ingenieria sisimica
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7/24/2019 Ingenieria Sisimica
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MATERIA: ING. SISMICA PROFESOR: DR. JAIME F. ARGUDO
UNIVERSIDAD CATOLICA DESANTIAGO DE GUAYAQUIL
CAPITULO 2 SISMOLOGIA
2.2 Medicin de sismos
2.2.1 Intensidad: diferentes escalas, isosistas
2.2.2 Magnitud: diferentes clases de magnitudes
2.2.3 Leyes de Atenuacin2.2.4 instrumentacin ssmica: acelergrafos, sismgrafos
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MATERIA: ING. SISMICA PROFESOR: DR. JAIME F. ARGUDO
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El reporte de un sismo incluye una descripcin del dao causado, adems de
los datos sobre su localizacin y tamao (magnitud).
Localizacin de un Sismo
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Intensidad: Medida subjetiva de los efectos del terremoto, sobre labase de las descripciones de cmo fue sentido y los daos queproduce. La Escala Modificada de Mercalli tiene diferentes grados, losefectos varan entre I (imperceptible excepto bajo condicionesfavorables especiales) hasta XII (dao total).
Magnitud: es la medida del tamao del sismo en funcin de lacantidad de energa liberada durante un terremoto. Se puede expresaren la Escala de Richter.
Momento de un terremoto: es una medida del tamao del terremotorelacionado con la liberacin de fuerzas (cuplas) en el rea de la falla.
Sus dimensiones son [Nm].
Magnitud de Momento (Mw): Es la magnitud de un terremoto usandoel Momento ssmico.
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El primer sistema para comparar terremotos que data del 1800s en elsur de Europa. Las primeras escalas comparaban los efectos de untemblor con otro, y cmo varaba de una zona a otra.
En el siglo XX, dos escalas de intensidad eran usadas: la de Rossi-Forel, con nmeros desde I al X y la de Mercalli, del I al XII; donde losnmeros ms grandes representan mayor intensidad (mayormovimiento).
En 1931, Wood y Neumann publican la Escala modificada de
Mercalli , de esta manera se tiene una sola escala de medicin. Estdividida en doce nmeros romanos. Una intensidad de I es la msdbil, simboliza que no hay movimiento perceptible; mientras que unaintensidad de XII es la mayor, e indica dao catastrfico en el rea,con movimientos que exceden la aceleracin de gravedad. Por suerte,intensidad XII es muy poco vista, incluso en sismos muy fuertes.
Intensidad de un Sismo
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Con los reportes suficientes, de distintas localidades, se puede obtener
regiones que sintieron de una misma manera un sismo dado; estaszonas de igual intensidad se delimitan por lneas llamadas Isosistas(isosismas), con las cuales se construyen mapas como el de la figura.Estos forman figuras concntricas de menor a mayor intensidad.
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La intensidad de un sismo depende de la distancia, la magnitud,
el mecanismo focal, la Geologa regional y el tipo de suelo
bajo el sitio de inters. Esto ultimo se llama efecto de sitio.
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La ecuacin o ley de atenuacin es una expresin semiemprica que relaciona
Magnitud-Distancia-Intensidad Ssmica; entendindose por estas ltimas palabras
a la aceleracin, velocidad, desplazamiento e intensidad propiamente dicha de
eventos ssmicos; estas relaciones se obtienen de los datos que existen sobre los
parmetros mencionados.
Las Leyes de Atenuacin se basan en dos principios fundamentales:
1. A una misma distancia, R se espera que intensidad ssmica (aceleracin,
velocidad, desplazamiento o intensidad Mercalli) sea la misma.
2. La intensidad ssmica disminuye conforme la distancia aumenta y viceversa.
Los Efectos de Sitio no son considerados en la formulacin de una Ley de
Atenuacin y eso puede llevar a grandes errores en la estimacin de la intensidad
para un sitio determinado donde existen Efectos de Sitio.
Leyes de Atenuacin del Movimiento del Terreno
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Ejemplos de Leyes de Atenuacin de la Aceleracin mxima de suelo.
