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ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO

SISMO INTRODUCCIÓN SISMO

O TERREMOTO.- temblores producidos en la corteza terrestre como consecuencia de la liberación repentina de energía en el interior de la Tierra. Esta energía se transmite a la superficie en forma de ondas sísmicas que se propagan en todas las direcciones. El punto en que se origina el terremoto se llama foco o hipocentro; este punto se puede situar a un máximo de unos 700 km hacia el interior terrestre. El epicentro es el punto de la superficie terrestre más próximo al foco del terremoto.

¿CUÁNDO UN TEMBLOR PASA A SER TERREMOTO...? En realidad todo movimiento del suelo generado por ondas elásticas (ondas sísmicas) grande o pequeño se conoce como Terremoto y su tamaño está en función de su energía liberada. En el lenguaje popular, se llama temblor al movimiento sísmico que frecuentemente genera movimientos suaves en las viviendas y otros. El movimiento sísmico que produce movimientos fuertes de la superficie y por ende destrucción y muerte, se le llama terremoto. En ocasiones se denomina maremoto a los sismos que ocurren en el mar.

HISTORIA DE LA SISMOLOGÍA Quienes viven en zonas de terremotos se han preguntado desde la antigüedad sobre la naturaleza de este fenómeno. Algunos filósofos de la Grecia antigua los atribuían a vientos subterráneos, mientras que otros suponían que eran fuegos en las profundidades de la Tierra. Hacia el año 130 d.C. el erudito chino Chang Heng, pensando que las ondas debían de

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO propagarse por tierra desde el origen, dispuso una vasija de bronce para registrar el paso de estas ondas de forma que ocho bolas se balanceaban con delicadeza en las bocas de ocho dragones situados en la circunferencia de la vasija; una onda sísmica provocaría la caída de una o más de ellas. De esta y otras formas se han observado ondas sísmicas durante siglos, pero no se propusieron teorías más científicas sobre las causas de los terremotos hasta la edad moderna. Una de ellas fue formulada por el ingeniero irlandés Robert Mallet en 1859. Quizá inspirándose en sus conocimientos sobre la fuerza y el comportamiento de los materiales de construcción, Mallet propuso que los sismos se producían “bien por la flexión y contención de los materiales elásticos que forman parte de la corteza terrestre, bien por su colapso y fractura”. Más tarde, en la década de 1870, el geólogo inglés John Milne ideó el predecesor de los actuales dispositivos de registro de terremotos, o sismógrafos (del griego, seísmos, ‘agitación’). Era un péndulo con una aguja suspendido sobre una plancha de cristal ahumado; fue el primer instrumento utilizado en sismología que permitía discernir entre las ondas primarias y secundarias. El sismógrafo moderno fue inventado a principios del siglo XX por el sismólogo ruso Borís Golitzyn. Su dispositivo, dotado de un péndulo magnético suspendido entre los polos de un electroimán, inició la era moderna de la investigación sísmica.

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¿CÓMO SE MIDE UN TERREMOTO?

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO La forma de caracterizar los terremotos es a través de distintas informaciones. Entre estas las más relevantes son su intensidad epicentral y su magnitud. Ambas medidas tratan de cuantificar el tamaño del terremoto. La intensidad epicentral mide la fuerza (cómo lo sienten las personas, qué daños produce en las estructuras civiles y cómo afecta al paisaje) en la zona epicentral, mientras que la magnitud mide la energía liberada en el foco del terremoto. Así, la intensidad es una medida más subjetiva que la magnitud, ya que se basa en observaciones sobre los efectos que produce el terremoto en la zona afectada y que se evalúan, casi visualmente, por el observador. Inicialmente fueron Rossi y Forel en 1883, los que propusieron la primera escala dividida en diez grados y que fue modificada por Mercalli en 1902. Esta última sirvió de base a las que existen en la actualidad y que son: la Mercalli Modificada (MM) propuesta por Wood y Newmann en 1931 y Richter en 1958, de amplio uso en América, y la MSK (Medvedev, Sponheur y Karnik) y que ha sido la aceptada en Europa desde 1967. Ambas poseen doce grados de intensidad. En 1992, la escala MSK fue actualizada, pasando a denominarse EMS92, siendo esta la utilizada en Europa en la actualidad.

Con respecto a la magnitud no existe aún en la actualidad un acuerdo absoluto entre la manera de medir este parámetro, lo que lleva a la existencia de numerosas escalas. En nuestro país, se utiliza la escala de magnitud mb (o de ondas internas), pero también podemos citar las escalas de magnitud mD (de duración), Ms (superficial), ML (Richter o local). Todas ellas se diferencian por la metodología con que miden la energía del terremoto y sus valores sólo coinciden en un estrecho rango. Actualmente se tiende a unificar todas estas escalas en una única llamada de magnitud momento, M W, puesto que es la única de todas ellas, capaz de caracterizar perfectamente cualquier tamaño de terremoto. En todos los casos, se trata de una escala no lineal. Por ejemplo, un terremoto de magnitud mb = 5.5 es equivalente a una energía de 10 12 J (una explosión nuclear de 10 kilotones), mientras que uno de magnitud mb = 4.5 es equivalente a una energía de 10 10 J (100 veces menor).

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TIPOS Y LOCALIZACIONES DE LOS TERREMOTOS

En la actualidad se reconocen tres clases generales de terremotos: tectónicos, volcánicos y artificiales. Los sismos de la primera de ellas son, con diferencia, los más devastadores además de que plantean dificultades especiales a los científicos que intentan predecirlos.

Los causantes últimos de los terremotos de la tectónica de placas son las tensiones creadas por los movimientos de las alrededor de doce placas, mayores y menores, que forman la corteza terrestre. La mayoría de los sismos tectónicos se producen en los límites entre dichas placas, en zonas donde alguna de ellas se desliza en paralelo a otra, como ocurre en la falla de San Andrés en California y México, o es subducida (se desliza bajo otra). Los sismos de las zonas de subducción son casi la mitad de los sucesos sísmicos destructivos y liberan el 75% de la energía sísmica.

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Están concentrados en el llamado Anillo de Fuego, una banda estrecha de unos 35.000 km de longitud que coincide con las orillas del océano Pacífico. En estos sismos los puntos donde se rompe la corteza terrestre suelen estar a gran profundidad, hasta 645 km bajo tierra. En Alaska, el desastroso terremoto del Viernes Santo de 1964 es un ejemplo de este caso. Los terremotos tectónicos localizados fuera del Anillo de Fuego se producen en diversos medios. Las dorsales oceánicas (centros de expansión del fondo marino) son el escenario de muchos de los de intensidad moderada que tienen lugar a profundidades relativamente pequeñas. Casi nadie siente estos sismos que representan solo un 5% de la energía sísmica terrestre, pero se registran todos los días en la red mundial de estaciones sismológicas. Otro escenario de sismos tectónicos es una zona que se extiende desde el Mediterráneo y el mar Caspio, a través del Himalaya, terminando en la bahía de Bengala. En esta región, donde se libera el 15% de la energía sísmica, las masas continentales de las placas euroasiática, africana y australiana se juntan formando cordilleras montañosas jóvenes y elevadas. Los terremotos resultantes, producidos a profundidades entre pequeñas e intermedias, han devastado con frecuencia regiones de Portugal, Argelia, Marruecos, Italia, Grecia, Turquía, ExRepública Yugoslava de Macedonia y otras zonas de la península de los Balcanes, Irán y la India. Otra categoría de sismos tectónicos incluye a los infrecuentes pero grandes terremotos destructivos producidos en zonas alejadas de cualquier otra forma de actividad tectónica. Los principales ejemplos de estos casos son los tres temblores masivos que sacudieron la región de Missouri, en 1811 y 1812; tuvieron potencia suficiente para ser sentidos a 1.600 km de distancia y produjeron desplazamientos que desviaron el río Mississippi. Los geólogos creen que estos temblores fueron síntoma de las fuerzas que desgarran la corteza terrestre, como las que crearon el Gran Rift Valley en África. De las dos clases de terremotos no tectónicos, los de origen volcánico rara vez son muy grandes o destructivos. Su interés principal radica en que suelen anunciar erupciones volcánicas. Estos sismos se originan cuando el magma asciende rellenando las cámaras inferiores de un volcán. Mientras que las laderas y la cima se dilatan y se inclinan, la ruptura de las rocas en tensión puede detectarse gracias a una multitud de pequeños temblores. En la isla de Hawai, los sismógrafos pueden registrar hasta 1.000 pequeños sismos diarios antes de una erupción. Los seres humanos pueden inducir la aparición de terremotos cuando realizan determinadas actividades, por ejemplo en el rellenado de nuevos embalses (presas), en la detonación subterránea de explosivos atómicos o en el bombeo de líquidos de las profundidades terrestres. Incluso se pueden producir temblores esporádicos debidos al colapso subterráneo de minas antiguas.

