_parÁmetros

CAPÍTULO IV

INTRODUCCIÓN

Hasta aquí se han descrito los principales conceptos

relacionados con el proceso en el foco. Para

completar esta descripción es necesario recordar

brevemente los parámetros que permiten localizar

la fuente y medir el tamaño del sismo generado. En

este tema abordaremos el primer aspecto.

Parámetros de localización - 1 -

CAPÍTULO IV

ÍNDICE“PARÁMETROS DE LOCALIZACIÓN”

PARÁMETROS QUE DESCRIBEN UN SISMO …………………..Pág.: 03.

LOCALIZACIÓN ESPACIAL Y TEMPORAL

- LOCALIZACIÓN ESPACIAL …………………………………………………………..Pág.: 04.

- LOCALIZACIÓN TEMPORAL ………………………………………………………..Pág.: 08.

. FECHA Y TIEMPO DE ORIGEN DEL SISMO

…………………………………………..Pág.: 08.. POSICIÓN EN EL GLOBO TERRESTRE

………………………………………………….Pág.: 08.

MAGNITUD DE UN SISMO ………………………………………………Pág.: 11.

INTENSIDAD DE UN SISMO …………………………………………….Pág.: 13.

LA ENERGÍA LIBERADA EN UN SISMO ………………………….Pág.: 14.

TECNICAS PARA MEJORAR LA LOCALIZACIÓN HIPOCENTRAL

- MODELO DE VELOCIDAD …………………………..……………………………….Pág.: 15.

- MÉTODO DE EPIGRAF …………………………………..……………………………..Pág.: 16.

- MÉTODO DE WADATI …………………………………..…………………………….Pág.: 17.

- MÉTODO DE WADATI EXTENDIDO ……………..……………………………Pág.: 19.

- MÉTODO DE RIZNICHENKO …………………………..…………………………..Pág.: 20.

METODOLOGÍA PARA CALCULAR EL HIPOCENTRO DE UN SISMO USANDO TRES COMPONENTES


CAPÍTULO IV

- DETERMINACIÓN DEL AZIMUT ………………………………………………….Pág.: 21.

- APLICACIÓN PARA LA ESTACIÓN DE LA YARADA ……………………Pág.: 22.

OTROS MÉTODOS

- MÉTODO DE LAS MEDIATRICES ……………………………………….…………Pág.: 24.

- MÉTODO DE LOS SEMIPLANOS ……………………………………………..…….Pág.: 25.

GLOSARIO ………………….…………………………………………..…………..Pág.: 27.

CONCLUSIÓNES …………………………..…………………………………….Pág.: 28.

BIBLIOGRAFÍA ………………………………………………………………….. Pág.: 29.

CAPITULO IVPARÁMETROS DE LOCALIZACIÓN

PARÁMETROS QUE DESCRIBEN UN SISMO

Los principales parámetros que describen un sismo son:

(T0 , X 0 , S 0 , I )

Donde:

T0 Describe en tiempo local y tiempo universal en el Meridiano

de Greenwich (GMT) del sismo.

X 0 Describe, latitud, longitud y profundidad del sismo.

S 0 Describe la magnitud del sismo.

I Describe la intensidad y severidad del sacudimiento del


CAPÍTULO IV

sismo.

1. LOCALIZACIÓN ESPACIAL Y TEMPORAL

1.1 LOCALIZACIÓN ESPACIAL

La localización de un terremoto requiere conocer la hora origen del inicio de la ruptura y las coordenadas espaciales de la falla. Si la determinación de estos parámetros se realiza a partir de la lectura de los tiempos de llegada de las ondas, la información obtenida se refiere al lugar y al momento de inicio de la ruptura. El tiempo origen, que generalmente se refiere al Tiempo Universal, va a ser determinado dentro del proceso general de localización que describiremos seguidamente.

La localización espacial viene dada por las coordenadas geométricas de su epicentro (proyección del foco, o hipocentro sobre la superficie) y por la profundidad; 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.


CAPÍTULO IV

La onda P aparece sola a distancias epicentrales inferiores a unos 300 kilómetros; por el contrario, a partir de los 700, solo se presentan las P. Por último, entre 300 y 700 se observan las dos y la P sigue a la P, con un intervalo que varía según la distancia y la profundidad del foco.La misma distinción puede hacerse en las ondas transversales de modo que cabe distinguir las ondas S normales y S individuales o superrayadas.

