RIESGO SÍSMICO. Segunda parte

ADA-Madrid. UCM, Riesgo Sïsmico -2, Yolanda Sanchez:Moya  y Alfonso Sopeña. 2008-2012. 

Gestión del Riesgo sísmico

Los terremotos son los fenómenos naturales de mayor potencial destructor. En la última década el riesgo sísmico se ha acentuado de

forma notable. No porque se haya producido un aumento del número de terremotos, sino debido al incremento de la vulnerabilidad debido al crecimiento demográfico y al mayor valor económico de las pérdidas. Conviene recordar que el riesgo se estima en unidades económicas.

Como se dijo anteriormente, el riesgo sísmico involucra dos conceptos fundamentales: la peligrosidad sísmica y la vulnerabilidad del área afectada por la sacudida..

Peligrosidad sísmica

En primer lugar hay que definir lo que se entiende por peligro sísmico. Es el valor de un parámetro, que se considera representativo del movimiento del suelo y que tiene una determinada probabilidad de ser superado en un intervalo de tiempo dado.

Se entiende por peligro sísmico de base, el parámetro del movimiento de la base rocosa con determinadas probabilidades de excedencia, en un intervalo de tiempo dado. Se toman en consideración la distribución espacial y temporal de los eventos sísmicos y la atenuación de las ondas sísmicas con la distancia.

El parámetro representativo del movimiento del suelo puede ser la aceleración, la intensidad, la pseudo-velocidad espectral, las pseudo- aceleración espectral, etc. En general, el parámetro que más se emplea es la aceleración máxima medida en g (m/s2). La aceleración máxima (PGA) es el valor máximo de la serie temporal representativa de la aceleración del suelo. La aceleración sísmica básica (ab) se define como un valor característico de la aceleración horizontal de la superficie del terreno, correspondiente a un periodo de retorno de 500 años.

Por peligro sísmico local se entiende el análisis del efecto de la geología y la geomorfología local en el movimiento del terreno.

La siguiente figura es el mapa de peligrosidad sísmica de España.

En este mapa se puede ver, la aceleración sísmica básica (ab), en relación con la gravedad (g), y el coeficiente de contribución K, que tiene en cuenta la influencia de los distintos tipos de terremotos esperados en la peligrosidad sísmica de cada punto.

En la mayoría de los códigos de construcción sismorresistente, se utiliza el sismo de diseño. Es el evento hipotético más destructivo con una probabilidad de excedencia del 10%, en un periodo de 50 años. Esto equivale a 0,21% de probabilidad anual y 475 años de periodo de retorno. El sismo de diseño, se establece analizando los terremotos con características sísmicas similares registrados en el país y en otros lugares del mundo. También se utiliza el concepto de máximo sismo creíble que es el de periodo medio de retorno de 2.500 años (Barbat y Canet, 1994)

La peligrosidad de un terremoto está muy relacionada por la magnitud del mismo. La magnitud de los terremotos se determina, en general y como se vio en el tema anterior, empleando la escala Richet. La intensidad con la que se percibe el evento o el grado de destrucción ocasionado se determina empleando la escala Mercalli (ver tema anterior).

Dos sacudidas sísmicas de magnitudes diferentes en la escala Richter, pero en contextos diferentes, pueden causar la misma cantidad de destrucción y tener una valoración distinta en la escala Mercalli.

Desde el punto de vista de Gestión del Territorio, Usos del Suelo y Protección Civil, es de vital importancia la estimación de la intensidad máxima que puede alcanzar un terremoto en un periodo de tiempo y en un área determinada. Para visualizar en los mapas los efectos de los terremotos, se utilizan curvas llamadas isosistas que representan los lugares donde se sintió el sismo con la misma intensidad.

La siguiente imagen es el mapa de isosistas para el terremoto que con epicentro en Adra (Almería) e intensidad VII (Mercalli), se produjo el 23 de diciembre de 1993 .

(Fuente: Instituto Geográfico Nacional. Ministerio de Fomento, Tomado de J. M. Martínez Solares, 2001. Instituto Geográfico Nacional. Monografía núm. 19)

Al analizar los mapas de isosistas se observa que la intensidad decrece con la distancia al epicentro. Este fenómeno recibe el nombre de atenuación de la intensidad sísmica. La atenuación depende de la distancia, de la distribución geométrica, de los fenómenos de absorción y dispersión de ondas, de la magnitud, de las condiciones del suelo, etc. (Campell, 1981; Larson y Mattson, 1987)

Actualmente, no puede hacerse una predicción cierta de lo terremotos. Si se considera que son fenómenos discretos estocásticos, puede emplearse un análisis estadístico de fenómenos pasados similares, para determinar la probabilidad de ocurrencia de los mismos. Sin embargo, este método requiere disponer de una base de datos sísmicos suficientemente detallada y extensa que no existe en la actualidad.

Evaluación de la Peligrosidad Sísmica

Supongamos un área pequeña, afectada sólo por terremotos con hipocentro único y situada a una distancia tal que se pueda considerar a efectos prácticos como un punto en relación con el área de estudio. Si se conocen las leyes de ocurrencia de los terremotos (gráfico magnitud-frecuencia de la zona) y de atenuación del efecto con la distancia (curvas regionales de atenuación de la intensidad, aceleración, etc.) es "sencillo" estimar el grado de peligro a que está sometida la zona. Esto es, a partir de las curvas de atenuación, se determina qué magnitud es capaz de provocar un efecto dado y a partir del gráfico magnitud-frecuencia se calcula la frecuencia con que ese efecto se puede reproducir en el área considerada. Integrando ahora los terremotos que ocurren en otras áreas, es posible estimar la peligrosidad sísmica de la región.

El primer paso en la evaluación de la peligrosidad sísmica es caracterizar las zonas sismotectónicas. Se utilizan métodos probabilísticos para definir el comportamiento sísmico de una área, las fuentes sísmicas que pueden afectarla y la atenuación del movimiento del suelo. Los resultados se expresan en forma de probabilidad de ocurrencia de distintos tamaños de terremoto, y de probabilidad de excedencia de distintos niveles de intensidad. Conviene señalar que las incertidumbres asociadas al cálculo de probabilidad, son mayores en áreas con actividad sísmica esporádica, y que por tanto, tienen catálogos y base datos sísmicas escasas.

El fenómeno sísmico es un proceso aleatorio, existen incertidumbres en cuanto a la distribución espacial y temporal de los eventos. Este hecho y las limitaciones en cuanto a la cantidad y calidad de datos sismológicos con los que se cuenta, exige introducir conceptos de probabilidad.