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PARAMETROS Realizar la localización de un sismo es una tarea importante, pero resulta difícil determinar con exactitud sus parámetros debido a la falta, en algunos casos, de un gran número de estaciones distribuidas en las regiones o áreas frecuentemente activas. La localización de un sismo comienza con las lecturas de los tiempos de llegada de las ondas o fases P y S a un determinado número de registros sísmicos obtenidos de las estaciones que integran las redes sísmicas locales, regionales o mundiales. Para la lectura de la información contenida en los registros sísmicos se necesita de mucha experiencia a fin de no cometer errores en la identificación de las fases P y S de cualquier sismo, lo que conllevará a tener mayor certeza o error en la localización del sismo. El 23 de Junio del 2001 la región Sur de Perú fue afectada por un gran sismo que causó muchas pérdidas materiales y sobre todo humanas. En el presente estudio se pretende obtener los parámetros hipocentrales de dicho sismo utilizando 20 registros sísmicos de la Red Sísmica Nacional a cargo del Instituto Geofísico del Perú y dos algoritmos, uno numérico denominado EPI y otro gráfico llamado EPIGRAF. Además, para el cálculo del epicentro del terremoto se ha utilizado otros métodos como el de las mediatrices, los semiplanos y el de Riznichenko, todos permiten de manera rápida y práctica obtener los siguiente parámetros: ubicación del epicentro y profundidad del sismo. También se elabora las dromocrónas de las fases P y S para estimar los valores promedios de sus velocidades. Finalmente se realiza curvas de atenuación de las ondas a partir de los valores de intensidad.

DATOS Para el cálculo de los parámetros hipocentrales del sismo de Arequipa del 23 de Junio del 2001 fue necesario obtener los registros sísmicos de la Red Sísmica Nacional a cargo del Instituto Geofísico del Perú (Figura 1). Para el cálculo de los parámetros del sismo se ha utilizado registros de 20 estaciones, 11 de Periodo Corto: estaciones de Camacho (CAM), Guadalupe (GUA), Huaraca (HCA), Montañita (MTA), Paracas (PAR), Portachuelo (PCH), Porculla (PCU), Pomahuaca (PMA), Quilmana (QUI), Suche (SCH), Zamaca (ZAM) y 9 de Banda Ancha: estaciones de Cajamarca (CAJ), Conima (CON), Cusco (CUS), Huancayo (HUA), Ñaña (NNA), Piura (PIU), Pucallpa (PUC), Toquepala (TOQ) y Huaylas (HLS). Del total de los registros, sólo en 9 se pudo identificar correctamente las fases P y S: estaciones de TOQ, CUS, CON, HUA, NNA, PUC, HLS, CAJ y PIU. En el resto de los registros sólo se observo y se identifico el arribo de la onda P. Estos datos son utilizados para calcular los parámetros hipocentrales del sismo de Arequipa.

MODELO DE VELOCIDAD Un modelo de velocidad considera la distribución de las velocidades de las ondas en el interior de la corteza a través de capas planas. Para la región Sur del Perú sólo se cuenta con modelos de velocidad a escala regional como el propuesto por Ocola y Meyer (1973) a partir de estudios de refracción sísmica y Grange (1983) desde tomografía sísmica.

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El modelo de velocidad utilizado en el cálculo de los parámetros hipocentrales del sismo de Arequipa corresponde al de Grange (1983), debido a que este fue aplicado en el estudio de la sismicidad registrada por una red local que funcionó en la región Sur del Perú en 1981 con bastante acierto (Tabla 1). Tabla 1. Modelo de Velocidad de Grange (1984). Vp = velocidad de la onda P y Prof.= profundidad del nivel inferior de la capa.

RELACIÓN DE VELOCIDADES La relación de velocidades permite estimar la velocidad de la onda S, puesto que en el modelo de velocidad de la Tabla 1 ya se tiene determinada la velocidad de la onda P. La relación de velocidades se obtiene a partir de la curva de Wadati (1933) y para el terremoto de Arequipa es construida a partir de 9 lecturas de los tiempos de llegada de las fases P y S. Los valores de Tp y Ts – Tp se llevan a un gráfico tal como se observa en la Figura 2 y la pendiente de la línea de tendencia representa la relación de velocidades, la que se puede determinar con la siguiente relación: Ts - Tp = Tp – To (Vp/Vs – 1) Con esta ecuación la relación de velocidades es estimada en Vp/Vs = 1.78. Tambien, el tiempo origen To se obtiene restando el valor que se lee a partir de la intersección de la línea de tendencia con el eje de las abscisas y el tiempo de llegada de la onda P a cada estación. Así, para el terremoto de Arequipa se tiene que To = 20 h 33 min 9 s.

Figura 2. Curva de Wadati para el cálculo de la relación de velocidades y tiempo origen del sismo de Arequipa.

DETERMINACIÓN DE LOS PARÁMETROS HIPOCENTRALES. Método Numérico El programa EPI, está basado en el algoritmo numérico Fasthypo (Hermann, 1982) y fue adaptado para su uso en el IGP por Rodríguez (1994a). El programa utiliza como datos de

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO entrada las lecturas de tiempos de llegada de las fases P y S, la duración del registro del sismo, modelo y relación de velocidades con lo cual determina la latitud, longitud, profundidad, tiempo de origen del sismo. Para el cálculo del epicentro del sismo del 23 de Junio del 2001 se ha visto por conveniente reagrupar la base de datos en 4, tomando en cuenta el azimut y la distancia epicentral de cada una de las estaciones a la zona del terremoto, y así analizar cuál de estos grupos ofrece una mejor solución. El primer grupo considera al total de las estaciones que registraron el sismo: ZAM, TOQ, GUA, CUS, PAR, QUI, CON, HUA, NNA, SCH, CAM, PUC, HLS, CAJ, PCU, PCH, HCA, PMA, MTA y PIU, obteniéndose como solución, el epicentro ubicado en las siguientes coordenadas 16.72º S, 73.67º W y una profundidad igual a 0 Km. El valor de la profundidad está asociado a la utilización de estaciones alejadas de la zona del epicentro como las ubicadas al Norte del Perú (PUC, HLS, PMA, MTA y PIU). Las residuales para los tiempos de llegada de las ondas presentan valores que van desde 0.3 a 22.8, se presenta valores grandes en las residuales debido a que se uso lecturas de estaciones muy alejadas como las del Norte del Perú. Para el segundo grupo se han considerado las estaciones del Centro y Sur de Perú: ZAM, TOQ, GUA, CUS, PAR, QUI, CON, HUA, NNA, SCH, CAM. Con este grupo se tiene como resultado la ubicación del epicentro en las coordenadas –16.91º S, -73.95º W y una profundidad de 18.2 Km. Los valores de las residuales son menores a las que se obtuvieron en el anterior grupo y van desde 0.1 a 3.7 la reducción de los valores en las residuales demuestra la influencia que causan la utilización de estaciones lejanas. El tercer grupo comprende las estaciones de Banda Ancha: TOQ, CUS, CON, HUA y NNA, ubicadas en las regiones Central y el Sur de Perú. En todas estas estaciones se identifico ambas fases P y S, ademas de ubicarse alrededor del epicentro. Los resultados que se obtienen indican que el epicentro esta en las coordenadas –16.91º S, -73.94ºW y una profundidad de 20.0 Km. Los valores obtenidos para las residuales van desde 0.8 hasta 3.8. El cuarto grupo considera a las estaciones de Banda Ancha y Periodo Corto de ZAM, TOQ, CON, CUS, GUA, PAR. En este grupo se tiene una equidad en la distancia para las estaciones cercanas al área afectada por el terremoto y se obtuvieron los resultados de la Tabla 2. Los valores de las residuales y los rangos de error son más pequeños que los obtenidos en los anteriores grupos y la rmc es parecida al anterior grupo. Los valores obtenidos sugieren que esta solución es la más adecuada. Los resultados obtenidos con cada grupo se presentan en la Tabla 3 donde se observa que los menores rangos de error pertenecen al grupo 4. Por esto se considera al grupo 4 como el que mejor representa la localización del sismo.