REGIN LEY DE ATENUACON AUTOR
Chile-Argentina
PerPer
Ecuador
Venezuela-
Transcurrentes
USA-Transcurrentes
USA-Japn-Europa
ln Amax = 8.54 + 0.57M - 1.73 ln (R+60)
ln Amax = 8.18 + 0.68M - 1.63 ln (R+60)ln Amax = 4.23 + 0.8M - ln (R+25)
ln Amax = 6.35 + 0.99M - 1.76 ln (R+40) 0.6
ln Amax = 3.75 + 0.47M - 0.57 ln (R+10) 0.67
ln Amax = 6.98 + 0.5M - 1.25 ln (R+25)
ln Amax = 0.14 IMM + 0.24M - 0.68 log R + b
b =0.60 Costa Occidental USA
b =0.69 Japn, b =0.88 Europa
Saragoni(8)
Saragoni(8)Casaverde(36)
Aguiar(17)
Grases(27)
Donovan(28)
Goula(29)
Los procedimientos utilizados para obtener las Leyes de Atenuacin, consiste en
ajustar curvas a los datos estadsticos de los movimientos ssmicos ocurridos en
una regin, por lo que las expresiones as obtenidas reflejan las caractersticas
geotectnicas de la regin para la cual fueron obtenidas.
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12/48MATERIA: ING. SISMICA PROFESOR: DR. JAIME F. ARGUDO
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Leyes de Atenuacin para el Ecuador (Aguiar y otros, 2010)
Ley de Atenuacin para Fallamiento Cortical (Aguiar y otros, 2010)
Ley de Atenuacin para Sismos de Subduccin (Aguiar y otros, 2010)
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14/48MATERIA: ING. SISMICA PROFESOR: DR. JAIME F. ARGUDO
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Leyes de Atenuacin para el Ecuador (Aguiar y otros, 2010)
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Los sismgrafos son equipos que pueden graficar los desplazamientos del terreno
como funcin del tiempo durante un sismo. Producen sismogramas, que son los
registros de la historia de los desplazamientos del suelo.
Tienen un sismmetro que es el componente del sismgrafo que registra el
movimiento del suelo causado por el paso de las ondas ssmicas. Lossismgrafos fueron ideados a fines del siglo pasado y se han ido perfeccionando
hasta el presente. En la actualidad estos instrumentos presentan un alto grado de
desarrollo electrnico, pero su principio bsico no ha cambiado.
(SCIGN)
Sismmetro Horizontal Sismmetro Vertical
Sismgrafos
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El primer sismgrafo fue inventado por elastrnomo y matemtico chino Chang Heng.
Consista en que cada uno de los ocho
dragones contena una esfera de bronce
slido en su boca. Cuando haba un
movimiento lo suficientemente fuerte, elmecanismo dentro del sismgrafo abra la
boca del dragn y la esfera caa dentro de la
boca abierta de su correspondiente sapo,
haciendo un fuerte ruido, dando una seal de
alerta de que un terremoto haba ocurrido.
El observador Imperial podra estimar ladireccin de donde provenan las ondas del
terremoto en base a cules sapos haban
recibido su esfera de bronce.
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Domo esfrico
Masa
Lpiz
En 1842 se cre una Comisin Especial de la
Asociacin Britnica de Avances en la Cienciadestinada a mejorar el entendimiento de los
terremotos.
El instrumento ms significativo correspondi al
Pndulo invertido diseado por Forbes en 1844.
Este registro fue uno de
los primeros obtenidos a
grandes distancias. Se
utiliz un pndulo
horizontal de Von
Rebeur (reproducido deNature,40,1998,p.295)
Potsdam, 17 Abril 1889
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En 1898, E. Wiechert, Gttingen construyun sismgrafo dcon un pndulo conamortiguamiento viscoso para disminuir lasoscilaciones propias del instrumento.
El primero de su serie fue horizontal yregistraba sobre una pelcula fotogrfica.Posteriormente se dise uno con unregistrador mecnico.
Para el sensor, l utiliz un pndulo invertidoestabilizado con resortes y con oscilacioneslibres en las direcciones horizontales
(Wiechert, 1904).
