PROYECTO HUMANO

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" El Nuevo Paradigma es no seguir sosteniendo ideas heredadas por obligación , inculcadas mediante el miedo y por reiteración , debemos crear nuestro propio pensamiento e ideas dentro de una Libertad Humana y Espiritual "
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    EL PROBLEMA SÍSMICO

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    EL PROBLEMA SÍSMICO

    Mensaje por Invitado el Lun Nov 08, 2010 3:30 pm

    EL PROBLEMA SÍSMICO

    CAUSAS Y CARACTERÍSTICAS DE LOS SISMOS
    La principal causa de ocurrencia de los terremotos es la interacción entre las placas que conforman la corteza terrestre, las que están en permanente movimiento, fenómeno conocido como deriva de los continentes o tectónica de placas. La teoría tectónica establece que la litósfera, constituida por el conjunto de la corteza y la parte superior del manto de la Tierra, está dividida en un número de segmentos rígidos de aproximadamente 100 km de espesor -las placas- que han experimentado desplazamientos desde hace millones de años. Los continentes constituían un supercontinente único llamado Pangea, rodeado de un mar único llamado Panthalassa. Pangea comenzó a fragmentarse hace 200 millones de años, conformándose los continentes actuales que emigraron a las ubicaciones que tienen hoy.
    Actualmente existen 10 placas mayores, tal como lo ilustra la Fig. 1. El material ígneo o lava que existe en la astenósfera emerge en ciertos puntos y, al solidificarse, se incorpora a estas placas. Este fenómeno, y las corrientes de convección térmica en el manto, hacen que las placas se muevan buscando de devolver en otros puntos una cantidad equivalente de material al interior de la tierra; esto produce una presión entre las placas en las zonas de contacto. Cada iniciación de una ruptura es el origen de un movimiento sísmico por la energía que se libera al producirse la ruptura, y que se transmite a través de ondas en todas direcciones.
    En el caso de Chile y de los otros países que rodean el Océano Pacífico, el material ígneo se incorpora en el centro del océano a través de un fenómeno de volcanismo submarino, que hace que la Placa del Pacífico se mueva hacia las costas de Japón, China, Filipinas, Nueva Zelandia, mientras que la Placa de Cocos se mueve contra la Centroamérica y la Placa de Nazca se mueve contra la Placa Sudamericana. Al mismo tiempo, la Placa del Pacífico se mueve tangencialmente con respecto a la Placa Norteamericana. Todo este movimiento tectónico hace que todos los países ubicados en el anillo Circum-Pacífico estén afectados por movimientos sísmicos. En la Fig. 1 se muestran las direcciones del movimiento de las placas y la actividad sísmica de la corteza terrestre, pudiéndose observar como esta actividad se concentra en los bordes de las placas.
    Las evidencias del movimiento relativo que han experimentado los continentes a lo largo de los milenios, y las mediciones que se pueden hacer con los modernos métodos satelitales de posicionamiento, confirman la teoría expuesta anteriormente.
    Como ya se ha indicado, el movimiento sísmico se produce cuando la presión entre las placas origina la ruptura o deslizamiento que se traduce en un desplazamiento abrupto entre las placas, efecto que produce un trastorno local alrededor de la zona de ruptura que se percibe como un movimiento de tierra. Hay dos mecanismos básicos de interacción tectónica entre las placas: uno es el de subducción en el cual una placa se introduce bajo la otra, como es el caso de Chile en que la Placa de Nazca se introduce bajo la Placa Sudamericana, como muestra también la Fig. 1. El otro es el de transcursión, en el que dos placas se desplazan relativamente en la dirección de su borde común, como ocurre el la famosa falla de San Andrés, en California.



    Sin embargo, no todos los eventos sísmicos se pueden explicar por un mecanismo de subducción o de transcursión. Existen también los llamados sismos intraplaca que corresponden a fallas que se producen dentro de una placa debido a fenómenos como los inicialmente mencionados. El sismo de Las Melosas ocurrido al oriente de Santiago en Septiembre de 1958, y los que se producen en la zona de Mendoza y San Juan en Argentina se clasifican como sismos intraplaca.
    Cuando se produce un sismo, la zona de las placas comprometida en la ruptura alcanza una cierta extensión. En los grandes terremotos chilenos de Mayo de 1960 se ha estimado que la placa de Nazca se desplazó bajo la placa Sudamericana más de un metro en una extensión de cerca de 1000 kilómetros en la dirección Norte-Sur. Se denomina foco o hipocentro de un sismo el lugar en el interior de la corteza en que inicia la ruptura. Se llama epicentro el lugar de la superficie más cercano al foco. Se dice entonces que la ruptura que se inicia en el foco se propaga a través del contacto inter-placas y mientras mayor es la zona de ruptura, mayor será la magnitud del terremoto.