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Método Gráfico EPIGRAF es un algoritmo gráfico en modo iterativo desarrollado por Rodríguez (1994b) a partir de la metodología de Eiby y Muir (1990). El algoritmo EPIGRAF calcula la ubicación del terremoto con la diferencia de tiempos de llegada entre las fases P y S, y las tablas de distancia Tiempo con las cuales se estima la velocidad de propagación de las ondas sísmicas. Con estos Datos se obtiene la distancia epicentro – estación que es generada por la multiplicación de la Velocidad promedio de la onda P y la diferencia de tiempo de llegada entre las fases P y S. Esta distancia genera un circulo que tiene como centro la estación de registro y la intersección de varios de éstos círculos de diferentes estaciones indica la localización del epicentro asociado a una determinada profundidad (Antayhua 2000). Para calcular el epicentro del sismo del 23 de junio del 2001 con este algoritmo, se utilizó los mismos grupos de estaciones formados en el cálculo con el EPI. El primer grupo considera al total de las estaciones que registraron el sismo y se obtiene como resultado que el sismo se localiza en las coordenadas –16.50 S y – 74.09 W con una profundidad para el foco de 34 Km, tal como se muestra en la Figura 3a. Se observa que los círculos presentan irregularidades en cuanto a la intersección y presenta alejamiento de algunos de ellos. Este alejamiento entre círculos son presentados sobre todo por las estaciones con mayor distancia epicentral y generan mayor error ya que no pueden definir una intersección puntual por su gran distancia epicentral. Con el segundo grupo se ha obtenido el epicentro en las coordenadas -17.04º S y - 74.05º W y una profundidad para el foco de 183 Km. El gráfico resultante para este grupo se muestra en la Figura 3b y en ella se puede apreciar que los círculos aproximadamente se interceptan en un punto, pero la profundidad resulta muy grande para la zona donde se ubica el epicentro. Por lo que esta solución no estaría acorde con la sismicidad en esa zona. Para el tercer grupo se tiene la ubicación del epicentro en las coordenadas -17.14º S y -74.21º W con una profundidad de 33 Km. El resultado gráfico se presenta en la Figura 3c, donde se puede observar que los círculos aproximadamente se interceptan en un punto ha excepción del generado por la estación de Huancayo (HUA) que se encuentra desplazado hacia el sur del epicentro, posiblemente sea debido a que el valor de velocidad asumido para esta estación por el programa no es el indicado.

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En el cuarto grupo se tiene las coordenadas -16.67º S y -73.79º W para el epicentro del sismo y una profundidad igual a 30 Km. El resultado de esta localización se muestra en la Figura 3d donde se observa que los círculos se interceptan casi en un punto, ha excepción de la estación de Conima (CON) que presenta un ligero alejamiento del epicentro, pero a pesar de esto, la solución parece ser la mas óptima ya que considera una buena distribución geométrica de las estaciones y no se encuentran muy alejadas del área afectada. Los valores que se obtuvieron para los parámetros hipocentrales con cada uno de los grupos se presentan en la Tabla 4 y en ella se puede observar que hay variación en cuanto a la localización epicentral y una mayor diferencia se encuentra en la profundidad del foco. De los cuatro resultados podría tenerse en consideración los parámetros obtenidos con el grupo 4, ya que los círculos se interceptan aproximadamente en un punto y sobre todo una profundidad coherente con respecto a la ubicación del epicentro. Tabla 4. Resumen de resultados obtenidos con el Algoritmo EPIGRAF y los cuatro grupos descritos en el texto.

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Otros Métodos - Método de las Mediatrices Este es un método sencillo y práctico para calcular el epicentro de un sismo y para su aplicación se requiere estaciones en las cuales el sismo se ha registrado en igualdad de tiempo o con una diferencia de 1 segundo. Entonces, se entiende que el sismo estaría localizado entre estas estaciones a lo largo de la mediatriz formada a partir de la línea que une ambas estaciones. Para una mejor localización del epicentro es preferible tener varias de estas estaciones distribuidas acimutalmente alrededor de la zona del terremoto. Para el sismo del 23 de Junio del 2001 se ha utilizado tres pares de estaciones (Tabla5). El primer par de estaciones es TOQ - GUA, el segundo CUS - PAR, el tercero QUI - CON. Como se puede observar en la Tabla 5, la diferencias que presentan los tres pares de estaciones están dentro de un rango que va de 0.9 a 2.7 segundos. Esta diferencia implica que se comete un mayor error y el epicentro queda fuera de la mediatriz, pero como no se cuenta con mas pares de estaciones con diferencias menores a los valores ya presentados, se ha realizado el método de las mediatrices con estos tres pares de estaciones. En la Figura 4 se observa el resultado obtenido con el método de las mediatrices donde se nota que las mediatrices no coinciden exactamente en un punto debido a las diferencias de tiempo que se tiene entre cada par de estaciones. Sin embargo, la mediatriz del par de estaciones CUS-PAR permite aproximar el epicentro del sismo de Arequipa en las coordenadas 16.6º S y 73.8º W.

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO - Método de los Semiplanos. Este método utiliza una metodología parecida a la anterior; sin embargo es posible utilizar pares de estaciones con diferencias en su tiempo de registro. El procedimiento considera un par De estaciones para las cuales se obtiene la mediatriz a partir de la línea que une a ambas estaciones, luego se observa en cual estación es que se ha registrado primero el sismo y entonces, se asume que en el semiplano perteneciente a esta estación es donde se encuentra el epicentro del sismo, descartando el otro semiplano. Con el descarte de varios semiplanos se conseguirá tener un aproximado de la ubicación del sismo, ya que los semiplanos cercaran al epicentro del sismo en un área ó un punto. En la Figura 5 se presenta los resultados para el terremoto de Arequipa siguiendo el procedimiento descrito y utilizando cuatro pares de estaciones: TOQ - CUS, PAR - CON, CON NNA, PUC – HLS (Tabla 6). Con los semiplanos formados por los cuatro pares de estaciones se ha delimitado un área que se muestra en la Figura Siendo ésta demasiado grande para dar un epicentro puntual del sismo por lo que se entiende que en toda el área se puede ubicar el epicentro del sismo.

- Método de Riznichenko. El método de Riznichenko es una técnica simple y rápida que permite estimar la profundidad del sismo a partir de la relación entre la velocidad promedio de la onda P y el tiempo Tz determinado por el diagrama de Riznichencko (Figura 6). Este diagrama se construye a partir de la diferencia de los tiempos de llegada de P y S (Ts – Tp) y la distancia epicentral calculada con el algoritmo numérico para cada una de las estaciones, permitiendo estimar la profundidad del foco con la siguiente relación: Vm2 Tp2 = D2 + h2 Donde, Vm es velocidad media de la onda P en la corteza y D la distancia epicentral a cada una de las estaciones. La intersección de la recta sobre el eje de las ordenadas define el punto Tz = 2.3 el cual se relaciona con la profundidad mediante la ecuación:

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Tz = h/V Donde, h es la profundidad del foco y V velocidad media de la onda P. Con una velocidad promedio para la onda P igual a 7.4 Km/seg calculada a partir de la dromocrónas de P (se discutirá más adelante) y con la relación anterior, se ha estimado la profundidad del foco en 17 Km.

- Cálculo de la profundidad con Imáx. Para estimar la profundidad del foco del sismo de Arequipa del 2001 a partir del valor de máxima intensidad, se puede utilizar dos relaciones: La primera es la de Shebalin (1950) y la segunda utiliza el radio de perceptibilidad con la intensidad máxima. Para estimar la profundidad del foco con la primera relación se ha considerado la intensidad máxima de VIII MM y la magnitud local de 6.9 (ML), ambos valores fueron obtenidos del reporte del IGP. La relación utilizada es, M = 2/3Io + 2.3log h –2.0 Donde, M es la magnitud del sismo, Io la Intensidad máxima y h la profundidad. Con esta relación, para el sismo del 23 de junio del 2001, se obtiene una profundidad aproximada de 35 Km. Con la segunda relación y utilizando un radio promedio de perceptibilidad de 300 Km, la máxima intensidad de VIII grados en la escala Modificada de Mercalli y la siguiente relación,

Donde, h es la profundidad focal, R el Radio promedio de intensidad e Io la Intensidad máxima. Con esta relación se ha determinado la profundidad para el sismo en 24 Km. DROMOCRÓNAS P Y S Las dromocrónas permiten relacionar el tiempo de llegada de las fases P y S con la distancia epicentro estación. Para tabular estos valores se han utilizado los resultados obtenidos por el algoritmo EPI. Para obtener las velocidades promedio para cada una de las fases, se han llevado los datos de tiempo de arribo y la distancia epicentro-estación de cada una de las estaciones a un gráfico que los relaciona mediante una regresión lineal. La inversa de la pendiente de la ecuación lineal representaría la velocidad promedio de propagación de las ondas sísmicas. Las dromocrónas que se presentan en la Figura 7, sugieren velocidades promedio para la onda P igual a 7.4 Km/seg. y para la onda S de 4.4 Km/seg.

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ATENUACIÓN DE LA INTENSIDAD. Teóricamente se espera que un sismo presente líneas radiales para las isosistas con relación al epicentro, ya que la propagación de las ondas es en todas direcciones. Pero esto no ocurrió con el sismo de Arequipa (Figura 8), donde las isosistas presentan formas elipsoidales con su eje mayor paralelo a la línea de costa (Tavera et al, 2001). Esta forma de las isosistas se debe a que el sismo ocurrió cerca a la línea de costa y la presencia de la Cordillera Andina juega un rol importante como atenuante de la energía, (Tavera y Buforn, 1998).

