sismos

EL MÉTODO MÉTODO SÍSMICO

ESQUEMA Historia de la exploración sísmica. Introducción (nociones de sismología). Teoría de la elasticidad. Propagación de las ondas sísmicas. Velocidades sísmicas de las rocas. Deducción de las ecuaciones de las ondas directa, reflejada y refractada en interfases horizontales e inclinadas.

ESQUEMA Historia de la exploración sísmica. Introducción (nociones de sismología). Teoría de la elasticidad. Propagación de las ondas sísmicas. Velocidades sísmicas de las rocas. Deducción de las ecuaciones de las ondas directa, reflejada y refractada en interfases horizontales e inclinadas.

ESQUEMA Introducción a los métodos sísmicos Clasificación de los métodos sísmicos de prospección. Instrumentos de adquisición del método sísmico. Método sísmico de refracción, metodología de campo, interpretación de las gráficas Distancia±Tiempo. Di stancia±Tiempo. Método sísmico de reflexión, metodología de campo, procesamiento procesam iento de los datos de la sísmica de reflexión. Elaboración e interpretación de un perfil sísmico de refracción y reflexión. Sísmica en la industria petrolera.

CRONOLOGÍA DE LA EXPLORACIÓN SÍSMICA 1678 Ley

de HOOKE .

1828 POISSON demuestra

teóricamente la existencia separada de las ondas primarias (P) y secundarias (S).

1845 MALLET  experimentó

por primera vez con ³Terremotos artificiales´, en un intento de medir las velocidades sísmicas.

1885 RAYLEIGH  y 1911 LOVE ,

desarrollan la teoría de las ondas

superficiales. 1888

Inicio de la exploración geofísica petrolífera con la construcción de la balanza de torsión por Barón ROLAND VON EÖTVÖS .

1898

MILNE propone el uso del sismógrafo para definir las condiciones del subsuelo.

1899 KNOTT desarrolló

la teoría de la reflexión y refracción en interfases.

1913 REGINALD FESSENDEN  fue

sísmica por reflexión.

el pionero en aplicar la prospección

CRONOLOGÍA DE LA EXPLORACIÓN SÍSMICA 1914

LUDGER MINTROP desarrolla el primer sismógrafo mecánico de

precisión suficiente para realizar la exploración. 1919 MINTROP ,

patentó un método de refracción. Fundó una compañía que realizó la primera prospección por sísmica de refracción, con un sismógrafo mecánico (1922).

1924

Se prospectó el primer domo salino, al cual se encontraba asociado varios yacimientos de hidrocarburos. Se realizó con refracción sísmica en Texas, EE.UU.

1927

Se utilizó por primera vez, de manera comercial, el método de reflexión sísmica, para prospectar en el Campo Maud, de Oklahoma, EE.UU.

1930

Método de reflexión es más importante en comparación con el método de refracción.

CRONOLOGÍA DE LA EXPLORACIÓN SÍSMICA 1953 Los

datos sísmicos se comenzaron a registrar en cintas magnéticas. Se empleó por primera vez, la caída de pesos como fuente de energía. Este mismo año, se desarrolló el método ³Vibroséis´.

1956

Se patentó el método del ³Common±Midpoint´ (CMP).

1960

Se introdujo el registro digital.

NOCIONES DE SISMOLOGÍA Sismología. El termino ³sismología´ se deriva de la palabra griega µ seismo¶ cuyo significado es terremoto. La sismología se ocupa del estudio de terremotos, sismos, temblores y de otras vibraciones producidas natural o artificialmente en la Tierra. El estudio de terremotos incluye su detección y la determinación de su localidad, de su magnitud, su energía y de los movimientos tectónicos causantes. Otros objetos de estudio son las vibraciones relacionadas con el vulcanismo y aquellas generadas por los océanos, por el viento y ondas atmosféricas.  Además, la sismología se encarga del estudio de la estructura interna de la Tierra.