El método de evaluación del peligro sísmico comprende la estimación probabilística de los siguientes parámetros (Larson y Matton, 1987):

• ¿Cuándo ocurren los terremotos?. Es necesario calcular la probabilidad de ocurrencia de los terremotos.
• ¿Cuál es su tamaño?. Es necesario definir la máxima magnitud que puede esperarse en un intervalo de tiempo determinado.
• ¿Dónde ocurren los terremotos?. Es necesario establecer la distancia a las fuentes de los sismos que pueden afectar al área bajoin vestigación.
• ¿Existen influencias locales?. Es necesario considerar la relación de atenuación local de las ondas sísmicas.

Los métodos más empleados para evaluar la amenaza sísmica han sido los desarrollados por Esteva (1964), Riznichenko (1965) y Cronell (1967 y 1969). Permiten obtener las relaciones entre el parámetro representativo del movimiento del suelo y su periodo de retorno promedio para el área. Tienen en cuenta las relaciones geográficas entre el lugar de análisis y la fuente potencial del movimiento.

Las hipótesis básicas del método son:

1. Los terremotos son equiprobables en cuanto a frecuencia y tamaño, en toda la zona fuente.
2. La tasa de frecuencia de terremotos de tamaño superior a un umbral, es constante en el tiempo. 
3. La ley de atenuación de intensidades
4. La función de distribución de la magnitud de los sismos en cada zona

Tomada de Parrales y Picado 2001

El método de Cronell se basa en la hipótesis de que para cada fuente sísmica, la sismicidad es estacionaria en el tiempo y se distribuye en él de manera uniforme. Se consideran por tanto, zonas o estructuras sísmicas homogéneas y con una distribución uniforme de las fuentes dentro de ellas.

En este tipo de modelos, es necesario definir como condiciones de contorno, los periodos de retorno de los terremotos y la probabilidad de excedencia. Estos periodos se emplean luego para definir la vida útil (o vida económica) de las estructuras. La vida útil que se considera para construcciones comunes de tipo urbano o industrial, varia entre 50 y 100 años.

El periodo de retorno se define como el tiempo medio entre sucesos sísmicos de iguales características. Es frecuente idealizar los fenómenos sísmicos como procesos de Poisson. La distribución de Poisson se basa en la independencia entre sucesos respecto al tiempo.

El periodo de retorno para sucesos que obedecen a un proceso de Poisson es T= 1/N, donde N es el numero promedio de sucesos de cierta característica que ocurren por unidad de tiempo. La probabilidad de excedencia o de ocurrencia, es la probabilidad de que, al menos, un sismo de ciertas características tenga lugar en un periodo de tiempo (retorno), dado.

Normalmente se consideran dos probabilidades de excedencia que definen dos categorías de eventos (Carballo, 1993):

1. Sismos de operación. Se trata de terremotos de magnitud moderada, pero con probabilidad de ocurrencia relativamente alta. Las estructuras deben resistir su acción sin sufrir daños importantes que las pongan fuera de uso o la reparación de daños debe tener un costo razonable.
2. Sismo accidental. Se trata de eventos de gran magnitud, pero de ocurrencia esporádica. Es el terremoto más fuerte que se espera se produzca, una única vez, durante la vida de la estructura. Se acepta que un terremoto de estas características produzca daños estructurales importantes, pero debe evitarse el colapso de la construcción, la perdida de vidas y de bienes materiales.

Para los sismos de operación, se consideran probabilidades de excedencia entre 50% y el 64%. Probabilidades menores no corresponden a condiciones de operación. La determinación de un nivel razonable de seguridad para sismos accidentales es subjetiva. El nivel aceptable de riesgo viene determinado por factores económicos y por el efecto sobre la población.

La siguiente figura relaciona la probabilidad anual y la vida vida útil de las edificaciones.

Tomada de Carballo, 1993

Una vez que se ha definido la probabilidad de excedencia para el sismo de diseño, se determina el periodo de retorno para cada una de la probabilidades empleadas. En función de estos periodos de retorno se obtienen las aceleraciones máximas del terreno en la curva de peligro sísmico, tal como se muestra en la siguiente imagen.

Tomado de Ordaz y Miranda, 1996

La aceleración en un área depende, fundamentalmente, de la magnitud y la distancia al epicentro o fuente sísmica. Estos dos parámetros se relacionan según una serie de curvas, denominadas curvas de atenuación, que describen la variación de la amplitud de las ondas sísmicas al transmitirse a través del interior y la superficie de la Tierra. Las curvas de atenuación se calculan mediante ecuaciones basadas en datos o mediciones efectuadas en diferentes partes del mundo. El tipo de terreno y la ubicación geográfica de los sismos utilizados, determinan su aplicabilidad a un área dada. Se asume que la historia sísmica de una región da la clave de lo que es esperable para este área en un futuro.

La ley de atenuación de la intensidad con la distancia epicentral, utiliza generalmente dos parámetros ajustables, el coeficiente de atenuación inelástico y la profundidad del foco sísmico. Estas leyes de atenuación se ajustan para los sismos de los que se dispone de datos suficientes de intensidad puntual.

La estructura y la litología del área pueden amplificar los movimientos que se transmiten a la superficie como consecuencia de la resonancia entre el periodo natural del suelo y el periodo predominante del terremoto. La velocidad de las ondas S parece ser el factor más importante en la amplificación de los movimientos sísmicos. Un procedimiento usual es considerar los datos de velocidad de los 30 primeros metros de la capa superficial del suelo. Como ya se indicó en el tema anterior, los daños más importantes se producen cuando el periodo del sismo corresponde al periodo de resonancia de las estructuras.

En la siguiente figura podemos ver una aplicación práctica.

Imagen de Natural Resources Canada

A partir de las aceleraciones máximas y de los valores de la ecuación de atenuación se deduce la magnitud para los sismos operativo y accidental. La frecuencia, especialmente en la región del epicentro, se supone función del mecanismo de origen del sismo. A medida que nos alejamos del epicentro los movimientos de alta frecuencia disminuyen sensiblemente.

Aplicando la metodología anteriormente descrita, es posible obtener gráficos de aceleraciones en función del periodo de retorno para un área concreta y mapas de isoaceleraciones. En la siguiente figura podemos ver un mapa de isoaceleraciones para un 10% de probabilidad de excedencia en los próximos 50 años

SESAME Peak Ground Acceleration Map . IGCP - Project nº 382 SESAME, Jimenez, Giardini y Grünthal (2003)

Vulnerabilidad sísmica

Por vulnerabilidad sísmica se entiende un valor que permite clasificar las estructuras de acuerdo a su calidad estructural. El rango de vulnerabilidad varía desde, muy vulnerable, a nada vulnerable. Que una estructura sea más o menos vulnerable ante un terremoto de determinadas características, es una propiedad intrínseca de cada estructura y por tanto, es independiente de la peligrosidad sísmica del lugar de emplazamiento. Una estructura puede ser vulnerable, pero no estar en riesgo, a menos que se localice en un área con alguna peligrosidad sísmica (Barbat, 1998)

La vulnerabilidad abarca desde el daño a las construcciones civiles, a los sistemas de distribución de agua, gas y electricidad, hasta la operatividad en el transporte y el impacto en las actividades socio-económicas.