Para los sismos anteriores a la época instrumental el epicentro se localiza a partir de los mapas de curvas que separan zonas en las que se ha observado la misma intensidad (isosistas). Se asume que el foco es puntual y el epicentro macrosísmico se sitúa dentro de la zona de mayor intensidad.

La forma de las isosistas (forma de representar gráficamente los niveles de intensidad de los sismos) permite, a veces, establecer el carácter superficial o profundo del terremoto. La precisión del resultado depende de la forma de las isosistas y de la calidad de los datos que han permitido dibujarlas. Asimismo, el tipo de falla actuante, la profundidad del foco y la complejidad geológica del entorno, condicionan estrechamente la forma de las isosistas y la información que éstas pueden aportar sobre la localización del sismo.

TABLA DE DESCRIPCIÓN DE ISOSISTAS EN EL PERÚ


CAPÍTULO IV


CAPÍTULO IV

En la actualidad, la localización espacial y temporal se realiza mediante algoritmos de cálculo que utilizan como datos los tiempos de llegada de las ondas P y S a las diferentes estaciones de registro.

Figura: Esquema de propagación de las ondas sísmicas

El algoritmo más utilizado ha sido desarrollado por Geiger (1910) y se basa en la minimización de las diferencias de los tiempos de llegada teóricos y los observados correspondientes a las fases registradas. Partiendo de un hipocentro provisional y un modelo de distribución de velocidades en función de la profundidad, se aplica un proceso iterativo hasta que se obtiene una solución matemática con el grado de exactitud requerido.


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Si las condiciones de número de estaciones, calidad de las lecturas, etc., son adecuadas, la secuencia de hipocentros lleva a una solución que puede ajustar los tiempos de llegada observados. Este método ha dado lugar a muchos programas de localización (HYP071, HYPOINVERSE, HYPOELLIPSE, etc.) que se utilizan en la rutina de los observatorios y en los estudios de micro sismicidad para hallar la localización de sismos individuales (Lee y Stewart, 1981).

La importancia del procesado matemático de los datos en la determinación numérica del hipocentro ha llevado al ensayo y perfeccionamiento de nuevas técnicas. Entre ellas destaca la desarrollada por Dewey (1972), conocida por JointHypocenterDetermination (JHD). En ella se considera la influencia del modelo de corteza a través de términos de anomalía de estación, que son calculados junto a los parámetros focales. Estos términos sustituyen el efecto de posibles heterogeneidades laterales por el que haría una capa situada debajo de la estación.

El programa calcula simultáneamente hipocentros y anomalías de estación para un grupo de terremotos registrados por una red sísmica. Su determinación es relativa a la posición de un evento de calibración bien localizado previamente. Esto hace que el método sea especialmente adecuado para la relocalización de réplicas de un terremoto de elevada magnitud cuyo hipocentro pueda estimarse con fiabilidad por algún método clásico. Esta técnica fue aplicada por Dewey y Spence para relocalizar los sismos ocurridos en las zonas Norte y Centro del Perú en el periodo 1966 -1974.

Recientemente, (Sambridge y Gallagher, 1993), se ha desarrollado un procedimiento basado en el uso de algoritmos genéticos (métodos de optimización no lineal) que minimizan una función de desajuste entre observaciones y resultados teóricos. Esta misma técnica ha sido aplicada a otros problemas sismológicos: mecanismo focal (Kobayashi y Nakanishi, 1994); modelo de velocidades (Zhou et al., 1995); proceso en la fuente (Zeng y Anderson, 1996) e inversión de ondas superficiales (Yamanaka e Ishida, 1996).

El proceso de localización por ajuste de tiempos de llegada, requiere conocer los tiempos de recorrido de las ondas en el interior de la Tierra. Para terremotos lejanos se utilizan tablas como las de Jeffreys-Bullen, pero para los cercanos se determinan distribuciones de velocidad en función de la profundidad, de carácter más regional. Estos modelos de corteza pueden ser obtenidos mediante perfiles de refracción sísmica, estudio de residuos en redes, análisis de ondas


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superficiales, etc. En ocasiones es posible estimar una distribución local de velocidades utilizando una red de microsismicidad y explosiones generadas en canteras o en obras de ingeniería realizadas en su proximidad.