NOCIONES DE SISMOLOGÍA Campos de Investigación de la Sismología: - Los

terremotos: detección, localización, magnitud, energía, movimiento a lo largo de fallas. El estudio de la estructura interna de la Tierra y de otras planetas, a través de ondas sísmicas. -

- La

delineación de la geología de las cuencas sedimentarias en la búsqueda de petróleo, gas y carbón. La delineación de depósitos minerales. La determinación del espesor del hielo en los glaciares, empleando explosivos y otras fuentes energéticas. El reconocimiento de la corteza terrestre superior en la hidrogeología, y en la exploración para agua subterránea. -

El estudio del subsuelo para la construcción de edificios, cortinas de embalses, carreteras, etc., empleando explosivos y otras fuentes de energía. -

- La

sismología teórica o matemática y el procesamiento de los datos.

NOCIONES DE SISMOLOGÍA Terremotos: Causas: -

Fuerzas tectónicas.

- La

ruptura repentina de las rocas, que han sido distorsionadas más allá de su límite de resistencia. - La -

explosión de un volcán.

Terremotos por hundimiento.

Mediciones: escala de RICHTER expresa y cuantifica la magnitud de un terremoto a partir del registro de las amplitudes máximas de las ondas sísmicas por  medio de un sismógrafo. La

escalas de MERCALLI y de ROSSI-FOREL cuantifican la intensidad de un terremoto a partir de la observación y clasificación de los daños causados por ello. Las

NOCIONES DE SISMOLOGÍA Terremotos: Magnitud: La

magnitud de un temblor es una medida instrumental de la energía liberada por un terremoto, que se expresa en una escala absoluta logarítmica introducida por RICHTER (1935, escala de RICHTER ), originariamente basándose en los registros de temblores cercanos, por medio de un sismógrafo sensible para períodos cortos, el llamativo sismógrafo de WOOD-ANDERSON . La

gran variación de la energía en los temblores hace necesario la aplicación de una escala logarítmica. Normalmente la magnitud se estima midiendo las amplitudes que se producen en la superficie terrestre y que se registran en los observatorios, solo situados alrededor del epicentro o de todo el mundo.

NOCIONES DE SISMOLOGÍA Terremotos:

Magnitud: La

forma general de la ecuación empírica para la magnitud M es:

M = log10(A/T) + F(D,P) + constante Donde:

Ec. # 1

 A = amplitud máxima producida en la superficie en micrómetros (se deduce de los registros del sismógrafo). T = periodo de la onda en segundos. F = función empírica de la distancia µD¶ expresada en µ º µ y de la profundidad µP¶ del foco expresada en kilómetros.

NOCIONES DE SISMOLOGÍA Terremotos: Intensidad:

ESCALA

La

intensidad de un terremoto se puede expresar  en escalas relativas de intensidad, como la escala de MERCALLI  o la escala de ROSSI-FOREL, que se basan en las destrucciones causadas, o en una escala absoluta, como la escala de RICHTER , que se basa en la energía sísmica liberada por el terremoto y que es logarítmica:

1

= 101

2

= 102

3

= 103

4

= 104

5

= 105

6

= 106

7

= 107

8

= 108

9

= 109

NOCIONES DE SISMOLOGÍA Terremotos: 100

10

Kg

m

M = 10-0.5 = 0.316

ESCALA 1

= 101

2

= 102

3

= 103

4

= 104

5

= 105

6

= 106

7

= 107

8

= 108

9

= 109

NOCIONES DE SISMOLOGÍA Terremotos:

Escala de Rossi-Forel

Intensidad

Descripción

I

Registrable solamente por instrumentos

II

Sentido por poco personas en reposo

III

Sentido por arias personas en reposo

IV

Sentido por arias personas en mo imiento, desplazamiento de objetos

V

Sentido generalmente por todos, mo imiento de muebles

VI

Despertar general de aquellos que duermen

VII

Vuelcos de objetos mó iles, caída de partes de muros

VIII

Caída de chimeneas, grietas en las paredes de los edificios

IX

Destrucción total o parcial de algunos edificios

X

Gran desastre, fisuras en la corteza terrestre

La

escala de Mercalli tiene

12

intensidades, pero es muy parecida.

TEORÍA DE LA ELASTICIDAD Los

métodos de exploración sísmicos se basan en la generación de ondas sísmicas (por ejemplo, por medio de una explosión o por medio de la caída de un peso). Las

ondas sísmicas son ondas mecánicas y elásticas, debido a que las ondas sísmicas causan deformaciones no permanentes en el medio, en que se propagan. La deformación se constituye de una alternancia de compresión y de dilatación, de tal manera que las partículas del medio se acercan y se alejan respondiendo a las fuerzas asociadas con las ondas. Su propagación se describe por la ecuación de ondas. La velocidad de la onda sísmica depende de los parámetros elásticos del medio, en que se propaga la onda.