La vulnerabilidad sísmica presenta tres tipos diferentes (Corsanejo y Petrini , 1990)

1. Directa: Se refiere a la capacidad de un elemento aislado (simple o complejo) de sufrir colapso. Por ejemplo, la vulnerabilidad de un edificio, de un viaducto, etc.
2. Inducida: Se refiere a los efectos de crisis en la organización del territorio generados por un elemento físico. Por ejemplo, la crisis del sistema de transporte debido a la obstrucción de una carretera.
3. Diferida: Se define de acuerdo a los efectos post-evento capaces de modificar el comportamiento de la población. Por ejemplo, pérdida de empleos asociada a la destrucción de polos industriales.

La vulnerabilidad directa puede estimarse de forma cuantitativa, mientras que la inducida y la diferida sólo de forma cualitativa. Los métodos de estimación de la vulnerabilidad directa son de dos categorías:

• Estructurales o Mecánicos: Son métodos de análisis estructural aplicado a las construcciones. El daño se establece en base a cálculos analíticos de la respuesta sísmica del edificio o del estado tensionado y deformado que le corresponde. El parámetro representativo del movimiento del suelo se expresa por la aceleración máxima del suelo o por magnitudes análogas, mientras que la medida del daño se cuantifica con variables mecánicas.
• Métodos basados en el tipo de las construcciones: Las previsiones del daño se fundamentan en la identificación en el edificio de un número más o menos grande de indicadores de vulnerabilidad. Los indicadores de vulnerabilidad pueden ser elementos morfológicos, dimensionales, en los materiales utilizados, etc. El parámetro representativo del movimiento del suelo es de tipo macrosísmico, mientras que el daño se cuantifica según el costo. Estos métodos se basan en la definición de clases de edificios caracterizados por indicadores como materiales de construcción, altura, volumen. A cada clase de edificio se le asocia una curva de vulnerabilidad o una matriz de probabilidad de daño. El resultado esperado, es decir, el grado de daño que puede sufrir un tipo concreto de estructura sometida a la acción de un sismo de ciertas características, puede ser expresado de tres formas:

1. Matrices de probabilidad de daño: Expresan en forma discreta la probabilidad condicional P [ j / I ] de obtener un daño de nivel j dada una acción sísmica de tamaño iI(Withman, 1974).
2. Funciones de vulnerabilidad: Expresan de forma continua la vulnerabilidad en función de algún parámetro que caracterice la acción sísmica. De tal forma, f ( d , I) será la función de densidad de probabilidad condicionada del daño d con respecto a la intensidad I.

Las matrices de probabilidad de daño se relacionan con las escalas macrosísmicas. Por ejemplo, en la escala MSK-68 los edificios se clasifican en 3 tipos (A,B,C) y los daños también en 3 tipos (1,2,3), siendo común encontrar la frase daños de grado I en edificios de tipo j (Grünthal, 1993). La escala EMS-98 clasifica los edificios en 6 tipos de vulnerabilidad (A-F) que incluyen los 3 de la escala MSK, más otros 3 que corresponden a estructuras reforzadas y con diseño antisísmico. El daño lo divide en 5 niveles. Esta clasificación puede observarse en la siguiente figura:

Grünthal, 1993

Las clases de vulnerabilidad A, B, C, D, E y F hacen referencia a los valores de la intensidad macrosísmica comprendida entre V y XI, que se corresponde directamente con la Intensidad Macrosímica de Mercalli Modificada IMM. Según esta definición, la clase de vulnerabilidad A, se corresponde con la clase más vulnerable, la clase de vulnerabilidad F, se corresponde con la clase menos vulnerable y la relación de daño severo debe ser entendida como la proporción de edificaciones que se espera alcancen un grado de daño igual o superior al Grado 4-ND4 Heavy Damage; es decir, que presenten daños graves y/o destrucción o colapso.

Clasificación del daño en edificios de Mampostería (EMS-98) Grünthal, 1998

Clasificación del daño para edificios de hormigón reforzado (EMS-98)

En España la normativa en vigor corresponde a la Norma española de construcción sismorresistente (Real Decreto 997/20002 en el BOE 244 de 11 de Octubre de 2002, por el que se aprueba la norma de construcción sismorresistente: parte general y edificación (NCSR-02).

Las matrices de probabilidad de daño se deben construir a partir de información real sobre efectos de terremotos o asignando valores a las expresiones descriptivas de la escala. En la tabla 1 se presenta un ejemplo de una matriz de este tipo.

(Modificado de Coburn y Spence,1992). Los valores están dados en %. Los niveles de daño son: 1 - nada, 2 - ligero, 3 - poco, 4 - moderado, 5 - alto, 6 - muy grande, 7 - destrucción total.

Las matrices de probabilidad de daño se definen para cada clase de edificio (Braga et al., 1986). Ante una sacudida sísmica, los edificios sufren diferentes tipos de daños que pueden clasificarse en "niveles ".Las encuestas que se hacen después de un terremoto permiten obtener información sobre el número de edificios de cada tipo que han sufrido un nivel particular de daño. El valor porcentual del total de edificios de un tipo particular que ha sufrido daños de un nivel específico para una intensidad sísmica dada, es el valor que aparece en la tabla.

La obtención de las curvas continuas que forman las matrices de vulnerabilidad, pasa por un análisis estadístico de los daños debidos a un terremoto y por el ajuste de curvas a esos datos experimentales. Incluso, algunos autores definen una escala de intensidad no paramétrica para sustituir a la escala de intensidad sísmica, con vistas a facilitar este análisis estadístico. En la siguiente figura se muestra un ejemplo de este tipo de curvas.

Funciones de daño para las diferentes clases de vulnerabilidad EMS-98 (Tomado de Melone, 2005)

3. Índice de vulnerabilidad: Los métodos de Indice de vulnerabilidad se basan en la posibilidad de atribuir a cada edificio un índice ν que viene determinado por su idoneidad para soportar los terremotos (Yepez, 1996). Esta idoneidad responde a la eficiencia de los empalmes, a la resistencia de los materiales, a la regularidad morfológica, etc. En una segunda etapa a cada valor del índice de vulnerabilidad se le asocia una curva de vulnerabilidad o una matriz de daño. Normalmente el índice de vulnerabilidad se calcula en función de índices parciales correspondientes a cada uno de los indicadores evaluados a continuación de un examen cualitativo del edificio.