1.2 LOCALIZACIÓN TEMPORAL

I. FECHA Y TIEMPO DE ORIGEN DEL SISMO

Normalmente se identifica un evento sísmico por la fecha y el tiempo universal, que está dado en GMT. Para describir el tiempo en el territorio nacional se da en hora local.

II. POSICIÓN EN EL GLOBO TERRESTRE

Son las coordenadas hipocentrales del sismo: latitud, longitud y profundidad del sismo (ö, ë, h) referidos al globo terrestre. De acuerdo a la profundidad en que ocurren los sismos (foco), éstos se pueden agrupar en:

- Sismos superficiales, entre la superficie terrestre y los 70 km de profundidad.


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- Sismos de foco intermedio, entre los 70 y 300 km de profundidad

- Sismos de foco profundo, entre 300 y 700 km de profundidad.- Sismos más profundos no se han detectado.

La localización del foco mismo del sismo es muy importante en el estudio de la tectónica de placas, porque indica la profundidad en que ocurre la ruptura y movimiento o desplazamiento de las rocas.

Cuando el tiempo origen no es bien conocido pero se tiene información correcta de la ubicación de las explosiones, es posible modelar la distribución de velocidades desarrollando las siguientes etapas (Bernal et al. 1992):

a) Calcular la distancia en kilómetros entre el foco y las estaciones utilizando coordenadas UTM.

b) Leer los tiempos de llegada Tp de cada explosión a cada estación.

c) Calcular los tiempos de recorrido de la onda P, Tp - T0, para cada explosión y cada estación.Ello requiere haber determinado previamente el tiempo origen mediante un programa de localización o utilizando el diagrama


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de Wadati.

d) Representar los tiempos de viaje respecto de las distancias. Los puntos se distribuyen en diferentes tramos que pueden ser ajustados por líneas rectas. Las pendientes respectivas corresponden a las velocidades de diferentes capas cuyo espesor puede ser también evaluado fácilmente.

Una vez obtenida la distribución de velocidades para la onda P se estiman las correspondientes a la onda S utilizando la relación α/β calculada mediante el diagrama que Wadati (1933) desarrolló y utilizó para verificar la existencia de terremotos profundos bajo las islas de Japón. Este método supone que las ondas se propagan por “n” capas horizontales superpuestas, caracterizadas porque las ondas P y S tienen en cada una de ellas una velocidad diferente pero constante. El coeficiente de Poisson es el mismo para todas ellas.Llamando tp al tiempo de recorrido de la onda P, se puede deducir la expresión:

Ts − Tp = tp (α / β − 1)

Si se representa gráficamente el término de la izquierda frente a Tp, se obtiene una línea recta. Su pendiente m viene dada por:

m + 1 =t s / t p = α / β

La ordenada en el origen proporciona la hora origen Tο (Figura a). Como este proceso se ha llevado a cabo para un solo terremoto, el valor de la relación α/β puede no ser representativo. Por ello, generalmente se toman varios sismos de la zona y se representa Ts - Tp frente a tp. La pendiente proporciona la relación α/β buscada (Figura b).


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Figura (a)

Figura (b)

Además de ofrecer una estimación del tiempo origen de un evento, esta técnica proporciona una información importante sobre la relación de velocidades sin necesidad de conocer las curvas de tiempo de recorrido o la localización de los eventos. Kisslinger y Engdahl (1973) desarrollaron un método que amplía el procedimiento para los casos en que las ondas P y S recorren caminos semejantes pero la relación


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de Poisson, (y por tanto el cociente α/β), no es constante.

2. MAGNITUD DE UN SISMO

El concepto de magnitud fue introducido en 1935 por Charles Francis Richter, sismólogo del Instituto de Tecnología de California, para clasificar los sismos locales y así poder estimar la energía por ellos liberada a fin de ser comparados con otros sismos. La magnitud está asociada a una función logarítmica calculada a partir de la amplitud de los tipos de ondas registrada por el sismógrafo.