TEORÍA DE LA ELASTICIDAD Esfuerzo elástico o tensión (stress), deformación (strain): Tensión:

Estado de Esfuerzos

Matriz de Esfuerzos

TEORÍA DE LA ELASTICIDAD Esfuerzo elástico o tensión (stress), deformación (strain): Tensión: F

Tracción

Compresión

S =  A

w Ec. # 2

(w 2

w

(w

(w

(w

2

2

2

L

L

(L

 A

(L

F F  Antes de la deformación elástica

TEORÍA DE LA ELASTICIDAD Esfuerzo elástico o tensión (stress), deformación (strain): Deformación: - Longitudinal:

Tracción

Compresión

IL =

(L w

L

(w 2

w

(w

(w

(w

2

2

2

Ec. # 3

L

L

-

Transversal: (L

IW =

(W

W Ec. # 4

 A

(L

F F  Antes de la deformación elástica

TEORÍA DE LA ELASTICIDAD Ley de Hooke:

TEORÍA DE LA ELASTICIDAD Constantes elásticas: Coeficiente de Poisson. Cuando un cuerpo se acorta por efecto de una compresión, se alarga en la dirección perpendicular a la compresión. Un cuerpo alargado por efecto de una tracción, disminuye su ancho en la dirección perpendicular a la tensión. La

relación entre la deformación longitudinal µ IL µ y la deformación transversal µ IW µ, se denomina coeficiente de Poisson µ W µ.

(W W =

IW IL

=

W (L L Ec. # 5

TEORÍA DE LA ELASTICIDAD Constantes elásticas: Coeficiente de Poisson. W

0.5

Cuando una tensión actúa en un cuerpo en una dirección y el volumen del cuerpo es constante, el coeficiente de Poisson alcanza su valor máximo.

Tipo de roca Roca consolidada, no alterada (ejm.: calizas de grano fino, rocas cristalinas) Roca sedimentaria clástica (dependerá de la porosidad y del estado de meteorización).

Rango del coeficiente de Poisson 0.2

0.02

± 0.3

± 0.05

TEORÍA DE LA ELASTICIDAD Constantes elásticas: Módulo de Young. En el caso de tensiones de compresión o de tracción, que dan origen a una deformación pequeña, la magnitud de esta deformación es proporcional a la tensión según: 1

I

= kxS =

x

S

E

E Donde: S = Tensión.

=

S I

Ec.

#6

I = Deformación. E

= Constante de proporcionalidad, denominada Módulo de Young.

Para un sólido con un módulo de Young ³E´ de valor numéricamente alto, la deformación causada por una tensión dada será menor en comparación a un sólido cuyo valor de ³E´ sea más pequeño (ver tabla a continuación).

TEORÍA DE LA ELASTICIDAD Resistencia a la tracción en kg/cm2

Resistencia al cizallamiento en kg/cm2

Módulo de YOUNG en kg/cm2 -valores medios-

1500 - 4500

150

300

800000

370 - 3790

30 - 80

100 - 300

100000 - 400000

Cuarcita

260 - 3200

-

-

100000 - 450000

Mármol

310 - 3000

30 - 90

100 - 300

800000

60 - 3600

10 - 117

35 - 200

100000 - 800000

 Arenisca en general

100 - 3000

10 - 43

46 - 150

< 20000 - 636000

 Arenisca calcárea

900 - 3000

-

-

30000 - 60000

 Arcilla esquistosa

600 - 3130

250

50 - 250

40000 - 200000

810 - 3270

-

< 650

< 10000 - 400000

Tipo de roca

Basalto Granito

de grano grueso

Caliza en general

Gneiss

Resistencia a la compresión en kg/cm2 -valores limites-

TEORÍA DE LA ELASTICIDAD Constantes elásticas: Módulo de rigidez o cizallamiento. El esfuerzo de cizallamiento se denomina a la tensión que actúa paralelamente al área. -

Corte

El esfuerzo de cizallamiento da origen a una deformación por  fractura. -

- La

deformación por cizallamiento se expresa por el ángulo de deformación ³ ´. El ángulo de deformación se forma entre la superficie original del área y la superficie deformada por la tensión ejercida paralelamente al área. -