Masa=1000Kg
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El 28 de Febrero, 2001,ocurri en las cercanasde Washington unterremoto de magnitud 6.8
Este es el trazado enarena de dihco de unterremoto en un localllamado Mind over Matter,en Port Townsend.
...una forma distinta deregistrar el movimiento delsuelo
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Principio para los sismgrafos de movimiento vertical
Sin movimiento La tierra se mueve hacia arriba La tierra se mueve hacia abajo
Masa
Resorte
La masa semantiene almismo nivelmientras elsuelo se
mueve
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Principio para los sismgrafos de movimiento horizontal
Roca
Movimiento delsuelo
Columna
Masa
Cable
Tambor envuelto en papel,para graficar elmovimiento
Lpiz
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Sismmetros modernosEl sismmetro de Banda Ancha puede detectarseales ssmicas en un amplio rango de
frecuencias, y generalmente, un amplio rango
de amplitudes (rango dinmico).
El rango de frecuencias usual es de 0.01 Hz 50 Hz (100 s 0.02 s).
Para sismologa regional, el rango defrecuencias de inters es de 0.05 Hz 20 Hz(20 s 0.05 s).
Los sismmetros de Banda Ancha son tilespara estudiar eventos ssmicos regionales y
ocurridos a grandes distancias (telesismos).
Guralp CMG-40T Broadband Sensor
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Los sismmetros de Perodo
Corto registran seales en torno a
frecuencias de 1 Hz (1 s).
Son utilizados principalmente para
registrar sismos locales y
regionales.
Existen sismmetros que
almacenan el registro de la
componente vertical, y de las
tres componentes (V, NS, EW).
Sismmetros modernos
Mark Products L-4 SP Sensor
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AcelergrafosEl movimiento del suelo produce aceleracionesque son medidas por sensores de aceleracino tambin llamados de movimiento fuerte(strong motion); stos estn diseados pararegistrar ondas ssmicas de grandes amplitudes
y de alto contenido de frecuencias.
Dichos movimientos pueden generar daosestructurales y son, entonces, utilizados porsismlogos e ingenieros para mejorar lasnormas sismoresistentes y reducir el impacto delos terremotos.
El rango de frecuencias de inters incluyeaceleraciones entre0.001g - 2 g y frecuencias entre0 Hz - 100 Hz.
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Componentes de una estacin sismolgica de la Red de Intervencin:
1. El sismmetro est localizado en roca y por lo tanto est enterrado o al abrigo de perturbaciones externas.
2. El computador porttil es necesario solamente para la extraccin de informacin desde el disco duro de la
estacin sismolgica.
3. La antena GPS est conectada directamente a la estacin sismolgica, permitiendo de esta forma tener un
control de tiempo adecuado en forma permanente. Adems entrega la ubicacin geogrfica de la estacin.
Antena GPS
Batera
SismmetroEstacinsismolgicaComputador
porttil
Panel solar
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Tiempo (s)
Aceleracin (cm/s2)
Este
Sur
Tiempo (s)
Aceleracin (cm/s2)
Este
Sur
Acelerogramas de un SismoSon la historia de las aceleraciones
de un sismo en el dominio del tiempo
registradas en un sitio especifico
Se usan para determinar la aceleracin de
diseo de las estructuras al nivel del suelo.
Tambin se pueden obtener registros
de acelerogramas de la respuesta de
una estructura, estos son importantespara estudiar las caractersticas dinmicas
del sistema estructural
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Sismograma de
la estacin A
Sismograma de
la estacin B
Sismograma de
la estacin C
Curvas que
muestran como
Ts-Tp aumentacon la distancia
Tiempo de viaje de la
onda P desde el foco a
la estacin C
Distancia desde el foco (km)A
X
BX
CX
Tiempodespusdeiniciado
elterremoto(min)
Ond
asSup
erfici
ales
Ts-Tp
P
S
Sismograma de
la estacin A
Sismograma de
la estacin B
Sismograma de
la estacin C
Curvas que
muestran como
Ts-Tp aumentacon la distancia
Tiempo de viaje de la
onda P desde el foco a
la estacin C
Distancia desde el foco (km)A
X
BX
CX
Tiempodespusdeiniciado
elterremoto(min)
Ond
asSup
erfici
ales
Ts-Tp
P
SLos sismogramas deun sismo se usan
para localizar el
epicentro e
hipocentro, estudiar
los mecanismos
focales, y calcular la
magnitud del mismo.