El valor de la magnitud de referencia es denominado magnitud cero y corresponde a la amplitud máxima de la traza de un terremoto registrado en el tambor de un sismógrafo de torsión horizontal de tipo Wood Anderson (WA), con un periodo de oscilación de 0.8 segundos y amplificación estática de 2800, localizado a una distancia de 100 km de la fuente sísmica. Para su determinación se utiliza la siguiente expresión:

M L = log A − log Ao

Donde, A es la máxima amplitud de la traza registrada y Ao la amplitud máxima por un sismo patrón de magnitud M=3, el mismo que produciría una deflexión de 0.001 mm en un sismógrafo ubicado a 100 km del epicentro. En la siguiente tabla se muestra los valores de Ao para diferentes rangos de distancia.

Cuadro 1: Calibración de la Magnitud de Richter (M L)


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Magnitud en escala Richter Efectos del sismo

Menos de 3.5 Generalmente no se siente, pero

se registra.

3.5 a 5.4 Se siente, pero sólo causa daños

menores cerca del epicentro.

5.5 a 6.0 Ocasiona daños ligeros a edificios

deficientemente construidos y

otras estructuras en un radio de

10 km .

6.1 a 6.9 Puede ocasionar daños severos en

áreas donde vive mucha gente.

7.0 a 7.9 Terremoto mayor. Causa graves

daños a las comunidades en un

radio de 100 km .

8.0 o mayor Gran terremoto. Destrucción total

de comunidades cercanas y daños

severos en un radio de más de

1000 km de distancia.

3. INTENSIDAD DE UN SISMO

La intensidad no permite medir la severidad del movimiento del suelo, pero si los efectos que ellos producen en la superficie en donde causan daños al hombre y a las construcciones.

Inicialmente, el esfuerzo para determinar el tamaño de un sismo estuvo basado necesariamente en las observaciones de los efectos del sismo. La primera escala de intensidad fue elaborada en 1883 por M. de Rossi y F. Forel y reagrupa los efectos del sismo en 10 grados de intensidad. En 1902, G. Mercalli introduce una nueva escala con 10 grados de intensidad, siendo posteriormente incrementada a 12 por A.Cancani. En 1923 Sieberg publica una escala más detallada, pero


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basada en el trabajo de Mercalli-Cancani. En 1931, O. Wood y F. Newmann proponen una nueva escala, modificando y condensando la escala de Mercalli-Cancani-Sieberg, surgiendo así la escala Mercalli Modificada (MM). Esta escala de 12 grados expresada en números romanos y fue ampliamente utilizada en el mundo. Sin embargo, actualmente se utiliza la escala MSK-1964 elaborada por tres sismólogos europeos: Medvedev, Sponhever y Karnik. Esta escala consta de 12 grados denotados de I a XII (cuadro 2.1).

Cuadro 2: Cronología de las escalas sísmicas para medir la intensidad

La intensidad es un parámetro muy importante para el estudio de sismos históricos, es decir sismos ocurridos en épocas cuando no había sismógrafos (el primer sismógrafo data de 1880, John Milne). Los diferentes tipos de archivos de la época aportan información muy valiosa sobre los efectos de los terremotos históricos y después de un análisis crítico es posible estimar las intensidades en las regiones comprometidas por el sismo, proporcionando de esta manera una herramienta útil para medir el tamaño de estos terremotos.

4. LA ENERGÍA LIBERADA EN UN SISMO

La energía total liberada por un sismo es difícil de calcular con precisión, debido a que ella es la suma de la energía disipada en forma térmica por la deformación en la zona de ruptura y la energía emitida como ondas sísmicas, la única que puede ser estimada a partir de los sismogramas.

Se ha mencionado que la magnitud está relacionada con la energía


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disipada en forma de ondas; por lo tanto, Gutemberg y Richter establecieron las siguientes relaciones:

LogE = 5.8 + 2.4m bLogE = 11.8 + 1.5M S

Considerando estas relaciones, un terremoto de magnitud igual a 8 libera energía equivalente a 1024 ergios.

Ejemplo, la energía liberada por una explosión nuclear de 1019 erg y equivale a un terremoto de magnitud igual a 5.5.