En este estudio se han realizado tres curvas de atenuación de la intensidad para el sismo de Arequipa, a partir del epicentro calculado por el IGP (Figura 8): una en dirección NO que comprende las líneas OA y OB paralelas a la línea de costa, y otra en dirección NE perpendicular a la línea de costa (OC). Como puede observarse en la curva OC en dirección NE, la distancia alcanzada por la intensidad es corta y sugiere mayor atenuación debido a que en esta dirección se encuentra la Cordillera Andina, la misma que actúa como una estructura atenuante. En la curva OA en dirección NO presenta valores de Imax a mayores distancias debido a que en esta dirección no

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO hay una gran estructura atenuante como en el caso anterior. La curva OB en dirección SE presenta la mayor distancia para la Imax y menor atenuación, ya que se observa un mayor alejamiento de las Imax en relación al epicentro y sugiere que por esta zona la energía no encontró estructuras que actúen como atenuantes comparándola con las anteriores curvas. En este estudio se han realizado tres curvas de atenuación de la intensidad para el sismo de Arequipa, a partir del epicentro calculado por el IGP (Figura 8): una en dirección NO que comprende las líneas OA y OB paralelas a la línea de costa, y otra en dirección NE perpendicular a la línea de costa (OC). Como puede observarse en la curva OC en dirección NE, la distancia alcanzada por la intensidad es corta y sugiere mayor atenuación debido a que en esta dirección se encuentra la Cordillera Andina, la misma que actúa como una estructura atenuante. En la curva OA en dirección NO presenta valores de Imax a mayores distancias debido a que en esta dirección no hay una gran estructura atenuante como en el caso anterior. La curva OB en dirección SE presenta la mayor distancia para la Imax y menor atenuación, ya que se observa un mayor alejamiento de las Imax en relación al epicentro y sugiere que por esta zona la energía no encontró estructuras que actúen como atenuantes comparándola con las anteriores curvas. Con estas tres curvas de atenuación se puede deducir que hay diferencias de propagación y atenuación en estas tres direcciones con relación al epicentro debido a las diferentes estructuras y características geológicas en la región Sur de Perú.

EFECTOS DE LOS TERREMOTOS Los terremotos producen distintas consecuencias que afectan a los habitantes de las regiones sísmicas activas. Pueden causar muchas pérdidas de vidas al demoler estructuras como edificios, puentes y presas. También provocan deslizamientos de tierras. Otro efecto destructivo de los terremotos, en especial los submarinos, son las olas sísmicas o tsunamis, su nombre japonés. Estas paredes elevadas de agua, que pueden alcanzar 15 m de altura y alcanzar velocidades de 800 km/h, han golpeado las costas pobladas con tanta fuerza como para destruir ciudades enteras. En 1896, Sunriku, en Japón, con una población de 20.000 personas, sufrió este destino devastador. En diciembre de 2004 un terremoto submarino, de magnitud 9,0 en la escala de Richter, originado en torno a la costa noroccidental de la isla indonesia de Sumatra, en el océano Índico, generó un tsunami que alcanzó las costas de 12 países, dejando más de 280.000 muertos en los países que rodean el océano Índico.

La licuación del suelo es otro peligro sísmico, en especial donde hay edificios construidos sobre terreno que ha sido rellenado. La tierra usada como relleno puede perder toda su consistencia y comportarse como arenas movedizas cuando se somete a las ondas de choque de un sismo;

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO las construcciones que reposan sobre este material quedan engullidas bajo tierra, como ocurrió en 1906 en el terremoto de San Francisco.

ESCALAS DE INTENSIDAD Los sismólogos han diseñado dos escalas de medida para poder describir de forma cuantitativa los terremotos. Una es la escala de Richter —nombre del sismólogo estadounidense Charles Francis Richter— que mide la energía liberada en el foco de un sismo. Es una escala logarítmica con valores medibles entre 1 y 10; un temblor de magnitud 7 es diez veces más fuerte que uno de magnitud 6, cien veces más que otro de magnitud 5, mil veces más que uno de magnitud 4 y de este modo en casos análogos. Se estima que al año se producen en el mundo unos 800 terremotos con magnitudes entre 5 y 6, unos 50.000 con magnitudes entre 3 y 4, y sólo 1 con magnitud entre 8 y 9. En teoría, la escala de Richter no tiene cota máxima, pero hasta 1979 se creía que el sismo más poderoso posible tendría magnitud 8,5. Sin embargo, desde entonces, los progresos en las técnicas de medidas sísmicas han permitido a los sismólogos redefinir la escala; hoy se considera 9,5 el límite práctico.

La otra escala, introducida al comienzo del siglo XX por el sismólogo italiano Giuseppe Mercalli, mide la intensidad de un temblor con gradaciones entre I y XII. Puesto que los efectos sísmicos de superficie disminuyen con la distancia desde el foco, la medida Mercalli depende de la posición del sismógrafo. Una intensidad I se define como la de un suceso percibido por pocos, mientras que se asigna una intensidad XII a los eventos catastróficos que provocan destrucción total. Los temblores con intensidades entre II y III son casi equivalentes a los de magnitud entre 3 y 4 en la escala de Richter, mientras que los niveles XI y XII en la escala de Mercalli se pueden asociar a las magnitudes 8 y 9 en la escala de Richter.

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PREDICCIÓN DE TERREMOTOS Los intentos de predecir cuándo y dónde se producirán los terremotos han tenido cierto éxito en los últimos años. En la actualidad, China, Japón, la antigua Unión Soviética y Estados Unidos son los países que apoyan más estas investigaciones. En 1975, sismólogos chinos predijeron el sismo de magnitud 7,3 de Haicheng, y lograron evacuar a 90.000 residentes sólo dos días antes de que destruyera el 90% de los edificios de la ciudad. Una de las pistas que llevaron a esta predicción fue una serie de temblores de baja intensidad, llamados sacudidas precursoras, que empezaron a notarse cinco años antes. Otras pistas potenciales son la inclinación o el pandeo de las superficies de tierra y los cambios en el campo magnético terrestre, en los niveles de agua de los pozos e incluso en el comportamiento de los animales. También hay un nuevo método en estudio basado en la medida del cambio de las tensiones sobre la corteza terrestre. Basándose en estos métodos, es posible pronosticar muchos terremotos, aunque estas predicciones no sean siempre acertadas.

TERREMOTOS DEVASTADORES Los registros históricos de terremotos anteriores a mediados del siglo XVIII son casi inexistentes o poco fidedignos. Entre los sismos antiguos para los que existen registros fiables está el que se produjo en Grecia en el 425 a.C., que convirtió a Eubea en una isla; el que destruyó la ciudad de Éfeso en Asia Menor en el 17 d.C.; el que arrasó Pompeya en el 63 d.C., y los que destruyeron parte de Roma en el 476 y Constantinopla (ahora Estambul) en el 557 y en el 936. En la edad media se produjeron fuertes terremotos en Inglaterra en 1318, en Nápoles en 1456 y en Lisboa en 1531. El sismo de 1556 que mató a 800.000 personas en Shaanxi (Shensi), provincia de China, fue uno de los mayores desastres naturales de la historia. En 1693 un terremoto en Sicilia se llevó unas 60.000 vidas; al principio del siglo XVIII, la ciudad japonesa de Edo (en el emplazamiento del Tokio moderno) fue destruida y murieron unas 200.000 personas. En 1755 Lisboa fue devastada por un terremoto y alrededor de 60.000 personas murieron —este desastre aparece en Cándido, novela del escritor francés Voltaire—. La sacudida fue tan fuerte que se sintió hasta en las regiones interiores de Inglaterra. Quito, la capital de Ecuador, sufrió un terremoto en 1797 en el que murieron más de 40.000 personas. Uno de los terremotos más famosos fue el del área de San Francisco de 1906 que causó extensos daños y se cobró aproximadamente 700 vidas. En Latinoamérica, el mes de agosto de ese mismo año en Valparaíso, Chile, un sismo acabó con la vida de unas 20.000 personas; en enero de 1939 en la ciudad de Chillán, también en Chile, murieron 28.000 personas. En 1970, en el norte de Perú murieron unas 66.000 personas. El sismo de Managua, Nicaragua, el 23 de diciembre de 1972 destruyó por completo la ciudad y murieron más de 5.000 personas. El 19 de septiembre de 1985, un terremoto en la ciudad de México provocó la muerte de miles de personas. En 1988 un fuerte terremoto sacudió el norte de Armenia ocasionando la muerte de unas 25.000 personas. El sismo de magnitud 7,2 en la escala de Richter ocurrido el 17 de enero de 1995 en el área de Hanshin-Awaji en Japón, tuvo un efecto destructivo sobre la ciudad de Kōbe donde unos 100.000 edificios fueron destruidos y perecieron más de 6.000 personas. El noreste de Turquía fue sacudido en 1999 por un terremoto, de magnitud 7,4 en la escala de Richter, que provocó la muerte de decenas de miles de personas.

