificación se usará un coeficiente de reducción de fuerza sísmica (R). Para el

diseño por resistencia última las fuerzas sísmicas internas deben combinarse

con factores de carga unitarios. En caso contrario podrá usarse como (R) losvalores establecidos en Tabla N°6 previa multiplicación por el factor de carga de

sismo correspondiente.

Tabla N°6SISTEMAS ESTRUCTURALES

Sistema Estructural Coeficiente de Reducción, RPara estructuras regulares

(*)(**)

Acero

Pórticos dúctiles con uniones resistentes a momentos.Otras estructuras de acero:Arriostres Excéntricos.Arriostres en Cruz.

9,5

6,56,0

Concreto ArmadoPórticos (1).Dual (2).De muros estructurales (3).Muros de ductilidad limitada (4)

8764

Albañilería Armada o Confinada(5) 3

Madera (Por esfuerzos admisibles) 7

1. Por lo menos el 80% del cortante en la base actúa sobre las columnas de los pórticos quecumplan los requisitos de la NTE E.060 Concreto Armado. En caso se tengan murosestructurales, estos deberán diseñarse para resistir una fracción de la acción sísmica total deacuerdo con su rigidez.

2. Las acciones sísmicas son resistidas por una combinación de pórticos y muros estructurales. Lospórticos deberán ser diseñados para tomar por lo menos 25% del cortante en la base. Los murosestructurales serán diseñados para las fuerzas obtenidas del análisis según Artículo 16 (16.2)

3. Sistema en el que la resistencia sísmica está dada predominantemente por muros estructuralessobre los que actúa por lo menos el 80% del cortante en la base.

4. Edificación de baja altura con alta densidad de muros de ductilidad limitada.5. Para diseño por esfuerzos admisibles el valor de R será 6

(*) Estos coeficientes se aplicarán únicamente a estructuras en las que los elementos verticales yhorizontales permitan la disipación de la energía manteniendo la estabilidad de la estructura. Nose aplican a estructuras tipo péndulo invertido.

(**) Para estructuras irregulares, los valores de R deben ser tomados como ¾ de los anotados en laTabla. Para construcciones de tierra referirse a la NTE E.080 Adobe. Este tipo de construccionesno se recomienda en suelos S3, ni se permite en suelos S4.

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