En el caso de un esfuerzo cortante y una deformación pequeña, la tensión Ssh´ es proporcional a la deformación: Ssh = Qv . -

F

³

En esta relación Q es la constante de proporcionalidad denominada módulo de rigidez o de cizallamiento y ³ ´ es el ángulo de deformación. -

-

³

³

Para los líquidos Q = 0

 Antes de la deformación elástica

TEORÍA DE LA ELASTICIDAD Constantes elásticas: Compresi ilidad y módulo volumétrico. Considerando un cuerpo de volumen V, que está sometido a una fuerza de compresión uniforme en todas las direcciones, éste en consecuencia disminuirá su volumen en una cantidad (V. La

compresión ejercida sobre este cuerpo es proporcional a la deformación, o es decir a la relación entre la variación del volumen y el volumen primitivo de este cuerpo antes de la aplicación de la compresión según: Scompresión = k X ((V/V)

Ec. # 7

en donde la constante de proporcionalidad k se denomina compresibilidad.

El valor recíproco de la compresibilidad: 1/k

= k' = Scompresión/((V/V)

se denomina módulo volumétrico o módulo de ³bulk´.

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Tipos de ondas: Ondas de Cuerpo: -

Ondas Longitudinales (ondas compresionales, ondas ³P´).

-

Ondas Transversales (ondas de cizallamiento, ondas ³S´).

Ondas de Superficie: -

Ondas Rayleigh (ondas ³R´).

-

Ondas Love (ondas ³L´).

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Tipos de ondas: Ondas Longitudinales (ondas compresionales, ondas ³P´). Dirección de propagación

Compresión

Dilatación

Características: - Las

partículas de una onda ³P´ oscilan en la direcciónde propagación de la onda.

- Las

ondas ³P´ son parecidas a las ondas sonoras ordinarias.

- Las

ondas ³P´ son las primeras en llegar a un observatorio, después de un temblor.

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Tipos de ondas: Ondas Longitudinales (ondas compresionales, ondas ³P´). Dirección de propagación

Compresión

Dilatación

(Vista, tanto de perfil como de planta)

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Tipos de ondas: Ondas Longitudinales (ondas compresionales, ondas ³P´).

Vp =

k + 4/3 Q  V Ec. # 8

ó Vp =

Donde:

E  V

x

(1 - W (1 - 2W (1 + W Ec. # 9

k = compresibilidad Q = módulo de rigidez  V = densidad del medio

E = módulo de Young W = coeficiente de Poisson

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Tipos de ondas: Ondas Transversales (ondas de cizallamiento, ondas ³S´). Dirección de propagación

Características: - Las -

partículas de una onda ³S´ oscilan perpendicularmente a la dirección de propagación.

Se puede distinguir: Ondas ³Sh´:

cuyas partículas oscilan en el plano horizontal y perpendicular a la dirección de propagación.

Ondas ³Sv´:

cuyas partículas oscilan en el plano vertical y perpendicular a la dirección de propagación.

En las ondas ³S´ polarizadas, las partículas oscilan en un único plano perpendicular a su dirección de propagación. -

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Tipos de ondas: Ondas Transversales (ondas de cizallamiento, ondas ³S´). Dirección de propagación

(Vista, tanto de perfil como de planta)

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Tipos de ondas: Ondas Transversales (ondas de cizallamiento, ondas ³S´).

Vs =

Q  V

ó

E  V

Vs =

1 x

2(1

+ W

Ec. # 10

Donde: Q = módulo de rigidez  V = densidad del medio

E = módulo de Young W = coeficiente de Poisson

Ec. # 11

Relación entre Vp´ y Vs´ ? ³

³

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Tipos de ondas: Relación entre ³Vp´ y ³Vs´.

Vp Vs

=

(1 - W (1/2 - W Ec. # 12

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Tipos de ondas: Ondas de Superficie: Ondas Rayleigh (ondas ³R´). Dirección de propagación

Características: Rayleigh (1885) predijo la presencia de ondas superficiales diseñando matemáticamente el movimiento de ondas planas, en un espacio semi-infinito elástico. -

- Las

ondas Rayleigh viajan solo a lo largo de la superficie libre, de un sólido elástico.