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO El 26 de enero de 2001 un terremoto (de 7,9 grados en la escala de Richter) asoló el estado de Gujarāt en la India. A finales de 2003, el sureste de Irán sufrió un fuerte terremoto, de magnitud 6,6 en la escala de Richter, que provocó la muerte de al menos 40.000 personas y destruyó gran parte de la histórica ciudad de Bam.

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CAUSA A TRAVES DE LOS SISMO

TIPOS DE TERREMOTOS Según la profundidad del foco se clasifican en: Foco poco profundo: Son los terremotos que ocurren a menos de 70 km por debajo de la superficie. Foco intermedio: Suceden entre 70 y 300 km bajo la superficie. Foco profundo: Más de 300 km bajo la superficie. Según cálculos científicos más del 75% de la energía sísmica se libera en estos terremotos.

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO

El epicentro se localiza trazando una línea vertical sobre el foco hasta la superficie terrestre. Según el tipo de movimiento: Al generarse un temblor las ondas sísmicas se propagan en todas direcciones, provocando el movimiento del suelo tanto en forma horizontal como vertical. Trepidatorio: Se localiza en los lugares cercanos al epicentro, donde la componente vertical del movimiento es mayor que las horizontales. Oscilatorio: Al ir viajando las ondas sísmicas, las componentes de movimiento se atenuan, pero al llegar a un suelo blando, las componentes horizontales se amplifican y se dice que el movimiento es oscilatorio.

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TIPOS DE ONDAS SÍSMICAS

Existen ondas de compresión, ondas transversales y ondas superficiales como Love o Rayleigh. Las Ondas de compresión son las más rápidas por eso se llaman ondas primarias (ondas P). Las ondas transversales son un poco más lentas, llegan un poco más tarde a la estación (Ondas secundarias u ondas P). Las diferencias en las velocidades se usa en la medición de temblores y terremotos. La diferencia entre la llegada de la onda "p" y de la onda "s" (delta t) corresponde a la distanciadel foco. (delta t es grande, sí el foco es muy lejano, porque la onda p se propaga más rápido).

ONDAS "P" U ONDAS LONGITUDINALES U ONDAS DE COMPRESIÓN Las partículas de una onda p, longitudinal o de compresión oscilan en la dirección de

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO propagación de la onda. Las ondas p son parecidas a las ondas sonoras ordinarias. Las ondas p son más rápidas que las ondas s o es decir después un temblor en un observatorio primeramente llegan las ondas p, secundariamente las ondas s.

ONDAS "S" U ONDAS TRANSVERSALES U ONDAS DE CIZALLA Las partículas de una onda s, transversal o de cizalla oscilan perpendicularmente a la dirección de propagación. Se distingue las ondas sh, cuyas partículas oscilan en el plano horizontal y perpendicular a la dirección de propagación, y las ondas sv, cuyas partículas oscilan en el plano vertical y perpendicular a la dirección de propagación. En las ondas s polarizadas sus partículas oscilan en un único plano perpendicular a su dirección de propagación

ONDAS DE RAYLEIGH

Rayleigh (1885) predijo la presencia de ondas superficiales diseñando matemáticamente el movimiento de ondas planas en un espacio seminfinito elástico. 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. En la superficie el movimiento de las partículas es retrógrado con respecto al avance de las ondas. La velocidad de las ondas Rayleigh (vRayleigh) es menor que la velocidad de las ondas s (transversales) y es aproximadamente vRayleigh = 0,9 x Vs, según DOBRIN (1988).

ONDAS DE LOVE

Love (1911) descubrió la onda superficial, que lleva su nombre estudiando el efecto de vibraciones elásticas a una capa superficial.

Las ondas de Love requieren la existencia de una capa superficial de menor velocidad en comparación a las formaciones subyacentes o es decir un gradiente de velocidad positivo (velocidad se incrementa) con la profundidad. Las ondas de Love son ondas de cizalla, que oscilan solo en el plano horizontal, es decir las ondas de Love son ondas de cizalla horizontalmente polarizadas.

COMPORTAMIENTO DE LAS ONDAS SÍSMICAS EN LAS ROCAS Los parámetros característicos de las rocas, que se determina con los métodos sísmicos son la velocidad de las ondas p y s, el coeficiente de reflexión, la densidad. Propiedades de las rocas,

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO que influyen estos parámetros son: a) Petrografía, contenido en minerales. b) Estado de compacidad. c) Porosidad = porcentaje o proporción de espacio vacío (poros) en una roca. d) Relleno del espació vacío o es decir de los poros. e) Textura y estructura de la roca. f) Temperatura. g) Presión.

Una variación en una de estas propiedades de la roca puede ser relacionada por ejemplo con un límite entre dos estratos litológicos, con una falla o una zona de fallas, con un cambio en el relleno del espacio poroso de la roca. Tabla: Las velocidades de las ondas en diferentes medios:

Medio

Velocidad de la onda primaria (vp) en m/ seg.

Velocidad de la onda secundaria (vs) en m/seg.

Granito

5200

3000

Basalto

6400

3200

Calizas

2400

1350

Areniscas

3500

2150

Durante del cambio de un medio al otro las ondas sísmicas tienen que cambiar su velocidad, significa también que van a separarse en una parte reflejada y en una otra parte refractada.

COMPORTAMIENTO DE LAS ONDAS SÍSMICAS EN UNA INTERFASE HORIZONTAL ENTRE DOS DISTINTOS MEDIOS LITOLÓGICOS A partir de una fuente de ondas sísmicas situadas en la superficie como un tiro o un peso cayéndose en el suelo se generan distintas ondas de las siguientes características: La onda directa se propaga a partir de la fuente de ondas sísmicas en el medio superior con la velocidad uniforme v1.

La onda reflejada se engendra por la reflexión de la onda directa incidente en la interface entre medio 1 y medio2 y se propaga con la velocidad v1. Una porción de la onda incidente en la interface entre medio 1 y medio 2 pasa por la interface y se refracta. La onda refractada se propaga en el segundo medio con la velocidad v2. A través de los datos entregados por las reflexiones sísmicas se puede construir el horizonte de reflexión que corresponde a un cambio de materiales. Por ejemplo diferentes estratos o fallas tectónicas.

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SISMOS MÁS REPRESENTATIVOS DEL MUNDO Fecha

Magnitud

Epicentro

Zonas afectadas

Daños y pérdidas humanas

Año 526

X

X

Costa del Mediterráneo 200.000 muertos

826

X

X

Corinto, Grecia

45.000 muertos

1201

X

X

Oriente Medio

1.200.000 muertos, sismo más trágico y antiguo.

1268

8,4

X

Sicilia, Italia

60.000 muertos

1556

9,4

X

Shaanxi, China

1.000.000 de muertos, siendo el terremoto más mortífero de la historia reciente.

26/01/1531 8,1

Cerca de Lisboa, Portugal

Portugal

30.000 muertos

23/01/1556 8,0

Shenshi, China

China.

830.000 muertos

Noviembre 7,8 de 1667

Shemaka, Cáucaso, Azerbaiyán

Cordillera Caucásica

80.000 muertos

11/01/1693 8,1

Catania, Italia

Italia

66.000 muertos

11/10/1737 7,1

Calcuta, India

Norte de India, 30.000 muertos Cordillera del Himalaya,

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sur de Pakistán y Bangladesh.

28/10/1746 8.0 - 9.5

Callao, Perú

Callao, Lima

Devastación de Lima (5.000 muertos) y desaparición del puerto y ciudad del Callao a causa de maremoto (sobrevivieron sólo 250 habitantes, aprox. 5.000 muertos)

07/06/1755 8,4

Costa de Irán junto al Mar Caspio

Norte de Irán

40.000 muertos

01/11/1755 9,2

Lisboa, Portugal

Portugal, España y Norte de África. Se sintió en Francia y Cifra fluctúa entre 130.000 y 200.000 Estados Unidos. El muertos tsunami producido afectó el norte de África y la Península Ibérica

04/02/1783 8,9

Calabria, Italia

Italia

57.865 muertos

04/02/1797 8,2

Quito, Ecuador

Ecuador

44.000 muertos

Nuevo Madrid, Missouri

La mayor serie de movimientos sísmicos afectaron a Estados 270 muertos Unidos: cambió varios cursos del cauce del río Misisipi

05/09/1822 X

Allepo, Asia menor

Asia menor

22.000 muertos

18/12/1828 X

Echigo, Japón

Japón

30.000 muertos

13/08/1868 X

X

Arica, Perú (actualmente territorio chileno tras la guerra del Pacífico, 18791884). Después de ser destruida por el terremoto, Arica fue arrasada por grandes olas. Todos los barcos anclados en la bahía fueron destruidos.