Sismogramasde un Sismo
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Ncleo
Mantominutos
Ondas reflejadas
minutos
Onda Love a lo largo de la
superficie terrestre
Ondas de Cuerpo (directa y reflejada) dentro de la Tierracomo llegadas en los sismogramas
Foco
y
y
Ncleo
Mantominutos
Ondas reflejadas
minutos
Onda Love a lo largo de la
superficie terrestre
Ondas de Cuerpo (directa y reflejada) dentro de la Tierracomo llegadas en los sismogramas
Foco
y
y
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La magnitud es una cantidad ms objetiva y la podemos asociaral tamao del terremoto. Los sismgrafos modernos permitenamplificar y registrar movimientos del suelo como funcin deltiempo (tpicamente con perodos entre 0.1 y 100 segundos).
Aunque los sismgrafos existen desde 1890, slo en 1930, elsismlogo Charles Richter introdujo el concepto de magnitud deun terremoto. La definicin original era para terremotos deCalifornia que ocurrieran dentro de un rango de 600 Km. paraun tipo particular de sismgrafo, adems, como lasprofundidades de dichos sismos no superan los 16 Km. deprofundidad, no se haca correccin a la frmula.
La idea era, conociendo la distancia del sismgrafo al terremotoy observando la amplitud mxima de la seal, se podra estimarel tamao relativo de los sismos de manera emprica.
Magnitud de un Sismo
Sismmetro de torsin Wood-Anderson.Fue inventado por Harry O. Wood del Seismo Lab y J.A.Anderson del Mt. Wilson Observatory.
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El movimiento debido a un terremoto es
transferido a travs de la rotacin de unapequea masa inercial de cobre (C) fijada a un
alambre sometido a una gran tensin (T) (de
ah el nombre de torsin). El sismmetro
Wood-Anderson fue diseado como un
instrumento muy sensible y casi sin friccin.
El amortiguamiento del movimiento torsionales logrado utilizando los magnetos (M).
Fue una mejora con respecto a sismgrafos previos, instrumentos con amortiguamiento
mecnico, porque la fuerza del amortiguamiento magntico es proporcional a la cantidad demovimiento del objeto que est siendo amortiguado, por lo tanto, cuando el instrumento est
en reposo, no hay resistencia inicial al movimiento de la masa inercial.
El sistema de registro de los Wood-Anderson tambin era sofisticado, ya que un haz de luz
se reflejaba en un papel foto-sensible desde un espejo (m) sobre la masa inercial.
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Richter observ que el logaritmo
del mximo desplazamientomovimiento del suelo decae con
la distancia a lo largo de curvas
paralelas para muchos
terremotos.
El tamao relativo de loseventos es entonces
calculado por comparacin
con un evento de referencia.
Richter escogi su evento de
referencia con ML=0 tal que Ao
fuera 0.001 m a una distancia
epicentral de 100 km.
)log(76.248.2)log( AML
log
A
log
Ao
Distancia epicentral (km)
)log()log( 0AAML
Richter observ que el logaritmo
del mximo desplazamientomovimiento del suelo decae con
la distancia a lo largo de curvas
paralelas para muchos
terremotos.
El tamao relativo de loseventos es entonces
calculado por comparacin
con un evento de referencia.
Richter escogi su evento de
referencia con ML=0 tal que Ao
fuera 0.001 m a una distancia
epicentral de 100 km.
)log(76.248.2)log( AML
log
A
log
Ao
log
A
log
Ao
Distancia epicentral (km)
)log()log( 0AAML
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Frmula utilizada para el sur de California
))(8log(392.2)(log( stmmAML
Como los registros eran impresos en papel,
era fcil medir la diferencia de llegada de laonda P y S, y determinar la mxima amplitud.