5. TECNICAS PARA MEJORAR LA LOCALIZACIÓN HIPOCENTRAL


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Algunos parámetros como el tiempo origen (To) y la profundidad del foco (h), frecuentemente son difíciles de determinar, principalmente cuando no se disponede un buen número de estaciones con una aceptable cobertura azimutal sobre el epicentro. Algunas técnicas simples y que utilizan comúnmente los tiempos de llegada de las fases P y S a las estaciones de registro, lo constituyen los métodos desarrollados por Wadati (1933) y Riznichenko (1958). El método de Wadati y Wadati Extendido además de ofrecer una buena estimación del tiempo origen del terremoto, nos permite conocer la relación de velocidades y el método de Riznichenko la profundidad del foco.

5.1

Un modelo de velocidad considera la distribución de las velocidades de las ondas en el interior de la corteza a travésde capas planas.

El modelo de velocidad utilizado en el cálculo de los parámetros hipocentrales corresponde al de Grange (1983).

Tabla 1. Modelo de Velocidad de Grange (1984).Vp = velocidad de la onda P y Prof.= profundidad

del nivel inferior de la capa.


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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. También, 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.

Curva de Wadati para el cálculo de la relación de velocidadesy tiempo origen del sismo de Arequipa

5.2 MÉTODO DE EPIGRAF

EPIGRAF es un algoritmo gráfico en modo iterativo desarrollado por Rodríguez (1994b) a partir de la metodología de Eibyy Muir (1990). El algoritmo EPIGRAFcalcula la ubicación del terremoto con ladiferencia 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.


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5.3 MÉTODO DE WADATI

El tiempo origen determinado determinado con el método de Wadati y las distancias epicentrales calculadas por un programa de localización pueden ser utilizadas en el diagrama de Riznichenko (1958) para mejorar la estimación de la profundidad. la relación de partida es:

Tp2 = (A 2 + H 2 )

2

Que es valida para terremotitos superficiales y próximos. La representación de tp frente a A proporciona una línea recta cuya pendiente es Vmvelocidad promedio de todos los rayos a todas las estaciones. El punto de intersección el eje vertical es Tz =H/Vm que permite evaluar nuevamente la profundidad.


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La curva de Wadati para el terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de 1998, se obtiene utilizando 10 lecturas de los tiempos de llegada de las fases P y S. El tiempo origen y la relación de velocidadesson calculados a partir de Tp y Ts-Tp. Conocidos estos valores, se construye la curva de la Figura 3 y cuya distribución de tiempos de llegada se ajusta a una recta definida por la ecuación:

Ts-Tp=Tp-To(Vp/Vs-1)

Donde, la pendiente de la recta indica la relación de velocidades Vp/Vs=1.75 y la intersección de la recta con la abscisa, el tiempo To que restado del tiempo de llegada de la onda P a cada estación, proporciona el tiempo origen (To). Así, para el terremoto de Arequipa, se estima

To= 04h 51min 41.7s.


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Figura 3. Curva de Wadatti para el Terremoto de Arequipa del 08.10.1998

5.4 MÉTODO DE WADATI EXTENDIDO

La curva de Wadati Extendido se obtiene graficando la diferencia de tiempos de llegada de las fases P, S y el tiempo Tp’=Tp-To, tal como se muestra en la Figura 4; siendo To obtenido con la curva de Wadati. La regresión lineal queda definida por la siguiente relación:

Ts-Tp=Tp’(Vs/Vp-1)

La pendiente de la recta define también, la relación de velocidades que para el terremoto de Arequipa es estimada en Vp/Vs=1.77, coherente con el obtenido de la curva de Wadati (Figura 3).

Figura 4. Curva de Wadatti Extendida para el Terremoto de Arequipa del 08.10.1998.


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5.5 MÉTODO DE RIZNICHENKO

El tiempo origen (To) determinado con la curva de Wadati y la distancia epicentral calculada con el algoritmo numérico para cada una de las estaciones, permite construir el diagrama de Riznichenko (Figura 5) y estimar la profundidad del foco a partir de la siguiente relación:

Vm2.Tp2=D2+h2

Donde, Vm es la 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=10.6s, el mismo que se relaciona con la profundidad del foco mediante la ecuación:

Tz=h/V

Donde, h es la profundidad del foco y V la velocidad media de la onda P. La profundidad del foco del terremoto de Arequipa es estimada con este procedimiento en 85 km.