40.000 muertos (25.000 de ellos en Perú)

16/08/1868 X

X

Ecuador y Colombia

70.000 muertos

03/04/1872 7,5

X

Antioquia, Turquía

Más de 1.000 muertos

1811-1812

3,6 - 6,7

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO

18/05/1875 8,5

X

Cucuta, Colombia

Más de 30.500 muertos

15/06/1896 X

X

Riku-ugo, Japón

22.000 muertos

18-04-1906 8,6

Cerca de San Francisco, Estados Unidos

San Francisco, Santa Rosa, Salinas y San José, Estados Unidos

13.700 muertos y 28.000 edificios destruidos.

16-08-1906 8,6

Valparaíso, Chile

Chile

26.200 muertos

28/12/1908 7,5

Mesina, Italia

Italia

120.000 muertos

13/01/1915 7,0

Avezzano, Italia

Italia

35.917 muertos

1917

7,0

Cerca de Los Ángeles, California

California

No se calcularon los muertos ni los daños

16/12/1920 8,5

Kansu, China

China

180.000 muertos

01-09-1923 8,3

Tokio, Japón

Tokio y Yokohama

231.000 muertos y más de la mitad de Tokio destruida. Cifras más realistas colocan el total aproximado en 310.000 fallecidos

01-10-1923 8,2

Kwato, Japón

Japón

143.000 muertos

26-12-1932 7,6

Kansu, China

China

70.000 muertos

02-03-1933 8,9

Costa Noroeste, Japón

Noroeste de Japón

Aprox. 2.990 muertos

10-03-1933 6,3

Long Beach (Sur de California), Estados Unidos

California

3 muertos

15-01-1934 8,4

Bihar, Nepal

India y Nepal

10.700 muertos

1934

Frente a Panamá Panamá

Desconocido

31-03-1935 8,4

X

Quetta, Beluchistán

Más de 66.000 muertos

31-05-1935 7,5

Queta, India

India

50.000 muertos

24-01-1939 8,3

Chillán, Chile

Provincias del centrosur de Chile. Específicamente las

40.000 muertos

7,5

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO

provincias del Maule, Linares, Ñuble y Concepción. 26-12-1939 7,9

X

Erzincán, Turquía

18-05-1940 7,1

X

Imperial Valley, Estados 9 muertos Unidos

24-05-1940 8.0

Lima, Perú

Perú

Daños severos y más de 1.000 muertos

04-03-1942 X

X

Japón

82.000 muertos

1943

Noroeste de Puerto Rico

Puerto Rico

Daños importantes

15-01-1944 7,0

San Juan, Argentina

Argentina

Más de 20.000 muertos. Algunas cifras alcanzan 40.000

08-12-1946 X

Shiho-Ku, Japón

Japón

2.000 muertos

02-06-1948 X

Fuku-i, Japón

Japón

Aprox. 5.100 muertos

21-05-1950 6.4

Cusco, Perú

Perú. Montañas se derrumbaron parcial y totalmente.

Aprox. 1,500

04-03-1952 X

Hokkaido, Japón

Japón

Aprox. 8.233 muertos

21-06-1952 7,7

X

Bakersfield

12 muertos

1953

X

X

Isla del mar Jónico, Grecia

> 8.000 muertos

1954

6,7

Orléansville, Argelia

Argelia

> 10.000 muertos

1957

X

X

Norte de Irán

Más de 25.000 muertos

18-08-1959 8,2

Montana, cerca del parque Yellowstone, Estados Unidos

Montana y sus alrededores

Sin víctimas. Causó el desplome de una montaña sobre un río

29-02-1960 X

Agadir, Marruecos

Marruecos

36.800 muertos

22-05-1960 9,6

Valdivia, Chile

7,5

74.000 muertos

Chile, Valdivia se 2.000 muertos en Chile, y más 3.000 hundió 4 m bajo el nivel en las costas de Océano Pacífico, con

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO

(El más grande registrado)

01-09-1962 7,2

Buyin-Zara, Quazvin. Noroeste de Irán

del mar, y el maremoto producido por este sismo se propagó por todo el Océano Pacífico, el cual además de Valdivia y otras zonas del sur de Chile afectó a Hawaii y Japón principalmente.

2.000.000 de damnificados. Se llega a una cifra aproximada de 7.000 a 10.000 muertos.

Noroeste de Irán

12.230 víctimas

26-07-1963 X

X

Skopjé, Yugoslavia

La sacudida duró 20 s pero dejó convertida la ciudad en un montón de ruinas y sepultó entre los escombros a millares de personas. > 10.000 muertos, 3.000 desaparecidos.

04-06-1964 4,6

Nigata, Japón

Nigata y sus alrededores

Aunque parezca muy increíble, este sismo dejó 26 muertos y 447 heridos

28-03-1964 9.2

X

Valdes-Alaska, Estados 2,465 víctimas (oficialmente) Unidos

1965

X

X

Valparaíso, Chile

Varios muertos

1965

X

X

Nagano, Japón

Desconocido

19-08-1966 6,7

Turquía oriental

Turquía

Aprox. 2.520 muertos

29-07-1967 6,2

Caracas, Venezuela

Caracas, Venezuela

1.000 muertos (casi 300 de ellos en Caracas), 5.000 heridos y grandes daños materiales

Miyazaki, Japón

42 heridos

Norte de Irán

Más de 12.000 muertos. Cifras extraoficiales la elevan a 20.000

Magnitud desconocida, sólo se sabe 26-02-1968 X que fueron tres sismos consecutivos

31-08-1968 X

Cerca del norte de Irán

31-05-1970 7,9

Ancash, Perú

Perú. El alud producido Más de 80.000 muertos, la cifra real por el terremoto sepultó quizá exceda los 100.000 la ciudad de Yungay. Afectó a la ciudad de Lima. Miles de desaparecidos y

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO

millares de damnificados.

X

Turquía

Numerosos muertos, cantidad que fluctúa entre 21.500 y 30.000

03-10-1974 7,5

Lima, Perú

Perú

Casi 300 muertos

04-02-1976 7,5

Guatemala

Guatemala

44.000 muertos

1970

X

28-07-1976 7,8

Tangshan, China

Tangshan, China

242.000 muertos. Actualmente se maneja la cifra de 760.000 víctimas, siendo considerado el terremoto más mortífero de los últimos tiempos.

16-09-1978 7,7

Noreste de Irán

Noreste de Irán

25.000 muertos

03-03-1985 7,8

Zona Central de Chile (entre la II y IX regiones). La ciudad más afectada fue San Antonio.

Afectó a la ciudad de Santiago, Valparaíso, 585 muertos, 3.000 heridos, Rancagua, San Antonio aproximadamente 1.000.000 de y todo el valle central damnificados. chileno

19-09-1985 8,1

México D.F., Lázaro Cárdenas, Michoacán, Guerrero, Michoacán Jalisco, Colima

La cifra del Gobierno fue de 9,500 muertos; sin embargo, se cree que pudieron llegar a ser más de 45,000 sólo en la Ciudad de México.

10-10-1986 7,5

Planes de Renderos

San Salvador

1.600 muertos, edificios altos del centro totalmente destruidos

07-03-1987 6,0 y 6,9

El Reventador, Napo

Ecuador

25.000 muertos (4.000 desaparecidos), grave daño a la industria petroquímica.

07-12-1988 7,5

Noroeste de Armenia

Noroeste de Armenia

25.000 muertos, tal vez la cifra real alcance los 100.000

Noroeste de Irán

67.914 muertos, algunas cifras extraoficiales elevan la cifra hasta rondar los 100.000

21-06-1990 Entre 7,3 y 7,7 Noroeste de Irán

22-04-1991 7,7

36 km al suroeste de Limón (70 km al sureste de Turrialba, 114 km al sureste de San José).

22-03-1992 6,2

Erzincan, Turquía Erzincan

Causó daños en un área de 8 000 km2, que 48 muertos en Costa Rica y 79 en incluyen el 80% del Panamá; 651 heridos en Costa Rica y territorio costarricense y 1.061 en Panamá. el 20% del de Panamá.

762 muertos, 2.600 heridos, 150,000

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO

damnificados.

30-09-1993 6,0

Latur

Latur, India

10.000 muertos. La cifra exacta no se logrará saber nunca, pero datos más realistas la aproximan hasta 50.000

17-01-1995 7,2

Kobe

Kobe, Japón

Más de 6.500 muertos, 38.000 heridos y más de 10.000 edificios destruidos

09-10-1995 8,0

Costas de Colima Colima, México

Casi 100 muertos (algunos colocan 194 fallecidos) y miles de personas sin vivienda, afectando a Colima y Jalisco principalmente.

09-07-1997 6,9

Cariaco en el estado Sucre, Venezuela

Municipios Ribero en Cariaco, Sucre en Cumaná, Andrés Eloy Blanco en Casanay, Andrés Mata de San José de Aerocuar, Mejías en San Antonio del Golfo y el Pilar en Benites.