El metodo parte de identificar en cada edificio los parámetros más importantes que controlan el daño ante una acción sísmica. La configuración en planta y en altura, el tipo y calidad de los materiales utilizados, la posición y la cimentación del edificio, la disposición de los elementos estructurales, así como el estado de conservación de la estructura, se califican individualmente en una escala numérica corregida por un factor de peso, que trata de resaltar la importancia de un parámetro respecto al resto. Con estos valores se realiza una calificación global del índice de vulnerabilidad del edificio, Iv , mediante la fórmula (Yepez et al., 1995):

Donde Ki corresponde a la calificación asignada y Wi es el factor de peso correspondiente a ese indicador.

El daño se calcula como una función de este parámetro y de la intensidad D = D( Iv , I ). A partir de este índice, el daño para la intensidad VII, medido en una escala porcentual, se calcula por la fórmula:

Las fórmulas del tipo D = D( Iv , I ) se calculan para diferentes valores de intensidad y diferentes tipos de construcciones. De hecho, lo que se tiene es una familia de curvas Dk= Dk ( Iv , I ), donde k es el tipo de construcción. Las funciones de vulnerabilidad no son extrapolables de un lugar a otro.

Mitigación del Riesgo sísmico - Macrozonificación y Microzonificación sísmica

Por mitigación del riesgo sísmico se entiende el conjunto de medidas que tienen como objetivo incrementar la resistencia y mejorar el comportamiento de las infraestructuras, con el objeto de acrecentar el nivel de seguridad de las personas y reducir las perdidas económicas y su impacto social.

Analicemos los factores implicados en el Riesgo sísmico. La peligrosidad sísmica no se puede modificar, por tanto, las medidas a tomar se reducen a emplazar las estructuras en zonas de baja o nula sismicidad, y si esto no es posible, tratar de mejorar las condiciones del suelo, disminuyendo en lo posible, el efecto de ampliación de las ondas.

La mitigación de los efectos de los terremotos puede lograrse mediante la aplicación de planes de prevención: planificación territorial (urbanismo), medidas de construcción sismo-resistente (edificación) y preparación de procedimientos de emergencia (protección civil). Para actuar en cada uno de estos tres ámbitos de manera adecuada, es preciso tener definidos el nivel sísmico y el nivel de riesgo de cada porción del territorio, es decir, tener establecida una clasificación o zonación sísmica (Gaus et al., 1972). Tanto la zonación sísmica a escala regional (macrozonificación) como la local (microzonación), constituyen una herramienta básica en la mitigación de los daños potenciales de los terremotos.

Macrozonificación

Por macrozonificación sísmica se entiende la estimación del peligro sísmico a nivel regional y a través del estudio de la ubicación de las fuentes sismogeneradoras, los niveles de aceleración que son esperados en el área, es decir su severidad, los mecanismos de generación y propagación, los modelos de probabilidad, que establecen la recurrencia para un periodo de tiempo determinado y la frecuencia de vibración de los mismos.

Dentro de la macrozonificación sísmica podemos distinguir dos aproximaciones

No instrumental. Basada en datos históricos de intensidad (registro de daños). Estos datos se emplean en:

• Preparación de mapas isosismicos
• Localización de epicentros
• Determinación de los niveles de atenuación de la intensidad con la distancia

Instrumental. Basado en dados sismograficos. Se emplea para:

• Determinar las coordenadas del epicentro
• Determinar la profundidad de hipocentro
• Determinar la magnitud del sismo

La metodología para la macrozonificación sísmica se basa en los siguiente criterios:

Preparación del catalogo sísmico:

1. desde 1964, registros basados en instrumentación moderna son disponibles
2. 1900-1963, datos basados en primeros instrumentos.
3. pre 1900, datos pre-instrumentos, basados principalmente en registros históricos e información macro-sísmica

Definición de zonas y fuentes sísmicas potenciales :

1. Todos los datos disponibles en neotectónica, geodinámica, principales rasgos tectónicos, etc

Un modelo de recurrencia sísmica es ajustado a las características de las zonas fuente:

1. Definición de los parámetros que caracterizan la sismicidad del área fuente,
2. Magnitudes Mínima y Máxima
3. Estimar parámetros 'a' y 'b' en la ecuación que relaciona frecuencia y magnitud: log N = a- bM (Richter, 1958).

Aplicar la función de atenuación

Aplicar un modelo probabilístico para evaluar la amenaza

Cálculo de las aceleraciones Máximas (PGA), para un 10 % de probabilidad de excedencia en 50 años.

Microzonificación

Por microzonificación sísmica se entiende el estudio local de los parámetros dinámicos del suelo, los efectos de microzona y el cambio en los registros sísmicos entre las distintas áreas de la zona considerada. Por efecto de microzonas se entiende la atenuación o amplificación del movimiento dentro de unidades geográficas pequeñas según sus características geológicas y las condiciones del subsuelo. Frecuentemente, el tamaño de estas zonas está determinado por la homogeneidad de las condiciones geológicas del subsuelo.

La metodología para la microzonificación sísmica, comienza por valorar las áreas más apropiadas para la aplicación de este método. Se consideran para su aplicación factores de peligrosidad natural y factores sociales:

A) Peligrosidad sísmica. Hay que evaluar los siguientes aspectos

1. Movimientos del substrato rocoso
2. Efectos de la amplificación del subsuelo 
3. Potencial de licuefacción
4. Potencial de deslizamientos

B) Factores sociales: Aquí se incluyen los siguientes aspectos:

1. Vulnerabilidad de las estructuras
2. Demografía del área
3. Condiciones económicas del área

Mediante la microzonificación se establecen las características más probables de vibración en la base de las estructuras, en función de su localización dentro de la cuidad. En estos estudios se incluyen las mediciones experimentales para la determinación de las características del suelo y el uso de registro acelerográficos.

La microzonificación urbana consiste en un censo detallado del tejido urbano, indicadores arquitectónicos (dimensión, distribución, uso, etc. de las edificaciones) y estructurales (tipo de estructura, paredes, cubierta, piso, antigüedad, numero de pisos, etc.). A partir de los datos obtenidos por la microzonificación urbana, se caracteriza el universo de edificaciones por un conjunto de estructuras tipo que se analizan mediante modelos matemáticos para determinar el mecanismo de falla o colapso antes los eventos sísmicos que se deducen del estudio de microzonificación. De esta forma, es posible establecer la vulnerabilidad de las estructuras frente eventos sísmicos.