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Figura 5. Curva de Riznichenko para el Terremoto de Arequipa del 08.10.1998

6. METODOLOGÍA PARA CALCULAR EL HIPOCENTRO DE UN SISMO USANDO TRES COMPONENTES

Para localizar un terremoto gráficamente mediante este método es necesario

Para localizar un terremoto gráficamente mediante este método es necesarioconocer: las distancias hipocentrales, que son calculadas usando los tiempos de arribode las ondas P y S, la forma de la onda registrada en las componentes de la estación,las amplitudes de las ondas sísmicas para determinar el movimiento de la partícula(debemos de conocer la amplificación de cada componente para determinarcorrectamente la dirección del movimiento de partícula).

El movimiento de partícula es el movimiento del suelo en donde estáninstalados los sismógrafos y permite conocer:

a) La dirección aproximada de la onda o la dirección a un epicentro mediante el primer impulso de la onda P (siempre que se registre claramente en elsismograma)

b) El ángulo incidente a la superficie o la velocidad aparente de la onda observada.

c) El tipo de onda observada.

Es muy importante conocer las constantes de dirección de las dos componentes horizontales y la vertical del péndulo. De esta forma se puede establecer si el movimiento de la partícula terrestre es hacia arriba o abajo, hacia el Este u Oeste, hacia el Norte o Sur. Hay que notar que un movimiento que hace el suelo es siempre opuesto al del péndulo (conservación de la cantidad de movimiento), es decir si el suelo se mueve hacia arriba, el movimiento correspondiente del péndulo es hacia abajo. El mismo razonamiento se aplica a las otras dos componentes.

6.1DETERMINACIÓN DEL AZIMUT

La dirección del movimiento del suelo, al llegar el primer impulso de la onda decompresión, será la de alejarse del epicentro, pero si es de refracción se acercará a él,la dirección del movimiento resultante se determina por un simple análisis vectorial,midiendo las amplitudes (en cualquier unidad) del primer impulso Norte – Sur y Este –Oeste y conocidas las constantes de dirección del péndulo. Por ejemplo, supongamos,que los movimientos rápidos del trazo, hacia arriba (en el sismograma) corresponden aun movimiento del suelo hacia el Norte y Este (analizando cada componente porseparado), de igual forma si el trazo es hacia abajo (para cada


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componente en elsismograma) correspondería a un movimiento del suelo hacia el Sur y Oeste.

Ahora, si la

amplitud correspondiente a la componente Norte – Sur de lainscripción es 4.6 mm (hacia arriba) y para la componente Este – Oeste es 7.2 mm(hacia abajo), la dirección resultante del primer movimiento del suelo será: Norte 57,4°Oeste. Como se observa en la Fig. 3.3.

El problema radica en que hasta ahora no conocemos si el primer movimientodel suelo era el de alejarse del hipocentro (debido a una onda de compresión) o el deacercarse al epicentro (debido a una onda de refracción), lo que nos lleva a pensarque el epicentro puede estar al Sur – Este (si se aleja) o al Norte – Oeste (si seacerca).

Esta ambigüedad se elimina, si se dispone de un registro de movimientovertical, ya que los movimientos hacia arriba del suelo son siempre de compresión ylos de hacia debajo de refracción. La razón de las amplitudes de las dos componentes horizontales puede serusada para encontrar la proyección del vector de la onda P a lo largo del azimut a lafuente sísmica.

6.2APLICACIÓN PARA LA ESTACIÓN DE LA YARADA

Los datos utilizados pertenecen a la estación de banda ancha de trescomponentes denominada La Yarada (LYA) ubicada en el departamento de Tacna, yque pertenece a la Red Sísmica Nacional a cargo del Instituto Geofísico del Perú.