30-05-1998 6,9

Noreste de Afganistán y Tajikistán

Noreste de Afganistán y > 10.000 muertos Tajikistán

25-01-1999 6,0

Eje Cafetero de Colombia

Colombia

17-08-1999 7,4

Oeste de Turquía Oeste de Turquía

35.000 muertos y 17,554 desaparecidos, pero cifras extraoficiales la elevan hasta 80.000

21-09-1999 7,6

Taiwán

Taiwán

27.000 muertos, cifras recientes elevaron las muertes hasta 44.200

13-01-2001 7,9

Frente a El Salvador

San Salvador, El Salvador

944 muertos, 1.155 edificios públicos dañados, 108.261 viviendas destruidas y 405 iglesias dañadas.

13-02-2001 6,6

San Salvador

El Salvador

315 muertos

Se destruyeron por completo las escuelas “Raimundo Martínez” y “Valentín Valiente” y el edificio llamado “Residencias Miramar". Hubo casi 100 muertos

Más de 2,000 muertos. Se presume que hasta 5.600

26-01-2001 7,9

India

India

Entre 19.000 y 22.000 muertos según cifras oficiales. La cifra final alcanza 23.000 fallecidos, en su inmensa mayoría en el estado de Guyarat, otros en estados próximos, y casi 30 muertos en Pakistán.

23-06-2001 6,9

Ocoña, Arequipa

Sur del Perú

240 muertos, cientos de heridos y más

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO

(Moquegua, Ayacucho, Arequipa y Tacna)

de 460,000 damnificados, grandes daños a la arquitectura tradicional local.

21-01-2003 7,6

Frente a las costas de Armeria, Colima.

Colima, México

Cuantiosos daños en todo el estado de Colima, afectando también a parte de Jalisco y Michoacán. 66 muertos, 2.400 heridos y más de 100,000 damnificados.

25-03-2003 5,8

Noroeste de Afganistán

Noroeste de Afganistán Más de 1.000 muertos

21-05-2003 6,8

Noroeste de Argelia

Noroeste de Argelia

6.653 muertos

28-03-2003 6,1

Bingol, Turquía

Este de Turquía

243 muertos

26-12-2003 6,5

Bam, sureste de Irán

Bam, sureste de Irán

32.000 muertos, cifras extraoficiales indican hasta 80,000 muertos.

26-12-2004 9,0

Frente al Norte de la isla de Sumatra, Indonesia

El tsunami generado por la magnitud del sismo causó más de 289.000 Sumatra, Golfo de muertos (otra cifra la extiende hasta Bengala, India, Sri 400,000) en Sri Lanka, islas Maldivas, Lanka, Bangladesh, India, Tailandia, Malasia, Bangladesh y Tailandia, Malasia, islas Myammar (antigua Birmania). También Maldivas, Myanmar, resultó afectado el lado oriental de Somalia, Madagascar, África. Una cifra superior a 50.000 Tanzania, Kenia, casas quedaron destruidas. Es uno de Seycheles y Sudáfrica. los cinco peores temblores de tierra conocidos desde 1900.

13-06-2005 7,9

I Región de Chile (Iquique). Las zonas más afectadas fueron los poblados indígenas al interior.

08-10-2005 7,6

Cerca de Islamabad, Pakistán

La cifra final puede llegar a 126,000 muertos (112,000 en Pakistán), el resto Norte de India, Pakistán en Afganistán y la India. Confirmados y Afganistán 453,000 heridos y más de 4,300,000 damnificados sólo en Pakistán.

03-01-2006 5,8

Lago de Maracaibo en el Estado Zulia, Venezuela

Zulia, Lara, Mérida, Tachira, Falcón, etc.

22 muertos, 230 heridos, alrededor de 15,000 damnificados.

No hubos víctimas mortales, ni daños materiales

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15-07-2006 6,2

Océano Índico, Indonesia

Yogyakarta

Casi 8.000 víctimas mortales

15-08-2007 7,9

Oeste de Pisco, Perú

Provincia de Cañete y Departamento de Ica

Cifra final de 1.000 fallecidos (600 muertos y 400 desaparecidos confirmados), alrededor de 2.800 heridos graves. Más de 410.000 damnificados y miles de dólares en daños materiales.

14-11-2007 7,7

A 101 km al Noroeste de Calama, en la localidad de Quillagua.

Norte Grande de Chile.

Cifras oficiales del 15 de noviembre de 2007 indican 2 muertos, alrededor de 174 heridos graves.

12-5-2008

Se localizó en Wenchuan, a menos de 100 km al noreste de la ciudad de Chengdu, la capital de Sichuan. Chengdu, situada a 930 km de Pekín, la capital de China.

Interior de China, afectó a grandes ciudades del país, como Pekin o Shangay, se sintió en Taiwán y Tailandia.

Se confirman más de 78.676 muertos y 19,671 desaparecidos en el epicentro y provincias vecinas, logrando un total de 90.000 víctimas. Más de 80 millones de personas afectadas. Datos provisionales.

Se localizó en el Centro y Sur de Colombia

Provocó derrumbes de algunos locales y casas.

33 muertes, 221 heridos.

7,8

24-05-2008 5,5 - 5,8

08-01-2009 6,2

Se localizó al este del volcán Poás, cerca de Poasito de Alajuela. Costa Rica.

Provocó derrumbes importantes en los pueblos de Cinchona y Varablanca principalmente.

El saldo preliminar de víctimas es de 31 muertos, 56 desaparecidos, más de cien heridos, según el último informe de la Comisión Nacional de Emergencias (CNE). Un total de 2.326 personas de 128.135 afectados en 61 comunidades permanecen alojadas en 21 albergues temporales.

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HISTORIA SISMICA EN EL PERU

INTRODUCCION ASPECTO HISTORICO La noticia de los terremotos que acaecieron en el antiguo Perú, data prácticamente desde la conquista española; es el relato de los efectos por ellos causados, de las pérdidas de vidas, junto con otras observaciones. Lo dilatado y agreste del territorio, la escasa densidad de población, la falta de medios de comunicación, las preocupaciones de los conquistadores por su afianzamiento en estas nuevas tierras, sus luchas civiles, todo ello unido a lo rudimentario de los conocimientos científicos de la época, no permitieron allegar mayor información ni confeccionar lo que hoy podríamos llamar un catálogo sísmico-geográfico. Los datos de que se dispone son incompletos y se encuentran esparcidos en diversas obras inéditas o poco conocidas, en las crónicas de los religiosos, o en las narraciones de los viajeros ilustres que visitaron esta parte del continente. El historiador don José Toribio Polo (1904), analizando todas esas fuentes y otras, estimó que se habían producido más de 2,500 temblores en territorio peruano, desde la conquista hasta fines del siglo XIX y advirtió que por varias causas no se anotaron muchos sismos, en el período de 1600 a 1700. Los daños materiales fueron cuantiosos debido a que las construcciones eran inadecuadas para resistir los violentos movimientos del suelo. Se construía aprovechando los materiales de cada región y de acuerdo con las condiciones climáticas, primando las construcciones de adobe y de quincha en la costa, las de piedra en las regiones altas, como en Arequipa donde se construyó con sillar, un tufo volcánico fácil de manejar. A mediados del Siglo XVII, Lima, principal metrópoli de la América del Sur, había desarrollado y adquirido una fisonomía peculiar; sus calles rectas, sus edificaciones de ladrillo y adobe con balconería de madera, y sus setenta templos y campanarios eran motivo de orgullo. El terremoto de 1687 destruyó toda esa magnificencia arquitectónica y aunque reconstruida por el Virrey don Melchor de Navarra y Roca full, Duque de La Plata, volvió a ser íntegramente destruida por el gran sismo de 1746, que acompañado de un tsunami arrasó el puerto del Callao. Llano y Zapata (1748), decía pesimista "se acabó lo que se había trabajado en doscientos once años, para construir magníficos templos y suntuosos edificios; pérdida tan grande que en otros dos siglos y doscientos millones, dudo con fundamento, pueda ser tiempo bastante para su reedificación, ni cantidad suficiente para sus costos". El Virrey don José Manso de Velasco acometió con éxito la tarea de la reconstrucción según los planos del célebre cosmógrafo francés Luis Godín. En ese período otras incipientes ciudades del Perú fueron igualmente destruidas por formidables movimientos sísmicos; Arequipa lo fue sucesivamente en 1582, 1600 y 1784; la ciudad imperial del Cuzco en 1650; Trujillo en 1619 y 1725. Durante el siglo XIX sucedieron varios sismos; uno de los principales por su intensidad fue el de 1868, que devastó Arequipa, Tacna y Arica. Este movimiento fue seguido de un tsunami que puso en conmoción a todo el Océano Pacífico, llegando a las alejadas playas del Japón, Nueva Zelandia y Australia. En el presente siglo, notables fueron por la intensidad y estragos que causaron, los terremotos que afectaron a Piura y Huancabamba (1912), Caravelí (1913), Chachapoyas (1928), Lima (1940), Nazca (1942), Quiches, Ancash (1946), Satipo (1947), Cuzco (1950), Tumbes (1953), Arequipa (1958-1960), Lima (1966), Chimbote y Callejón de Huaylas (1970), Lima (1974).A través de toda la información de que se dispone y que cubre un período de más de cuatrocientos años, los sismos han dejado en el Perú un saldo trágico aproximado de ochenta

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO mil muertos, decenas de millares de heridos y una destrucción material valuada en el orden de decenas de miles de millones de soles. En el futuro es de esperar que los efectos de los sismos se reduzcan a un mínimo. Las construcciones de concreto armado y ladrillo están paulatinamente reemplazando a las de adobe en casi todas las principales ciudades del Perú, dejando de lado las ornamentaciones, a la vez que se contemplan códigos de construcción.