Como ya se ha mencionado, uno de los factores más importantes a la hora de establecer el posible daño generado por un sismo es el riesgo de resonancia de las estructuras. El riesgo de resonancia se cuantifica también mediante el estudio de microzonificación. En función de este indicador y de la resistencia de la estructura, se califica la vulnerabilidad de la misma a través de la estimación del grado de colapso parcial o total y en número de personas muertas o heridas.

La mitigación del riesgo sísmico se efectúa, por tanto, controlando la vulnerabilidad sísmica, la aplicación de normas sismoresistentes en la construcción de estructuras nuevas y el análisis coste-beneficio aplicado al reforzamiento y adecuación de los edificios existentes.

Como ejemplo de todo lo anterior, se puede consultar Loss-Estimation Modeling of Earthquake Scenarios for Each County in Nevada Using HAZUS-MH del Nevada Bureau of Mines and Geology Open-File Report 06-1 University of Nevada, Reno.

Riesgos asociados

Los peligros y riesgos asociados a los sismos son del varios tipos: movimientos en masa o deslizamientos, licuefacción, asentamiento y agrietamiento, tsunamis o incendios. Algunos son objeto de un tratamiento amplio en temas posteriores.

Incendios

Constituyen uno de los peligros secundarios más severos asociados a los terremotos. La ruptura y caída de cables eléctricos, la explosión de tuberías de gas, etc. son fenómenos frecuentes asociados a la sacudida sísmica. En Japón los terremotos que desencadenan incendios producen 10 veces más muertos que aquéllos que no lo hacen. Como ejemplos trágicos de la asociación terremoto-incendio podemos citar el de Tokio de 1923, que causó la muerte a más de 140.000 personas, el terremoto de San Francisco en 1906 o el de 1994 en Northrige, California. En el de Loma Prieta (California) de 1989, durante las primeras 7 horas después del terremoto se produjeron en San Francisco 27 incendios estructurales y más de 500 incidentes de fuego. Además, el suministro de agua de la ciudad se interrumpió, comprometiendo seriamente la capacidad de lucha contra ellos.

Inundaciones

Los diques en presas de abastecimiento de agua también pueden fallar, amenazando a las comunidades aguas abajo. Un procedimiento estándar después de cualquier terremoto debe ser la inmediata inspección de los daños en todos los diques de la vecindad y una rápida reducción de los niveles de agua en los embalses detrás de cualquier dique sospechoso de haber sufrido daño estructural. Esta afirmación que parece obvia, significa sin embargo, una serie de decisiones previas de las administraciones correspondientes, dictando normas, formando equipos humanos, y asignado recursos económicos.

Movimientos en masa (deslizamientos)

Los movimientos en masa y los riegos asociados se trataran en otro tema, tan solo decir aquí que los sismos son en muchas ocasiones el mecanismo desencadenante de los deslizamientos. Ocurren bajo una amplia gama de condiciones: terrenos con pendiente pronunciada o prácticamente planos; en roca firme, en sedimentos no consolidados, rellenos y acumulaciones de residuos de minas. El grado de humedad del terreno también puede ser un criterio para de clasificación: algunos deslizamientos inducidos por los sismos pueden ocurrir sólo bajo condiciones muy húmedas. La frecuencia de ocurrencia de deslizamientos inducidos por sismos está relacionada con la magnitud del terremoto y de las réplicas, pero también con las condiciones geológicas locales

Licuefacción

La licuefacción es un fenómeno en el que suelos saturados, no consolidados y no cohesivos pierden su resistencia al corte debido a vibraciones del terreno y se licuefactan temporalmente. En el proceso, el suelo experimenta una pérdida pasajera de resistencia que comúnmente hace que se produzca un desplazamiento o fallo mecánico del terreno.

Existen cuatro tipos básicos asociadas con la licuefacción:

• Flujos de tierra. Los materiales del suelo se desplazan rápidamente pendiente abajo en un estado licuado.
• Flujo lateral. Desplazamiento limitado de las capas superficiales del suelo por pendientes suaves o hacia superficies libres, como márgenes de río.
• Flotación. Desplazamientos de objetos enterrados y menos pesados que el suelo licuado, como como tanques, buzones, tuberías, etc. flotan en la superficie.
• Pérdida de resistencia de soporte. Reducción de la capacidad de soporte de los cimientos debido al debilitamiento del material del suelo subyacente o adyacente que puede hacer que las estructuras colapsen y se hundan.

Licuefacción asociada al terremoto de Ojiya 2004 (Japon)

Experimentalmente se ha establecido que existen varios factores importantes a consideranr en el potencial de un suelo para licuarse, son:

• Distribución del tamaño de los granos: La arena homométrica y con poca mezcla de sedimento fino ,tiene mayor probabilidad de licuarse.
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• Profundidad a las aguas subterráneas. Cuanto mas alto se situé el freático mayor es la probabilidad de licuefacción.
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• Densidad: La licuefacción ocurre principalmente en suelos sueltos, saturados y no cohesivos. Si el suelo es denso, habrá menos posibilidad de que se produzca la licuefacción.
• Peso del recubrimiento y profundidad del suelo: las tensiones entre partículas aumentan a medida que se incrementa la presión por carga del recubrimiento. Cuanto mayor es la tensión entre las partículas, menor será la probabilidad de que ocurra la licuefacción. Por lo general, la licuefacción sucede a profundidades menores de 9 metros; rara vez ocurre a profundidades mayores de 15 metros.
• Amplitud y duración de la vibración del terreno: la capacidad del suelo para resistir una vibración sin fallar, depende de la intensidad del movimiento del terreno. Los movimientos más fuertes tienen mayor probabilidad de causar fallas.
• Edad del depósito: Los depósitos más recientes, por ser los menos compactados y cementados, son más susceptibles de sufrir licuefacciones
• Origen del suelo: Los depósitos fluviales, el loess y los rellenos artificiales no compactados son susceptibles a la licuefacción

En áreas susceptibles a los terremotos, la licuefacción puede ser uno de los efectos más críticos. La licuefacción del loess, en el terremoto de 1960 en China, causó 200.000 muertes. También fue un factor importante en los terremotos de 1960 en Chile, en 1985 en México y en otros terremotos importantes en California, Alaska, India y Japón.

Las posibles medidas de mitigación de la licuefacción incluyen:

• Evitar áreas donde pueda ocurrir licuefacción y el flujo lateral para todo tipo de construcciones
• Estabilizar el material licuable: Reemplazar el material con relleno compactado, usar muros de contención, compactación dinámica, vibroflotación, inyección para impermeabilización y/o compactación, drenajes, etc.
• Colocar los cimientos por debajo del material licuable.
• Agregar peso a la estructura para lograr una flotabilidad neutral.
• Usar material flexible al movimiento.
• ¡Aceptar el daño!.