Fig. 3.3 Diagrama vectorial de la dirección resultante de primerMovimiento del suelo

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La Yaradaestá localizada en los 18.135º de latitud Sur y 70.568º de longitudOeste, a 363 m.s.n.m. Esta estación cuenta con un sismógrafo digital de trescomponentes (Z, NS, EO). Para poner en práctica el método grafico clásico para lalocalización de sismos a partir de la característica del primer impulso de la ondaprimaria (P) en las tres componentes respectivas, se utilizaran los datos de estaestación, donde el día 20 de abril del 2005, se registró un sismo.

En las Fig. Siguiente, se muestra la señal sísmica en las componentesEste-Oeste, Norte-Sur y la componente vertical Z, respectivamente,se muestran la ampliación detallada de la llegada de cada una de lascomponentes y su polaridad respectiva.


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Red Sísmica Nacional, Instituto Geofísico del Perú (mapaObtenido)


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7. OTROS MÉTODOS

7.1MÉTODO 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 de1 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.


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Tabla 5. De las Mediatrices. ΔT = diferencia detiempo en según Estaciones utilizadas para determinar el epicentro con el método dos

Localización del sismo de Arequipa con el método de las mediatrices. La línea continua representa lamediatriz formada con los pares de estaciones de TOQ – GUA. La línea entrecortada representa la mediatrizformada por los pares de estaciones de CUS – PAR. La línea punteada representa la mediatriz formada por lospares de estaciones de QUI – CON.

7.2MÉTODO 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.


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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 5.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.

Tabla 6. Estaciones utilizadas para determinar el epicentro con el método de los Semiplanos

Mapa de localización del sismo con el método de los semiplanos. La línea entrecortada divide lossemiplanos para las estaciones de TOQ – CUS. La línea de puntos y rayas divide los semiplanos para lasestaciones de PAR – CON. La línea de puntos divide los semiplanos para las estaciones de CON – NNA. La líneacontinua divide los semiplanos para las estaciones de PUC – HLS.


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GLOSARIO

1. Nombre usted los parámetros principales de u sismo. Tiempo Magnitud Coordenadas Intensidad

2. ¿Qué diferencia podemos encontrar entre una localización espacial y una localización temporal de acuerdo a los parámetros esenciales de un sismo?En una localización espacial, los datos vienen a estar dados por las coordenadas geométricas de su epicentro (proyección del foco, o hipocentro sobre la superficie); a diferencia de una localización temporal que normalmente se identifica un evento sísmico por la fecha y el tiempo universal.

3. Nombre usted uno de los principales usos del estudio de la magnitud de un sismo.Clasificar los sismos locales y así poder estimar la energía liberada por ellos a fin de ser comparados con otros sismos.

4. Nombre usted los modelos y métodos para el estudio y estimación de factores de un sismo. modelo de velocidad método de Epigraf método de Wadati método de Wadati extendido método de Riznichenko

5. El movimiento de partícula es el movimiento del suelo en donde están instalados los sismógrafos y permite conocer:


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a) La dirección aproximada de la onda o la dirección a un epicentro mediante el primer impulso de la onda P (siempre que se registre claramente en elsismograma)

b) El ángulo incidente a la superficie o la velocidad aparente de la onda observada.

c) El tipo de onda observada.

6. ¿Qué es la estación de la Yarada?Estación de banda ancha de tres componentes. (LYA) ubicada en el departamento de Tacna, y que pertenece a la Red Sísmica Nacional a cargo del Instituto Geofísico del Perú.

CONCLUSIONES

Los parámetros estudiados nos permiten tener una idea de cómo prevenir un desastre ante un eventual sismo.

La localización del epicentro un sismo nos ayuda a estudiar los fenómenos producidos ante ese evento.

Los distintos métodos sísmicos tratados en el informe, son de gran utilidad y servicio en la localización, tratado y búsqueda de soluciones a desastres causados por un sismo.


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BIBLIOGRAFIA

Rodriguez, S. (1994 b). EPIGRAF, Programa gráfico para el cálculo de epicentros de sismos regionales CNDG- Sismología, Instituto Geofísico del Perú. Informe Interno.

Tavera, H. y Buforn E. (1998). Sismicidad y Sismotectónica de Perú. En: Udias, A. Y Buforn E. (ed): Sismicidad y Sismotectónica de América del Centro y Sur. Física de la Tierra, UMC, Num. 10, 187-219.


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