El movimiento de las partículas en una onda ³R´, siempre se da en un plano vertical, y es elíptico y retrógado con respecto a la dirección de propagación. -

- La - La

amplitud del movimiento decrece exponencialmente con la profundidad.

velocidad de las ondas ³R´ son las más bajas en un cuerpo, siendo aproximadamente equivalente a: VR = 0.9 VS

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Tipos de ondas: Ondas de Superficie: Ondas Rayleigh (ondas ³R´). Dirección de propagación

(Vista de perfil)

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Tipos de ondas: Ondas de Superficie: Ondas Love (ondas ³L´). Dirección de propagación

Características: - Love (1911 )

descubrió la onda superficial, que lleva su nombre, estudiando el efecto de vibraciones elásticas a una capa superficial. Estas ondas son solo observadas cuando hay una capa de baja velocidad, por encima de un medio, en el c ual las ondas tienen una mayor velocidad. -

- Las

ondas Love, son ondas de cizalla, que oscilan solo en el plano horizontal, es decir son ondas de cizalla horizontalmente polarizadas. - Love

demostró que estas ondas se propagan por reflexión múltiple entre la superfic ie del tope y de la base, de una capa de baja velocidad. Debido a que su movimiento de partículas es siempre horizontal, las ondas Love no han podido ser grabadas en el transcurso de una prospección sísmica, donde los geófonos están diseñados para responder a movimientos verticales en el terreno. -

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Otras características de las ondas . . . . - Las

ondas internas se extienden en tres dimensiones. Las ondas superficiales se extienden en solo dos dimensiones. - Las

velocidades de las ondas internas y superficiales están relacionadas de la siguiente manera: VP > VS > VLOVE > VRAYLEIGH. - Generalmente

 ARAYLEIGH

para las amplitudes (A) de las ondas, vale el orden inverso: > ALOVE > AS > AP.

Como las amplitudes de las ondas superficiales disminuyen con la profundidad del foco, la razón entre las amplitudes de las ondas superficiales y las amplitudes de las ondas de cuerpo, indica aproximadamente la profundidad del foco. -

En comparación con las ondas de cuerpo, las amplitudes de las ondas superficiales disminuyen menos rápidamente con la distancia, en consecuencia, en distancias largas con respecto a un temblor, las ondas superficiales generan señales más altas y dominan los registros conservados en los sismogramas. -

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Otras características de las ondas . . . . - Las

ondas superficiales están caracterizadas por la dispersión, es decir la velocidad de las ondas superficiales depende de su frecuencia y de su longitud de onda. La variación de la velocidad con la frecuencia o la longitud de onda, se denomina dispersión. En una onda afectada por dispersión, distintas longitudes de onda se propagan con diferentes velocidades, apareciendo como un tren de eventos, cuyos ciclos sucesivos son de períodos, incrementándose o disminuyéndose. -

-  Analizando

la dispersión de las ondas Rayleigh, los científicos obtuvieron informaciones muy útiles acerca de la estructura de la corteza terrestre y del manto superior de la Tierra. Caso contrario, en la exploración por el método de reflexiones sísmicas las ondas Rayleigh son menos útiles, porque contribuyen apreciadamente al ruido -

del fondo.

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Atenuación de las ondas:

r2

r1

Divergencia Esférica

0

Ar1

Ar2

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Atenuación de las ondas:

 Atenuación Inelástica

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Atenuación de las ondas:  A0

 B1

 A1

P1 U1 U1

P2 U2

 A2  B2

 senU

E

!

 senU 2

E2

!

 senP

 F

!

 senP2

 F 2

!  p

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Teoría de los Rayos. - La

forma más simple de propagación de ondas, es en un medio elástico ³infinito y homogéneo´, consistente en dilataciones y compresiones alternantes. Si una compresión es aplicada repentinamente, en un punto de un medio cualquiera, la región donde el material constituyente de dicho medio es más compresible, se desplazará a raíz de la perturbación, y la representación teórica de éste fenómeno, es una esfera cuyo radio se incrementara, a una tasa determinada, debido a las propiedades elásticas de los materiales del subsuelo. -

- La

alternancia de esferas de máximas dilataciones y máximas compresiones origina lo que se conoce como frente de onda (ver figura).

Frentes de Onda Rayo Sísmico

Teoría del rayo sísmico

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Leyes de la óptica (ondas P´). ³

Principio de atenuación de la energía. Principio de FERMAT . Principio de HUYGHENS . Ley

de SNELL.