    Un sismo de importancia siempre va acompañado de otros sismos menores que anteceden o son posteriores al evento principal, a lo largo de un lapso de tiempo que dura varios meses, e incluso años, en el caso de sismos de gran severidad. Los sismos anteriores al principal se denominan precursores, mientras que los posteriores se llaman réplicas. Al ubicar en un plano todos los epicentros de precursores, del evento principal y de las réplicas, se puede determinar la zona de ruptura o de falla que dio origen a este conjunto de sismos. Esto indica que la ruptura entre las placas se produce como una secuencia o reacción en cadena en el tiempo, hasta que termina de liberarse la energía que se ha acumulado por la interacción entre las placas en la zona en cuestión. En la Fig. 2 se muestran las áreas de ruptura para diversos eventos sísmicos chilenos originados por la subducción de la Placa de Nazca bajo la Placa Sudamericana.
    La energía que se libera al producirse la ruptura entre las placas se traduce en ondas sísmicas que se transmiten en todas direcciones empezando a partir del foco del sismo.


    Fig2, Areas de ruptura.

    La percepción de un sismo en un determinado lugar de la superficie corresponde al paso de estas ondas por el lugar. Existen diversos tipos de ondas sísmicas, siendo las más importantes las cuatro que se muestran en la Fig. 3, y que se clasifican en los dos grupos siguientes:
    • Ondas de cuerpo, que se transmiten a través del volumen de la Tierra, y consecuentemente se disipan o reducen su intensidad con el cubo de la distancia. Ellas son:
    i) Ondas P, de dilatación y compresión de la corteza. Se propagan en dirección longitudinal a las contracciones y dilataciones del medio en que viajan, similarmente a las ondas sonoras.

    ii) Ondas S, u ondas de corte, que implican deformaciones por esfuerzo de
    material de la corteza. Hacen vibrar el medio en que se propagan en
    perpendicular a la trayectoria de las ondas. No se transmiten en los líquidos.



    • Ondas superficiales, que sólo se transmiten a través de la superficie de la Tierra, y consecuentemente se disipan o reducen su intensidad con el cuadrado de la distancia Ellas son:
    i) Ondas de Love, con movimiento similar a las ondas S. El suelo se mueve horizontalmente en dirección perpendicular a la dirección de propagación de la onda. Se originan por la llegada de las ondas S a la superficie.
    ii) Ondas de Rayleigh, en que las partículas de suelo se mueven en un círculo contenido en el plano vertical orientado en la dirección que se propaga la onda. Son similares a las ondas en la superficie de un líquido. Se originan por la llegada de ondas P a la superficie.

    Las ondas superficiales viajan más lento que las ondas de cuerpo y también se disipan más lentamente. De las cuatro ondas nombradas, la onda P es la más rápida de todas, mientras que la onda Love es la más lenta. En un determinado lugar se percibe una mezcla de estas ondas, de sus reflexiones y refracciones. No obstante, las llegadas de la primera onda P y la primera onda S son claramente distinguibles en un registro de aceleraciones. Conocidas las velocidades de propagación de estas ondas se puede determinar la distancia entre el foco y el lugar en que se está registrando el movimiento sísmico.
    Por último, un maremoto, al que frecuentemente se llama tsunami, usando la palabra japonesa, es una onda generada en el océano por el desplazamiento del fondo marino, motivado por el desplazamiento de la zona de falla. Los maremotos sólo se producen cuando ocurren sismos extraordinariamente severos, típicamente de magnitudes mayores que 8. La onda es capaz de viajar grandes distancias en el mar sin perder su energía o amortiguarse, por lo que, por ejemplo, sismos chilenos han producido maremotos en Japón. También se refleja en las costas volviendo a atravesar el océano y causando daños en otras zonas.