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Eventotelessmico
Estacinsismolgica
eventolocal
El nomograma nos permite
conocer la magnitud del
sismo, dado los parmetros
necesarios.Nomograma interactivo
Eventotelessmico
Estacinsismolgica
eventolocal
El nomograma nos permite
conocer la magnitud del
sismo, dado los parmetros
necesarios.Nomograma interactivo
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La escala de magnitudes original de Richter (ML: Magnitud Local) fue extendida
a observaciones de terremotos ubicados a cualquier distancia y profundidad focal(0-700 km). Debido al gran movimiento que producen los grandes terremotos, los
sismgrafos dan trazos fuera de escala, derivando en una saturacin en la
mxima amplitud; por esta razn slo se utiliza esta escala para sismos menores
a magnitud 6.
Debido a que los terremotos pueden generar tanto ondas de cuerpo como ondassuperficiales hay dos escalas de magnitudes asociadas:
mb (Body-wave Magnitud): (Richter, 1956) usa slo ondas P de perodo corto.Esta escala es til para estudiar el tamao de explosiones (test de bombas
nucleares, etc).
MS (Surface-wave Magnitud): se calcula usando la amplitudde ondas superficiales en un perodo de 20 seg. Medidas
por un sismmetro vertical de largo perodo.
Un sismo puede tener ms de una magnitud:
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foco
epicentro
La frmula de la magnitud de ondas de cuerpo mb es:
mb = log(A/T) + Q(D,h)
Donde:
A es la amplitud del movimiento del suelo(micrones);
Tes el perodo correspondiente (segundos);Q(D,h) es un factor de correccin que esfuncin de la distancia D (grados), entre el
epicentro y la estacin y la profundidad focal h
(km) del terremoto.
foco
epicentro
foco
epicentro
La frmula de la magnitud de ondas de cuerpo mb es:
mb = log(A/T) + Q(D,h)
Donde:
A es la amplitud del movimiento del suelo(micrones);
Tes el perodo correspondiente (segundos);Q(D,h) es un factor de correccin que esfuncin de la distancia D (grados), entre el
epicentro y la estacin y la profundidad focal h
(km) del terremoto.
La frmula de las ondas superficiales es:
MS = log (A/T) + 1.66 log (D) + 3.30
Si consideramos la amplitud de las ondas superficiales en T=20 s, entonces esta
frmula se transforma en:
MS = log (A20) + 1.66 log (D) + 2.0
Recuerde que estn permitidos los valores negativos de magnitud!!!
S C O C
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Una idea general de la frecuencia de ocurrencia de grandes terremotos se puede
obtener al observar la siguiente tabla:
Magnitudes e incidencia mundial esperada
Magnitud Richter Efectos cerca del epicentroNmero estimado por
ao
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Una idea general de la frecuencia de ocurrencia de grandes terremotos se puede
obtener al observar la siguiente tabla:
MS Terremotos/ ao8.5 - 8.9 0.38.0 - 8.4 1.17.5 - 7.9 3.1
7.0 - 7.4 156.5 - 6.9 566.0 - 6.4 210
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Al comienzo, las escalas de magnitudes mencionadas eran consideradas como
equivalentes, vale decir, los terremotos de todos los tamaos liberabanproporciones fijas de energa en diferentes perodos.
Pero sucede que grandes terremotos, que generan extensas zonas de
rupturas, sistemticamente irradian ms energa de largo perodo. Entonces,
para muchos grandes terremotos las magnitudes mb subestimaban el
tamao real del terremoto; las magnitudes mximas mb eran entre 6.5 - 6.8.
De hecho, las magnitudes MS subestiman el tamao de terremotos muygrandes; el mximo observado presenta valores entre 8.3 - 8.7.
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Entonces, los sismlogos modernos, utilizan los siguientes conceptos
para describir el tamao de un terremoto:
MOMENTO SSMICO Y ENERGA RADIADA
Falla
Ancho
Largo
Pr
ofun
did
ad
La orientacin de la falla, la direccin del movimiento de la falla y el tamao del
terremoto pueden ser descritos a travs de la geometra de la falla y el momento
ssmico.
Estos parmetros son determinados con el anlisis de la forma de onda de los
sismogramas producidos por un terremoto.
Las diferentes formas y direcciones de movimiento de las formas de onda
registradas a diferentes distancias y azimuts del terremoto son utilizados para
determinar la geometra de la falla y el momento ssmico.