Después de la gran catástrofe de 1970, el Gobierno nombró una comisión (CRYRZA) para que realizara estudios técnicos de toda la zona afectada como base de una labor planificadora del desarrollo regional urbano y de vivienda.

ESTRUCTURA GEOLOGICA Recientemente Cobbing y Pitcher* han presentado una síntesis generalizada de la estructura geológica del Perú tomando como base las numerosas contribuciones del Instituto de Geología y Minería. Presentan a los Andes del Perú y Bolivia como dos fajas plegadas sub paralelas: una de edad mesozoica-terciaria que constituye la Cordillera Occidental y otra de edad paleozoica la Cordillera Oriental. Estas dos fajas plegadas están separadas por el Altiplano, una amplia meseta intermontana rellenada con molasa terciaria.

Esta meseta está presente en Bolivia y ocupa la parte Sur del Perú hasta Abancay y por el Norte en donde un giro de la faja plegada del Paleozoico hace juntarse a las dos fajas, eliminando al Altiplano como unidad estructural. La faja plegada paleozoica se divide luego en dos partes. Un grupo grueso de cuarcitas pizarrosas negras al Sur de Huancayo contrasta con las pelitas de facies verde-esquistosas al Norte. Es importante el observar que las dos últimas están asociadas con gneiss que puede representar un basamento pre-cámbrico. La faja plegada mesozoica-terciaria también es susceptible de dividirse en dos partes: una faja mi geosinclinal oriental con clásticos y carbonatos plegados y una faja eugeosinclinal occidental de clásticos volcánicos relativamente indeformados.

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Desde Ica al Sur hasta Trujillo al Norte, estos depósitos son tan potentes que no se ve el piso, pero entre Trujillo y Chiclayo los sedimentos cretácicos descansan sobre andesitas de edad triásica que a su vez reposan sobre esquistos y filitas del paleozoico inferior o edad precámbrica. Al Sur de Ica, las rocas metaforizadas regionalmente incluyen gneiss y migmatitas, rocas estratificadas falladas dentro de la faja de rocas recientes, luego las rocas fanerozoicos están revestidas por cristalinos antiguos que tienen probablemente un inmenso espesor de 50-70 km. de corteza.

ACTIVIDAD SISMICA Es manifestación de un tectonismo profundo la gran actividad sísmica que se desarrolla a lo largo del margen Pacífico y Oriental de la Cordillera de los Andes. Las determinaciones epicentrales (USCGS, ISC), cuya cantidad aumenta a partir del año Geofísico Internacional y cuya calidad mejora en detectibilidad debido a la instalación de la red uniforme de sismógrafos VELA, permiten tener una mejor idea de la repartición de focos sísmicos en el territorio peruano.

Como una regla a lo establecido por Gutenberg-Richter (1954), los focos superficiales (0-65 Km.) bordean la región costera y el flanco occidental de la Cordillera entremezclándose con algunos focos de profundidad intermedia (65-300 Km.). Superpuestos algunas veces y preferentemente intermedios se los encuentra en el flanco oriental. Profusamente intermedios y mostrando su asociación con el volcanismo reciente, están presentes al Sur del Paralelo 16°. Los focos profundos (300-700 km.) se sitúan al Este de los Andes, cerca de la frontera con Brasil. Esta distribución vertical de hipocentros, hace postular un plano de falla denominado plano de Benioff (1949) que se encuentra inclinado bajo el lado continental; todo lo cual no constituye sino parte de las características que señalan esos autores para las estructuras arqueadas de tipo circumpacífico. Dentro de los arcos hay zonas falladas a bloques, relacionadas con terremotos de foco superficial, algunos destructivos en el Perú. Dentro del marco de la tectónica global (Isacks y Oliver, 1968), los fenómenos sísmicos son resultado de la interacción entre bordes de grandes placas Litosfericas que convergen junto a las márgenes continentales activas.

A lo largo de la costa occidental de la América del Sur, entre el Ecuador y la Cordillera de Chile en el Pacífico, existe una zona de convergencia. Isacks (1970), a partir de los estudios del mecanismo focal de los terremotos superficiales postula que allí la placa de litósfera oceánica de Nazca, desciende bajo el continente sudamericano (placa continental) en una dirección ENE.

Para Abe (1972) que ha estudiado el mecanismo focal de los terremotos de 1966 y 1970, a base de las ondas de superficie, el de 1966 representa una falla inversa a bajo ángulo cuyo vector de deslizamiento es casi perpendicular a la fosa, y el de 1970 representa una falla normal, extendiéndose las fracturas hasta 100 km. de profundidad.

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MAPA SISMICO LIBERACION DE ENERGIA SISMICA Gutenberg y Richter (1949), Benioff (1949) y Ritsema (1953) desarrollaron métodos para determinar la sismicidad de una región. Demostraron que el valor numérico de la liberación de tensión de un sismo era proporcional a E1/2, donde E es la energía total en ergs. Liberada en un terremoto. Richter (1958) indica que la energía está relacionada a la magnitud por las siguientes relaciones: Log E = 11.4 + 1.5 M Log E = 5.8 + 2.4 m Donde "M" y "m" representan respectivamente las magnitudes determinadas a base de las ondas de superficie y de las ondas internas. Si esas relaciones son válidas para las diferentes regiones del globo, se les puede utilizar para cartografiar la sismicidad del Perú. Ocola (1966), empleando el concepto de área-promedio de liberación de energía sísmica, analiza la distribución espacial de la actividad sísmica en Perú entre 1947 - 1963, y encuentra tres diferentes zonas sísmicas en el Manto Superior bajo los Andes Peruanos, que van desde el nivel superficial hasta el profundo de setecientos cincuenta kilómetros. La lámina No. 2 representa la liberación de energía sísmica en el Perú durante el período 1960 - 1974. Se han utilizado las magnitudes determinadas por el USCGS. El valor de E1/2 se ha sumado para cada cuadrado de medio grado de lado, expresándose la energía en unidades de 8 x 10ˆ3 ergs, que corresponde a un sismo de m=5.0.

ANTISISMICA – ING RAUL CATILLEJO MELGAREJO En rasgos generales, queda delineada una zona costera donde la actividad sísmica es muy pronunciada y una zona interior de actividad menor. En la costa, a la altura del paralelo 11° de Lat. Sur, los contornos de liberación de energía se alargan en una dirección Oeste-Este, que coincide con los rumbos NE de los planos nodales de falla determinados en los estudios de mecanismo focal de los terremotos del 17 al 24 de setiembre de 1963 (Stauder y Bollinger, 1965), del terremoto de Octubre de 1966 (Isacks, 1971). Más al Norte, los contornos tienen una dirección Norte Sur que puede estar asociada con la solución NW del plano nodal.

Se trataría de fallas complejas en la parte inferior de la corteza y en la superior del manto. Sin embargo, se necesita aún de mayor número de observaciones para una mejor interpretación.

¿CÓMO ACTUAR EN CASO DE TERREMOTO? DURANTE EL TERREMOTO 

Mantenga una actitud serena y constructiva, está en una situación de emergencia.



Si el terremoto no es fuerte, no hay motivo de preocupación, pasará pronto.



Si el terremoto es fuerte, es primordial que estar calmado. Procure que los demás también lo estén. Piense en las consecuencias de cualquier acción que realice. En el interior de un edificio



Nunca salga del edificio si encuentra un lugar seguro donde permanecer, las salidas y escaleras pueden estar congestionadas.

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

Resguárdese bajo estructuras que le protejan de objetos que puedan desprenderse como bajo una mesa, bajo el dintel de una puerta, en definitiva proteja su cabeza.



No use el ascensor, la electricidad puede interrumpirse y quedar atrapado.



Apague todo fuego, y sobre todo no encienda ningún tipo de llama (cerilla, mechero, vela, etc.).

En el exterior de un edificio 

Manténgase alejado de edificios, paredes, postes eléctricos y otros objetos que puedan caer. Diríjase a lugares abiertos. No corra por las calles, provocará pánico.



Si se encuentra en un vehículo, pare en el lugar más seguro posible, no salga del mismo y aléjese de puentes, postes eléctricos y zonas de desprendimiento.

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