Los métodos de mitigación son en general muy costosos. Evitar la zona es, por supuesto, el mejor método pero no siempre es práctico o posible en áreas ya desarrolladas o donde ya existen rutas de transporte, tuberías, etc.

EL RIESGO SÍSMICO. Primera parte

ADA-Madrid. UCM, Riesgo Sïsmico -1, Yolanda Sanchez:Moya  y Alfonso Sopeña. 2008-2012. 

Definición y conceptos

Se llama sismo (del griego σεισμός=mover) a cualquier movimiento del terreno. Los sismos pequeños se denominan temblores, mientras que los grandes, es decir, aquellos que pueden causar daños graves, reciben el nombre de terremotos o macrosismos. Un maremoto es un terremoto ocurrido bajo el fondo marino. A veces, también reciben este nombre las olas causadas por los maremotos. Sin embargo, esto no es correcto. Este tipo de grandes olas causadas por los maremotos se deben denominar tsunamis.

Un terremoto es una vibración de la Tierra producida por una rápida liberación de energía. Lo más frecuente es que los terremotos se produzcan por el deslizamiento de la corteza terrestre a lo largo de una falla. La energía liberada irradia en forma de ondas y en todas las direcciones desde un origen llamado foco. Los terremotos generan ondas sísmicas que se transmiten a través de la Tierra. La energía de las ondas sísmicas se disipa según se alejan foco.

Los terremotos tienen su origen en profundidad en una zona que se denomina hipocentro. La proyección del punto sobre la superficie terrestre se llama epicentro. El hipocentro es el punto donde se inicia la ruptura y a partir del cuál se propagan las ondas, pero este no es necesariamente el punto desde donde se irradia la mayor cantidad de energía de un terremoto.

La energía liberada por los sismos más grandes es enorme (del orden de ergs). Puede ser 100.000 veces mayor que la bomba atómica de 20 kilotones que destruyó Hiroshima, y aún mayor que la de las grandes bombas nucleares de varios megatones (1 kilotón = 4.2 x ergs) (Burridge et al., 1979).

Se denominan preeventos, o sismos premonitores (McNally, 1982), a los temblores que ocurren segundos o meses antes de un temblor grande. Su estudio proporciona información para predecir la ocurrencia del evento principal.

Después de un temblor grande es frecuente que se produzcan otros pequeños llamados réplicas. Sus focos están localizados en el área de ruptura del evento principal o en su periferia. Las replicas se generan por roturas en áreas resistentes que no se rompieron durante el evento principal o por la extensión del plano de falla.

Un evento múltiple es aquel en el que alguno de los sismos que siguen al evento principal es aproximadamente del mismo tamaño que él. Se llama enjambre a un número de eventos de similares características. Los sismos que lo componen suelen ser muy grandes y este tipo de terremotos son característicos de zonas donde la corteza terrestre puede alcanzar temperaturas altas (áreas volcánicas, geotérmicas y de creación de nueva corteza terrestre).

Generación de los Terremotos

La Sismología es la Ciencia que estudia todo lo referente a los sismos, la fuente que los produce (localización, orientación, mecanismo, tamaño, etc.), las ondas elásticas que generan (modo de propagación, dispersión, amplitudes, etc.) y el medio físico que atraviesan estas ondas.

Los movimientos que producen la mayoría de los terremotos ocurren a lo largo de fallas o sistemas de fallas que corresponden a grandes zonas de debilidad de la corteza terrestre. La relación entre fallas y terremotos la propuso Suess en 1875. Con posterioridad, Reid en 1906, basándose en los datos obtenidos durante el gran terremoto de San Francisco, formuló la hipótesis del rebote elástico.

Según la teoría del rebote elástico, la mayor parte de los terremotos se produce por la liberación rápida de la energía elástica almacenada en rocas sometidas a grandes esfuerzos. Cuando se supera su límite de resistencia, la roca se rompe de forma súbita y provoca las vibraciones características de los sismos.

Cada segmento de falla puede comportarse de manera diferente. Algunas fallas presentan un desplazamiento lento y gradual conocido como fault creep, que ocurre de una manera relativamente suave y con poca actividad sísmica apreciable (Kanamori, 1977). Otras fallas o segmentos de falla se deslizan de manera regular produciendo terremotos pequeños o bien almacenan energía elástica durante centenares de años antes de romperse, provocando grandes terremotos. El último proceso se describe como stick slip.

No todo el movimiento que se produce a lo largo de las fallas es horizontal. El desplazamiento vertical también es común. Con frecuencia, los terremotos tienen lugar a grandes profundidades y no se produce desplazamiento alguno en la superficie.

En resumen, las fallas se generan como respuesta al esfuerzo o stress tectónico que se manifiesta como una presión direccional y que se resuelve mediante la fractura de un volumen de roca. El proceso de incremento- relajación del stress puede repetirse a lo largo del tiempo.

Cada tipo de falla se representa por un conjunto de fuerzas llamado doble par. La magnitud de cada uno de los pares de fuerzas se llama momento sísmico. En general, una falla irradia cantidades distintas de energía en diferentes direcciones. Parte de la energía elástica almacenada en la roca deformada se emplea en generar la fractura y vencer la fricción entre los labios de la falla. Otra parte permanece en las rocas (esfuerzo residual) y el resto se libera en forma de ondas sísmicas. La energía liberada se llama energía sísmica. Solo una fracción de esta energía, entorno al 1%, se irradia en forma de ondas sísmicas.

Los sismos se consideran someros, si ocurren a una profundidad menor de 60 km; profundos, si ocurren a más de 300 km de profundidad, y de profundidad intermedia en el resto de los casos. A veces se emplea el término profundidad normal para indicar profundidades comprendidas entre 30 y 60 km (Richter, 1957; Hunt, 2007).

Los terremotos suelen tener fuentes complejas ya que la roca no rompe en todo el plano de falla al mismo tiempo. La ruptura se inicia en un punto a partir del cual se propaga con una velocidad próxima a las de ondas de cizalla. Se tarda un tiempo (tiempo de ruptura), en alcanzar la extensión total. La ruptura puede ser gradual y continua y generar ondas de periodo largo, o como una sucesión de sismos más pequeños y generar ondas que presentan vibraciones muy rápidas.

Gran parte de los movimientos que se produce en los sistemas de fallas se explican según la teoría de la Tectónica de placas. Las placas interactúan entre sí generando el stress cuya liberación da lugar a sacudidas sísmicas de diversa magnitud. Los grandes sismos se localizan en los límites de placas. En la figura adjunta están representadas las áreas de mayor sismicidad de la superficie terrestre.