    MEDICIÓN, PREDICCIÓN Y REGISTROS DE LOS SISMOS

    Se distinguen dos aspectos en la medición de los movimientos sísmicos: la intensidad y la magnitud. La intensidad es una medida de la severidad del movimiento en un lugar dado, y lo usual es que se exprese en términos del daño provocado por el sismo en las construcciones y de la cantidad de perturbaciones en la superficie. Cuando se mide en esa forma es una medida subjetiva, puesto que es decidida por una persona en base a los daños y efectos observados después de un sismo. La escala más usada en el mundo para determinar la intensidad es la Escala de Mercalli Modificada; la escala establecen doce grados en números romanos, ya que no tiene definición suficiente para asignar intensidades que no sean números enteros. Un determinado evento sísmico puede tener diversas intensidades dependiendo de características locales del lugar en que esté ubicada la construcción, de la calidad de la construcción misma, y muy particularmente de la distancia del lugar a la falla, distancia a lo largo de la cual las ondas se atenúan. Por ello, después de un sismo se determinan las intensidades en las diferentes ciudades y pueblos, lo cual permite construir líneas isosistas, o líneas de igual intensidad sísmica. Es posible definir la intensidad en forma instrumental; esta forma objetiva de medición tiene la ventaja de no depender de la densidad de población ni de la calidad del suelo o de la construcción, pero por ahora no compite con la Escala de Mercalli, porque requiere de un instrumento de registro sísmico en cada lugar en que se desee determinar la intensidad.
    La magnitud es una medida del tamaño de un sismo; tiene una definición arbitraria que fue propuesta por Richter como el logaritmo en base 10 de la amplitud máxima de la traza registrada por un sismógrafo Wood-Anderson ubicado a 100 kilómetros del epicentro, pero es única para el evento, y su medición es objetiva. Contrariamente, se vio que la intensidad es una propiedad de cada localidad -en general distinta de una a otra- y aunque puede definirse objetivamente, lo normal es hacerlo con una escala subjetiva. Magnitud e intensidad son dos aspectos de un mismo fenómeno que han sido ilustrados con bastante propiedad pensando en la analogía de una bomba: la magnitud es el poder de explosivo de la bomba, la intensidad es, en cada lugar, la fuerza que alcanza en él la onda expansiva.
    En realidad la magnitud es un forma arbitraria, aunque objetiva, de medir la energía liberada al producirse la ruptura entre las placas. Se demuestra que la relación entre ambas cantidades es:
    log10 E = 11,8 + 1,5 Ms
    en que E es la energía liberada y Ms la magnitud de Richter. El sismo del 3 de Marzo de 1985 tuvo magnitud 7,8 -lo que corresponde a una energía liberada de 3,16×1023 ergs (8,8 billones de watt-horas o 7,55 megatones). Equivale a la energía liberada por 316 bombas atómicas como la detonada sobre la ciudad japonesa de Hiroshima el 6 de Agosto de 1945. La magnitud de Richter no tiene un límite superior. El sismo asociado a una mayor cantidad de energía liberada es el ocurrido en Mayo de 1960 en el sur de Chile.
    La escala de magnitud Ms se "satura" a partir de cierta valor de la magnitud. La saturación consiste en que pequeñísimos cambios de Ms resultan en cambios demasiado grandes de E (la pendiente de la curva E vs. Ms tiende a infinito muy rápidamente a partir de valores de Ms poco mayores de 7). Por eso se ha definido otra modalidad de medición de la magnitud a través del llamado Momento Sísmico Mo, que se calcula como el producto de la rigidez de la roca, por el área de la zona de falla, por la distancia de deslizamiento de la falla. Es una cantidad de dimensión energía que, si se expresa en dinas-cm (1×1014 ergs) se relaciona con la energía (en ergs) directamente a través de la expresión dimensional:

    E = Mo /20000

    En base al momento sísmico se acostumbra a definir otra escala de medición, la de la Magnitud Momento MW:

    MW = 0.67 log10 Mo – 10,7

    Si se hiciera una lista de los eventos sísmicos mas importantes desde que existen mediciones instrumentales (1930), ordenada según las magnitudes Mo o MW, se observaría que el evento chileno de 1960 la encabezaría. Un ordenamiento según Ms sería distinto, y menos confiable en cuanto a determinar la importancia relativa de los eventos.
    Otro problema que interesa discutir es la predicción de los eventos sísmicos. Varios aspectos pueden predecirse con mayor o menor precisión. Los lugares donde ocurren los sismos en el mundo están identificados, tal como ha sido discutido anteriormente al analizar el fenómeno del movimiento tectónico de las placas; o sea, las zonas sísmicas pueden definirse con bastante precisión. Sin embargo, al intentar predecir la frecuencia con que ocurren los sismos en distintos lugares, las afirmaciones pierden precisión. Por ejemplo, se sabe que en la zona de San Francisco, California, se puede esperar un sismo de magnitud 8,0 cada 100 años aproximadamente, sobre la base de la medición de la velocidad relativa de las placas a uno y otro lado de la Falla de San Andrés y la medición del desplazamiento relativo ocurrido durante el sismo de Abril de 1906; asimismo, se puede afirmar que un sismo semejante ocurre en la zona central de Chile cada 80 años en promedio, basados empíricamente en la historia sísmica de esta región durante los pasados 400 años, y que los sismos severos en la zona sur de Chile (Valdivia, Puerto Montt) tienen un período de retorno mayor que en la zona central. Algo muy distinto ocurre si se desea predecir con exactitud en el tiempo la ocurrencia de un sismo de una determinada magnitud. A pesar de los esfuerzos desplegados por los científicos e investigadores durante los últimos 40 años, la complejidad del fenómeno no ha permitido obtener avances importantes en este tipo de predicción. Solamente se cuenta con el indicio de que alguna actividad sísmica pudiera corresponder a la ocurrencia de sismos precursores de un evento mayor, o con la determinación de zonas de prolongada inactividad sísmica en el tiempo que pudiera indicar la ocurrencia futura de un evento sísmico. Estas zonas de inactividad reciben el nombre de huecos o brechas sísmicas, conforme a la teoría de Kelleher. En la Fig. 2 se muestran para el caso de Chile las brechas que quedan entre las zonas que han experimentado rupturas en los últimos 150 años. Entendiendo que la subducción de la Placa de Nazca debe producir sismos en forma más o menos uniforme a lo largo de todo Chile entre Arica y Aysén, la existencia de una brecha sísmica está asociada a una mayor probabilidad de ocurrencia de un sismo severo en dicho lugar, al igual que aquellas zonas en que no ha habido actividad severa en un largo período de tiempo, como las zonas desde Arica a Antofagasta en que los últimos eventos datan de 130 años atrás.
    Finalmente, es necesario discutir los registros que se pueden obtener del movimiento inducido por un sismo en un determinado lugar. Existen dos tipos de instrumentos que se utilizan en la práctica: los acelerógrafos, que registran las componentes de la aceleración del suelo en función del tiempo, y los sismógrafos, que registran cualquier otro indicio de la ocurrencia de un sismo. Los sismógrafos son instrumentos muy sensibles que registran actividad muy tenue, imperceptible para las personas, o actividad que puede estar ocurriendo a decenas de miles de kilómetros de distancia en otro continente, por ello sus agujas están en permanente movimiento. Es usual entonces que los grandes eventos que ocurren en cualquier lugar del mundo sean inmediatamente reportados por los institutos geofísicos y sismológicos más importantes (Berkeley, Pasadena, Colorado en USA, Tokyo, Moscú, etc) información de fácil accesibilidad a través de Internet. Los acelerógrafos en cambio se llaman instrumentos de movimiento fuerte, ya que registran movimientos claramente perceptibles en la superficie durante eventos que ocurren a distancias no mayores a unos pocos centenares de kilómetros.
    Para determinar los efectos del sismo sobre las estructuras o equipos, se trabaja con el registro de aceleraciones, llamado acelerograma, el cual permite obtener información de importancia como la intensidad misma del movimiento, su contenido de frecuencias y su duración. Los acelerógrafos modernos permiten obtener las tres componentes de la aceleración del suelo, dos componentes horizontales y una vertical. En la Fig. 4 se muestran, para las mismas escalas de aceleración y de tiempo, las componentes horizontales más severas de seis sismos notables ocurridos en los últimos años, con la indicación del lugar o estación en que fueron registrados.