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Leyes de la óptica (ondas P´). ³

Principio de atenuación de la energía. Existe un amortiguamiento de la energía con la distancia horizontal y vertical.

Principio de FERMAT . ³El tiempo para que un disparo vaya desde un punto µA¶ hasta un punto µB¶, es mínimo a lo largo de los rayos´. Para ello se emplea la anulación de la expresión del tiempo total de viaje para el frente de onda, lo que corresponde a la aplicación del tiempo mínimo de ³Fermat´.

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Leyes de la óptica (ondas P´). ³

Principio de HUYGHENS . Este principio es de suma importancia en el entendimiento de la propagación de las ondas y por su frecuente utilidad en la representación gráfica de las sucesivas posiciones de los frentes de ondas. Si se hace un disparo desde un punto de la superficie, este principio plantea, ³Cada punto de un frente de onda,se puede considerar como posible origen de nuevas ondas que también se propagarían de forma esférica´. Ley

de SNELL.

Esta ley es una de las herramientas más importantes de la óptica geométrica práctica y ha desempeñado una papel importante en el desarrollo de la sismología y en consecuencia, del método sísmico de prospección geofísica.

PROPAGACIÓN DE LAS ONDAS SÍSMICAS Leyes de la óptica. Ley

de SNELL. A

Sen (r)

C

o

o¶

x b

r  d

Ley

Sen (i)

Medio 1:  V1, V1

i

Medio 2:  V2, V2

B

de Snell en el plano horizontal.

=

V1 V2 Ec. # 13

VELOCIDADES SÍSMICAS DE LAS ROCAS Factores que afectan a la velocidad de las ondas. Constantes elásticas. Densidad del medio. Profundidad de enterramiento. Porosidad. Edad de la roca. Fluidos en los poros.

VELOCIDADES SÍSMICAS DE LAS ROCAS Material

Velocidad (Km/s)

 Arenas secas

1,5

±

2

 Arenas saturadas de agua

0,2

±

1

 Aluviones

0,5

±

2

 Arcillas

1,5

 Areniscas Calizas

± 2,5

2

±6

2

±6

Sal

4,5

±

5

Granito

5,5

±

6

 Aire

0,33

 Agua

1,50

Hielo

3,40

Manto

8

± 13,7

Núcleo

8

± 11,2

Velocidades de las ondas P.

TERREMOTO

LITOSFERA (100 KMS)

MAGMA

TERREMOTO FOSA OCEÁNICA ( CHILE - PERÚ)

CORDILLERA DE LOS ANDES

MAR PLACA SUDAMERICANA PLACA DE NAZCA (LITOSFERA LITOSFERA

.

ASTENOSFERA ASTENOSFERA

PLACA DE NAZCA

TERREMOTO

MECANISMO PLACAS TECTÓNICAS: TECTÓNICAS: LA CAPA MÁS EXTERNA DE LA TIERRA

ESTÁ COMPUESTA DE PLACAS IRREGULARES, SIMILARES A UN ROMPECABEZAS, QUE SE MUEVEN ENTRE SÍ, GENERANDO TEN SIONES.

PLACA DE NAZCA: LA SISMICIDAD EN CHILE SE EXPLICA POR

LA TENSIÓN ENTRE LA PLACA SUDAMERICANA Y LA PLACA DE NAZCA , LA CUAL AVANZA UNOS 10 CM/AÑO HACIA LA PLACA SUDAMERICANA.

FALLAS: LA TENSIÓN ENTRE PLACAS PRODUCE RUPTURAS EN

LA CORTEZA, CON DESPLAZAMIENTOS VERTICALES Y HORIZON TALES, QUE PUEDEN ALCANZAR VARIOS MTS. LA LONGITUD DE UNA FALLA PUEDE SER DE DECENAS DE KMS. KMS

TERREMOTO

MECANISMO II

FALLA

.

DESPLAZAMIENTO

HIPOCENTRO (O FOCO)

*

EPICENTRO

TERREMOTO

MECANISMO III ZONAS SÍSMICAS: ALREDEDOR DEL 80 % DE LOS TERREMOTOS MUNDIALES OCURREN EN EL BORDE DEL OCÉANO PACÍFICO.