El mapa de sismicidad de la Península Ibérica de la siguiente imagen, está tomado de la base de datos del Instituto Geográfico Nacional y actualizado para el año 2003. Los epicentros del periodo histórico entre los años 1048 y 1919 están representados mediante círculos en rojo, mientras que los correspondientes al periodo instrumental 1920-2003, se representan en azul.

Además de las fuentes asociadas con fallas que se conocen como fuentes tectónicas, existen otros tipos de fuentes sísmicas. Cabe destacar las siguientes:

Fuentes de colapso: Son, generalmente, poco energéticas y las ondas que producen no son peligrosas. El colapso, sin embargo, puede serlo (por ejemplo, en el caso de colapsos en túneles). Las fuentes más grandes de este tipo de colapsos se localizan en la parte superior de algunos volcanes y son la consecuencia de erupciones de tipo explosivo.

Fuentes explosivas: Pueden ser desde muy pequeñas (por ejemplo, las asociadas con explosivos químicos) o de gran magnitud, como las que generan las bombas nucleares. Las explosiones sobre la superficie terrestre producen ondas sísmicas de magnitud muy pequeña, por lo que sólo tienen interés sismológico las subterráneas. Se ha observado que algunas explosiones nucleares subterráneas provocan sismos tectónicos porque inducen la liberación de la energía elástica acumulada alrededor del lugar de la explosión. Este efecto se conoce como liberación tectónica.

Fuentes volcánicas. Existen cuatro tipos de fuentes sísmicas (MCNutt, 1986) asociadas con la actividad volcánica:

1. Sismo volcánico tipo A: En general son pequeños (M < 6), ocurren a profundidades de 1 a 20 km bajo los volcanes, y usualmente en forma de enjambres. Presentan altas frecuencias y el comienzo de los registros de estos eventos en los sismogramas es súbito y abrupto.
2. Sismos volcánicos tipo B: Ocurren por lo general en, o cerca de, los cráteres activos. Son muy someros y de magnitudes muy pequeñas. Generan como ondas superficiales. Se emplean para predecir erupciones. Probablemente, los causan procesos de degasificación del magma.
3. Tremor volcánico: Son vibraciones más o menos continuas causadas por movimientos de la columna magmática y/o por multitud de enjambres de tipo B. Sirve también de ayuda en la predicción de erupciones.
4. Sismos volcánicos explosivos: Generados por las erupciones explosivas. Solamente afectan a las inmediaciones del volcán. La mayor parte de la energía de la erupción se disipa en el aire. Las erupciones explosivas de gran magnitud generan una onda de choque que se propaga como onda sónica en el aire y se registra en los sismógrafos cercanos del volcán.

Fuentes de impacto: Los meteoritos también producen terremotos que lógicamente de la magnitud del impacto sobre la superficie terrestre. En el pasado, debieron producirse enormes terremotos con consecuencia de impactos de gran importancia como por ejemplo el de la Península del Yucatán en el límite entre el Cretácico y el Terciario.

1. Internas: Fallas, Explosiones internas, Flujo hidrológico, Movimientos del magma, Explotación minera subterránea.
2. Externas: Vientos, presión atmosferica, Oleaje y mareas, Ruido cultural (trafico, trenes.), Impacto de meteoritos, Explotación minera superficial, Lanzamiento de cohetes, Despegue y aterrizaje de aviones.
3. Mixtas: erupciones volcánicas, deslizamientos, avalanchas.

Propagación de las ondas sísmicas

La sismología data de hace casi 2.000 años. Los primeros en intentar establecer la dirección de procedencia de las ondas sísmicas fueron los chinos. El precioso instrumento utilizado fue una gran jarra hueca que contenía una masa suspendida de la tapa. Esta masa similar a un péndulo de reloj estaba conectada con las mandíbulas de varias figuras de dragones que rodeaban en círculo el envase. Las mandíbulas de cada dragón sostenían una bola de metal. Cuando las ondas de los terremotos alcanzaban el "instrumento", el movimiento relativo entre la masa suspendida y la jarra desalojaba parte de las bolas que caían en las bocas abiertas unas ranas metálicas situadas debajo.

Los sismógrafos modernos constan de una masa suspendida libremente de un soporte que se fija al terreno. Cuando se produce una vibración, la masa se mantiene relativamente estacionaria por inercia, mientras que la Tierra y el soporte se mueven. El movimiento de la Tierra con respecto a la masa se registra en un tambor giratorio o una cinta magnética. Los terremotos causan movimientos verticales y horizontales del terreno, por tanto son necesarios varios tipos de sismógrafos. Los registros obtenidos se llaman sismogramas y proporcionan información relativa al comportamiento de las ondas sísmicas. Actualmente, se emplean sismógrafos de banda ancha que permiten obtener registros digitales del movimiento y amplifican la frecuencia.

La Ingeniería Sísmica estudia las fuerzas que actúan sobre los edificios durante un sismo. Para entender estas fuerzas se desarrollaron los acelerógrafos, que miden la aceleración del suelo o la fuerza que actúa sobre los edificios en función del tiempo. Este tipo de registros se llaman acelerogramas y de alguna forma permiten medir la aceleración del terreno en un sitio dado y en función del tiempo. La aceleración se registra generalmente en tres direcciones: dos componentes horizontales, ortogonales entre sí, y una vertical. Actualmente, con los avances tecnológicos y los sensores de banda ancha, no hay casi diferencia entre los sismógrafos y los acelerógrafos. Sin embargo, los acelerógrafos no registran de forma continua y generalmente sólo se activan cuando registran una onda sísmica de alta velocidad.

Tipos de ondas sísmicas

Una deformación que viaja a través de un medio elástico se llama onda elástica. Si el medio a través del cual se desplaza es la Tierra, se llama onda sísmica. Se llama frente de onda al conjunto de todos los puntos del espacio alcanzados simultáneamente por una onda. Un ejemplo familiar es el de las ondas de la superficie de un lago cuando se lanza un objeto. Los frentes de onda son los círculos concéntricos que viajan alejándose de la fuente, es decir, del lugar donde se originó el movimiento.

La dirección en la que viajan las ondas es perpendicular a su frente. Las lineas teóricas perpendiculares a la tangente de la onda en cada punto se llaman rayos, y son útiles para describir las trayectorias de la energía sísmica. La onda sísmica deforma el terreno según la energía elástica que se desplaza.

Las ondas sísmicas tienen las mismas propiedades que cualquier otro tipo de ondas. Se caracterizan por:

1. Su frecuencia f, el número de veces que el movimiento se repite en cierto tiempo, expresada en Hertz (ciclos/segundo, abreviado Hz).
2. Su periodo T = 1/f, el tiempo que tarda en repetirse, expresado en segundos.
3. Su amplitud A, el máximo valor que puede tomar, expresada en unidades de longitud (usualmente micras o centímetros).
4. Su fase, qué valor tiene la onda, es decir, en qué punto de su ciclo está, para un tiempo o lugar de referencia.