    Fig. 4 Acelerogramas de Sismos Recientes

    Una característica importante de un sismo es el valor de la aceleración máxima del registro. Esta es la característica más usada para calificar la severidad del movimiento sísmico, ya que tiene una relación directa con el máximo efecto inducido en las construcciones.
    INFLUENCIA DE LOS SUELOS EN LOS EFECTOS DE TERREMOTOS
    Los suelos son el medio a través del cual las ondas sísmicas se propagan localmente y llegan hasta las fundaciones de los edificios. Las características del movimiento sísmico, y por lo tanto su capacidad de causar daños, se modifican en el proceso de propagación de acuerdo a las propiedades de los suelos de fundación.
    Los suelos pueden sufrir cambios importantes en sus estructuras internas debido al paso de las ondas sísmicas a través de ellos. En particular los suelos pueden: densificarse, licuarse, o deformarse excesivamente durante terremotos de fuerte intensidad. Cualesquiera de estos comportamientos puede causar desnivelaciones, desplomes o agrietamientos de estructuras. En casos extremos ellos pueden inducir el volcamiento o el colapso de un edificio.

    TIPOS DE SUELOS Y COMPORTAMIENTOS SISMICOS CARACTERISTICOS

    Los principales tipos de suelos que presentan diferentes características de comportamiento desde el punto de vista de carga estática y de respuesta sísmica son las grava, las arenas, los limos y las arcillas.
    Las gravas son suelos de partículas gruesas, que si se encuentran en estado denso, como típicamente ocurre en las gravas del valle central de Santiago, alcanzan altas resistencias y bajas compresibilidades. Por lo tanto, no involucran riesgos sísmicos especiales.
    Las arenas: son suelos de partículas gruesas o finas, como se aprecia en depósitos de dunas y playas, cuyo comportamiento sísmico depende fundamentalmente de su densidad. En estado suelto son débiles y deformables, y provocan daños severos por asentamientos y por fallas de fundaciones. Si se encuentran sumergidos pueden sufrir licuación y fallas de flujo. Algunos ejemplos recientes de fallas son la destrucción de obras portuarias y los asentamientos de Hotel Pérez Rosales, en Puerto Montt (1960), los deslizamientos de taludes en Reñaca (1985) y el colapso de Puente Lo Gallardo, Santo Domingo (1985).
    Los limos son suelos de partículas finas no cohesivas, cuyo comportamiento sísmico es similar al de las arenas finas, con los agravantes de menor resistencia de roce interno y menor permeabilidad. Algunos ejemplos recientes de fallas son la destrucción de embalses de relaves en El Cobre (1965), en la V Región (1985) y en la IV Región (1997), y asentamientos de edificios en Valdivia (1960).
    Las arcillas son suelos de partículas muy finas, cohesivas, como típicamente se encuentran en depósitos de antiguos fondos de lagunas, por ejemplo, en sectores de Quilicura y Lo Barnechea. Su comportamiento sísmico se caracteriza por su alta deformabilidad y consecuente efecto de filtro en las ondas sísmicas, causando movimientos de desplazamientos amplios y de baja frecuencia. Las consecuencias pueden ser fuertes amplificaciones de fuerzas sísmicas en edificios flexibles.

    EFECTOS DE SUELOS EN SOLICITACIONES SISMICAS

    En primer lugar, el suelo afecta a los espectros de respuesta sísmica. Esto se debe a que la influencia de los suelos en las características de los movimientos sísmicos se aprecia en los diferentes registros que se obtienen en un mismo temblor en acelerógrafos instalados en diferentes sitios. Al construir espectros a partir de los registros se observa que las zonas de amplificación del movimiento se desplazan hacia las frecuencias bajas en la medida que el suelo es más blando.
    El segundo aspecto en el cual el suelo afecta la solicitación sísmica proviene de las condiciones geomorfológicas del emplazamiento. Esto es que la forma de los depósitos de suelos puede modificar las características de los movimientos sísmicos y, en consecuencia, puede aumentar los riesgos de fallas sísmicas para estructuras fundadas en ellos. Así para edificios fundados sobre y al borde de mesetas se puede esperar que sufran aceleraciones amplificadas respecto a los edificios emplazados en los valles circundantes, debido al menor confinamiento de los suelos de fundación. Adicionalmente, los edificios emplazados al pié de taludes, o sobre ellos, pueden ser afectados por deslizamientos de masas de suelos o por desprendimientos de rocas.

    http://www.masterieg.uc.cl/docs/Problema.pdf

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