ZONAS DE SISMOS DESTRUCTORES EN CHILE (ÚLTIMOS 140 AÑOS) AÑOS) REGIÓN I II III V XI RESTO

% 15 15 21 18 7 24

TERREMOTO

2 CARACTERÍSTICAS DE SISMOS SISMOS E N CHILE 1. SISMOS DISMINUYEN CASI A O , AL SUR DE LA PENÍNSULA DE TAITAO

2. LA SISMICIDAD DISMINUYE DE COSTA A CORDILLERA

FRECUENCIAS EN CHILE: SISMOS DE MAGNITUD CERCANA

A 9: CADA 100 AÑOS. LOS DE MAGNITUD CERCANA A 8: CADA 10 AÑOS. LOS DE 7: 1 AL AÑO, LOS DE 6: 10 AL AÑO, AÑO, ETC.

TERREMOTO

 ESCALAS DE MEDICIÓN 

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10

?

?

?

ESCALA MERCALLI :MIDE EL GRADO DE DAÑO OCURRIDO EN UNA LOCALIDAD, BASADO EN UNA ESCALA DESCRIPTIVA. LA UNIDAD QUE EMPLEA ES LA INTENSIDAD , QUE TIENE 12 GRADOS. SU MEDICIÓN ES SUBJETIVA.

ESCALA RICHTER : MIDE LA ENERGÍA DE LA ONDA SÍSMICA

EMITIDA POR EL FOCO. SE BASA EN LA MEDICIÓN INSTRUMENTAL ES DECIR, QUE ES OBJETIVA. LA UNIDAD QUE QUE EMPLEA ES LA MAG NITUD.. NO TIENE LÍMITE, PERO EL REGISTRO MÁXIMO HA SIDO NITUD DE 8.5, (TERREMOTO DE VALDIVIA, EN 1960).

TERREMOTO

ESCALA MERCALLI GRADO I: ES ADVERTIDO SÓLO POR POCAS PERSONAS. GRADO II: SE PERCIBE POR GENTE EN REPOSO, UBICADA EN ALTURA. GRADO III: SEMEJANTE AL PASO DE UN VEHÍCULO LIVIANO. GRADO IV: LOS OBJETOS COLGANTES OSCILAN VISIBLEMENTE . SE NOTA EN INTERIOR INT ERIOR DE LAS CASAS AÚN DE DÍA.

. .

GRADO VII: DIFICULTAD EN MANTENERSE MANTENERSE DE PIE . IMPORTANTES DAÑOS EN ESTRUCTURAS DE ALBAÑILERÍA MAL CONSTRUÍDAS.

. .

GRADO XII: DESTRUCCIÓN CASI TOTAL . SE DESPLAZAN GRAN DES MASAS DE ROCAS. OBJETOS SALTAN AL AL AIRE .

TERREMOTO

ESCALA RICHTER

A

 AMPLITUD

MAXIMA

t

LA MAGNITUD RICHTER ES EL LOGARITMO DE LA AMPLITUD MÁXIMA: log A max. CADA GRADO DE DIFERENCIA SIGNIFICA QUE LA ENERGÍA ES 30 VECES MAYOR. MAYOR.

TERREMOTO

DAÑOS SÍSMICOS: SÍSMICOS 8 VARIABLES QUE INFLUYEN

1. MAGNITUD: ENERGÍA LIBERADA DURANTE EL SISMO. SISMO 2. DISTANCIA AL FOCO: A MENOR DISTANCIA MAYOR DESTRUC CIÓN. 3. DURACIÓN DEL MOVIMIENTO: SISMOS PROLONGADOS DEBI LITAN LAS ESTRUCTURAS. ESTRUCTURAS 4. NRO. Y MAGNITUD DE LAS RÉPLICAS: INCREMENTAN EL GRA DO DE DETERIORO. DETERIORO

TERREMOTO

8 VARIABLES . . . . . . 5. SUBSUELO: EJ: SUELOS ROCOSOS, TERRENOS DE RELLENO O DE TIPO ARENOSO. ARENOSO 6. FRECUENCIA DEL MOVIMIENTO: DEPENDE DEL TIPO DE ONDAS SÍSMICAS: INTERNAS O SUPERFICIALES. SUPERFICIALES 7. OCUPACIÓN :EXISTEN :EXISTEN CONTENIDOS Y MAQUINARIAS MUY SENSIBLES, EJ: CONTENIDOS FRÁGILES (BOTELLAS), EQUIPOS EN ALTURA O EQUIPOS MUY LARGOS. LARGOS 8. DISEÑO SÍSMICO :