Entonces, los sismlogos modernos, utilizan los siguientes conceptos
para describir el tamao de un terremoto:
MOMENTO SSMICO Y ENERGA RADIADA
Falla
Ancho
Largo
Pr
ofun
did
ad
Falla
Ancho
Largo
Pr
ofun
did
ad
La orientacin de la falla, la direccin del movimiento de la falla y el tamao del
terremoto pueden ser descritos a travs de la geometra de la falla y el momento
ssmico.
Estos parmetros son determinados con el anlisis de la forma de onda de los
sismogramas producidos por un terremoto.
Las diferentes formas y direcciones de movimiento de las formas de onda
registradas a diferentes distancias y azimuts del terremoto son utilizados para
determinar la geometra de la falla y el momento ssmico.
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El momento ssmico est relacionado con parmetros
fundamentales del proceso de ruptura:
MO = Sd
donde es el mdulo de rigidez, S es el rea de la falla y
es el desplazamiento promedio sobre la falla.
Momento Ssmico
donde
rigidez
desplazamiento medio (m)
rea de ruptura (m2 )
Considerando que el momento ssmico toma en cuenta tanto la geometrade la falla, como el azimut del observador, el momento ssmico es una
medida ms consistente para estimar el tamao del terremoto.
De esta forma, tenemos una definicin para una nueva escala de magnitudes MW, Magnitud de Momento:
MW = 2/3 log(MO) - 10.7
Lo importante de esta escala es que no satura, por lo que es usada para
terremotos grandes.
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Energa, ELa cantidad de energa radiada por un terremoto es una medida del potencial de
dao a las estructuras creadas por el hombre. Tericamente, su clculo requiere
de la suma de las energas liberadas en un amplio rango de frecuencias a medida
que rompe la falla. Debido a limitaciones instrumentales, la mayora de las
estimaciones de energa fueron desarrolladas a travs de relaciones empricas
por Beno Gutenberg y Charles Richter:
logE= 11.8 + 1.5MS (E en ergs)
Como MSest centrada en una banda de frecuencias entre 18 y 22 segundos,esta definicin de energa es limitada.
Con el avance en registros digitales e instrumentos de Banda Ancha, actualmente
se pueden hacer estimaciones ms precisas de la energa. La Magnitud de
Energa Me, est definida en funcin de la energa radiada por el terremoto:
Me = 2/3 logE - 2.9
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Por cada aumento de 1 unidad de magnitud, la energa ssmica
asociada aumenta en un factor de 32 veces!!!
Comparacin de frecuencia, magnitud y energa liberada.
Magnitud
Energaliberada(e
quivalenteenkilogramosdeexplosivo)
Terremotos Energa equivalente
Por cada aumento de 1 unidad de magnitud, la energa ssmica
asociada aumenta en un factor de 32 veces!!!
Comparacin de frecuencia, magnitud y energa liberada.
Magnitud
Energaliberada(e
quivalenteenkilogramosdeexplosivo)
Terremotos Energa equivalente
Numero de terremotos por ao (en el mundo)
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Aunque Mw y Me son ambas magnitudes, ellas describen propiedades fsicas
diferentes del terremoto.Mw, determinada desde datosssmicos de frecuencias bajas, esuna medida del rea de ruptura
del terremoto.
Me, determinada con datosde altas frecuencias, es unamedida delpotencial
ssmico asociado al dao.
Consecuentemente, Mw y Me no tienen necesariamente el mismo valor numrico.
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Aunque Mw y Me son ambas magnitudes, ellas describen propiedades fsicas
diferentes del terremoto.
Mw, determinada desde datosssmicos de frecuencias bajas, esuna medida del rea de ruptura
del terremoto.
Me, determinada con datos
de altas frecuencias, es unamedida delpotencial
ssmico asociado al dao.
Consecuentemente, Mw y Me no tienen necesariamente el mismo valor numrico.
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Se determina utilizando la frmula de energa
radiada de Choy and Boatwright (1995)
Me = (2/3) log Es - 2.9
donde Es es la energa radiada en Newton-
meters. Me, determinada de datos ssmicos de
alta frecuencia es una medida del potencial
ssmico del dao.