TERREMOTO

ALTURA

FUNDACIONES

CONFIGURACIÓN

DISEÑO SÍSMICO

REGULARIDAD

MATERIAL DE CONSTRUCCIÓN

TERREMOTO

DISEÑO SÍSMICO DISEÑO SÍSMICO: PROVEER ADECUADA RESISTENCIA A LAS ESTRUCTURAS FRENTE A LA CARGA SÍSMICA. EN CHILE EXISTE NORMATIVA ANTISÍSMICA DESDE 1940, Y EN 1993 FUE ACTUALIZADA (NCH 433).  ANÁLISIS DINÁMICO: SIMULACIÓN SIMULACIÓN COMPUTACIONAL DE DAÑOS SÍSMICOS. FUNDACIONES: FUNDACIONES: NORMALMENTE CUANTO MÁS PROFUNDA LA FUNDACIÓN, LOS EDIFICIOS SERÁN MÁS RESISTENTES A LOS SISMOS ALTURA: ALTURA: EDIFICIOS ALTOS TIENEN MAYORES REQUERIMIEN TOS DE DISEÑO. EN OCASIONES SE PUEDE PRODUCIR  RESO  NANCIA.

TERREMOTO

DISEÑO SÍSMICO TIPO Y MATERIAL DE CONSTRUCCIÓN: CONSTRUCCIÓN: ESTRUCTURA ACERO HORMIGÓN ACE. / HORMIGÓN ADOBE

PAREDES PLANCHAS ACERO / ASBESTO P. ACERO / VIDRIO / PLÁSTICO ALBAÑIL./HORMIGÓN ADOBE

CONFIGURACIÓN: PARTES DEL EDIFICIO CON ALTURA DIFEREN TE, SECCIONES QUE SE REDUCEN CON LA ALTURA, EDIFICIOS DE FORMA IRREGULAR O EN ANGULO (T - L - V - X), ESTÁN MÁS EXPUESTOS A DAÑOS. NORMALMENTE EL 80 % DEL DAÑO A LOS EDIFICIOS ES DE TIPO NO ESTRUCTURAL: MUROS DE RELLENO E INSTALACIONES.

TERREMOTO

DAÑOS QUE PUEDEN ACOMPAÑAR AL TERREMOTO INCENDIO: EJ: ROTURA DE CAÑERÍAS DE LIQ. INFLAMABLES. MAREMOTO: CAUSADOS POR GRANDES TERREMOTOS, DESLI ZAMIENTOS SUBMARINOS O VOLCANES SUBMARINOS. AFEC TAN LOCALIDADES COSTERAS. LICUEFACCIÓN: SUELOS GRANULARES CON AGUA SUBTERRÁ NEA: EL TERRENO ´SE HACE AGUAµ, HACIENDO QUE LOS EDIFI CIOS SE INCLINEN O HUNDAN. DESLIZAMIENTOS: DESPRENDIMIENTO DE TERRENOS BLANDOS, ESPECIALMENTE EN PENDIENTE.

Filosofía para el diseño  sísmico de hospitales

La estructura deberá ser proyectada, diseñada y construida de manera que: Resista sin daño alguno, sismos de intensidad moderada. Resista con daños no estructurales menores y fácilmente reparables, sismos de mediana intensidad. Resista con daño estructural reparable y que se garantice el servicio ininterrumpido del edificio durante sismos excepcionalmente severos.

 A spectos

de diseño que pueden causar   problemas de comportamiento

Configuración en planta Excentricidad Configuración en altura Discontinuidad de elementos verticales Concentraciones de masa en pisos

 A spectos

físicos que causan  problemas de comportamiento

Cambio abrupto en la rigidez o en la masa entre pisos Piso suave Interacción de elementos no estructurales con la estructura principal Columna corta Impacto entre edificios adyacentes Los movimientos y las fuerzas sísmicas indicadas están asadas en una pro a ilidad de no excedencia del 90% durante la vida útil de la estructura, estimada en 50 años. (Manual de carreteras)

P roceso

de diseño sismorresistente

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