Magnitud EnergaMe
frmula de Kanamori (1977)
Mw = (2/3) log Mo - 10.7
donde Mo es el momento escalar en dyne-cm.
Magnitud de
MomentoMw
FrmulaNombre
Magnitud
Se determina utilizando la frmula de energa
radiada de Choy and Boatwright (1995)
Me = (2/3) log Es - 2.9
donde Es es la energa radiada en Newton-
meters. Me, determinada de datos ssmicos de
alta frecuencia es una medida del potencial
ssmico del dao.
Magnitud EnergaMe
frmula de Kanamori (1977)
Mw = (2/3) log Mo - 10.7
donde Mo es el momento escalar en dyne-cm.
Magnitud de
MomentoMw
FrmulaNombre
Magnitud
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Mb = log (A/T) +Q(D,h)Definida por Gutenberg y Richter (1956); T (s)
entre 0.1 y 3 segundos; A, (micrones), no es
necesariamente la mxima del paquete de las
ondas P; Q es f(D, h).
Magnitud de
Ondas de
Cuerpo (P).
Mb
frmula IASPEI
Ms = log (A/T) + 1.66 log D + 3.3
A (micrones) de la componente vertical de la
onda superficial en el rango de perodos T entre
18 y 22 segundos.
D distancia en grados geocntricos (estacin-epicentro) y entre 20 y 160.
No contiene correcciones por profundidad y se
determina para profundidades mayores que 50
km.
El valor Ms publicado es el promedio de
determinaciones individuales de estaciones.
Magnitud de
OndasSuperficiales
Ms
Mb = log (A/T) +Q(D,h)Definida por Gutenberg y Richter (1956); T (s)
entre 0.1 y 3 segundos; A, (micrones), no es
necesariamente la mxima del paquete de las
ondas P; Q es f(D, h).
Magnitud de
Ondas de
Cuerpo (P).
Mb
frmula IASPEI
Ms = log (A/T) + 1.66 log D + 3.3
A (micrones) de la componente vertical de la
onda superficial en el rango de perodos T entre
18 y 22 segundos.
D distancia en grados geocntricos (estacin-epicentro) y entre 20 y 160.
No contiene correcciones por profundidad y se
determina para profundidades mayores que 50
km.
El valor Ms publicado es el promedio de
determinaciones individuales de estaciones.
Magnitud de
OndasSuperficiales
Ms
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ML Magnitud Local("Richter") ML = log A - log AoDefinida por Richter (1935) donde A es laamplitud mxima de la traza en micronesregistrada en un sismmetro estandardde perodo corto y log Ao es un valor
estandard en funcin de la distancia,donde la distancia debe ser inferior a 600km.
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BIBLIOGRAFIA CAPITULOS 1 Y 2
1. USGS - United States Geological Survey www.usgs.gov
2. NOAA National Oceanic and Atmospheric Administration, www.noaa.gov
3. Facultad de Ciencias Fsica y Matemticas de la Universidad de Chile, Prof.
Diana Comte, Presentaciones ppt para Cursos 2011
4. Earthquakes: A Primer, Bruce Bolt
5. Riesgos Volcnicos,
http://iespicosdeurbion.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/RIESGOS_GEOLOGIC
OS_INTERNOS.ppt6. Leyes de Atenuacin para sismos corticales y de subduccin para el
Ecuador, Roberto Aguiar Falcon, Edwin Garca y Javier Villamarn, ESPE,
Revista Ciencia, 2010.
http://www.usgs.gov/http://www.noaa.gov/http://iespicosdeurbion.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/RIESGOS_GEOLOGICOS_INTERNOS.ppthttp://iespicosdeurbion.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/RIESGOS_GEOLOGICOS_INTERNOS.ppthttp://iespicosdeurbion.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/RIESGOS_GEOLOGICOS_INTERNOS.ppthttp://iespicosdeurbion.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/RIESGOS_GEOLOGICOS_INTERNOS.ppthttp://iespicosdeurbion.centros.educa.jcyl.es/sitio/upload/RIESGOS_GEOLOGICOS_INTERNOS.ppthttp://www.noaa.gov/http://www.usgs.gov/
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