Por lo general, las ondas de período corto tienen amplitudes mayores, mientras que las de períodos largos son de menor amplitud. Se dice que una onda sísmica es de alta o baja frecuencia (o de periodo corto o largo), según predominen en su espectro una u otra componente.

Las ondas sísmicas son energía elástica que irradia desde el foco en todas direcciones. La ruptura de las rocas y el movimiento a lo largo de los planos de falla produce una serie de ondas que viajan en el interior de las rocas y en la superficie.

La Tierra está formada por capas con densidad, espesor y constitución diferentes. La trayectoria de las ondas sísmicas cambia de ángulo según el tipo de material que atraviesan. Dentro de cada capa existen también irregularidades que dificultan la propagación. Todos estos obstáculos producen pérdidas de energía. 

 

Cuando se produce un terremoto, como ya se ha diho, las ondas sísmicas irradian en todas direcciones a partir del hipocentro. Se clasifican en dos grandes grupos según la forma de propagación: ondas de cuerpo y ondas superficiales. 

Ondas de cuerpo son las que viajan a través del interior de la tierra. Las ondas superficiales, por el contrario, viajan a lo largo de la superficie. Las ondas de cuerpo siempre se registran en los sismogramas mientras que las ondas superficiales solo aparecen en los registros de terremotos cuyo hipocentro no ha sido muy profundo.

 

Para aprender cómo se utilizan las ondas sísmicas en la determinación de la magnitud de un terremoto y localizar su epicentro puedes visitar, Virtual Courseware: Terremoto.

 

En un sismograma se llama coda, a la parte del registro que decae conforme pasa el tiempo hasta recuperar el nivel original. La coda puede durar un tiempo significativo dependiendo del tamaño del sismo.

Tipo de onda

1.  Ondas en el interior (ondas de cuerpo).

• P (Ondas Principales, ondas compresionales) Frecuencia: 0,5 -20 Hertz (ciclos / s)
• S (Ondas Secundarias, ondas de cizalla) Frecuencia: 0,5 -20 Hertz (ciclos / s)

2.  Ondas superficiales

• L (Ondas Love) Frecuencia: < 1 Hertz 
• R (Ondas Rayleigh) Frecuencia: < 1 Hertz 

Las ondas de cuerpo que viajan a través del interior de la Tierra se dividen en ondas P y ondas S.

En las ondas P (Primeras o Primarias), las partículas del medio se desplazan en la dirección de propagación, produciendo compresiones y dilataciones. La vibración se produce en el sentido de avance de la onda. Son las más rápidas con velocidades de más de 5 km/s en las rocas graníticas cercanas a la superficie, y de más de 11 km/s en el interior de la Tierra. Por tanto, son las primeras en llegar y las primeras que se registran en los sismogramas.

 

En las ondas de cizalla, ondas S, las partículas del medio se desplazan perpendicularmente a la dirección de propagación y por tanto, son más lentas que las P. Su velocidad es aproximadamente 1/3 de la velocidad de la onda P, (condición de Poisson). Como este tipo de ondas llegan en segundo lugar se le llamó secundarias. No se transmiten en los liquidos a diferencia de las ondas P.

 

Las ondas S cambian transitoriamente la forma del material que las transmite. Al paso de una onda de este tipo, las partículas del terreno se desplazan en cualquier dirección perpendicular a la de propagación. Sin embargo, tambien pueden desplazarse en una sola dirección. En este caso se dice que las ondas están polarizadas. Normalmente la onda S tiene mayor amplitud que la P, y se siente con mayor intensidad.

Cuando las ondas P y S llegan a la superficie, se originan ondas superficiales llamadas R y L. Se caracterizan por su baja frecuencia y gran longitud de onda. Son de máxima amplitud en superficie y nula en grandes profundidades. Se producen por interferencia de las P y S, y son más lentas que éstas. En el caso de los telesismos (los que ocurren a más de 1000 km de distancia del observador), las ondas superficiales llegan mucho más tarde que las P o las S. El movimiento de este tipo de ondas es complejo. Presentan un movimiento ascendente y descendente pero además, tienen una componente lateral similar a una onda S orientada en un plano horizontal. Este último movimiento es particularmente peligroso para los cimientos de las estructuras.

 

 

Ondas de Rayleigh: Se les llama R, o LR cuando son de periodo muy largo. Se deben a la interacción entre las ondas P y la componente vertical de las ondas S. En las ondas R cada partícula de la superficie del terreno al paso de la onda describe una elipse. El estudio de las ondas R permite determinar la profundidad del foco de un terremoto y distinguirlo de una explosión nuclear que siempre es somera. En general, los sismos más someros generan mayores ondas superficiales que los profundos.

 

Ondas de Love (en inglés love waves): Se conocen por ondas L, G, o LQ si son de periodo muy largo. Se comportan de manera muy parecida a la descrita para las ondas de Rayleigh, pero se deben a interferencia constructiva de la componente horizontal de las ondas S. Son más veloces que las Rayleigh.

 

 

El efecto combinado de los diferentes tipos de ondas puede verse en la siguiente imagen:

Controles primarios

La característica principal de un terremoto es el temblor o la vibración sísmica. Este fenómeno puede estar acompañado por otros como desplazamiento a lo largo de las fallas, subsidencia del terreno, licuefacción de los materiales, movimientos o deslizamientos de masas, aludes de nieve y hielo, inundaciones por ruptura de presas, incendios en núcleos urbanos, etc.

Para determinar el "tamaño" de un terremoto se utilizan dos variables: intensidad y magnitud.

La intensidad es una medida de los efectos causados por un sismo en un lugar determinado de la superficie terrestre. Un sismo pequeño pero cercano a un núcleo urbano densamente poblado puede causar alarma y grandes daños, en cuyo caso decimos que su intensidad es grande. Un sismo grande pero localizado en un área desértica apenas causa daños y su intensidad será pequeña. Se denomina pleistocista al área donde se observa la mayor intensidad de un sismo.

En la actualidad existen varias escalas de intensidades, por ejemplo, la Escala Medvedev-Sponheuer-Karnik del año 1964 (MSK64) y la Escala Macrosísmica europea del año 1998 (EMS98) o la la escala JMA (Japanese Metereological Agency) (Wong, H. L y Trifunac 1979; Grunthal, 1998).

La más común en América es la escala modificada de Mercalli (I ó MM) que data de 1931 (Wood & Newman, 1931) y establece 12 grados en función de la percepción del terremoto y de los daños producidos.

• Grado I: Sacudida sentida por muy pocas personas en condiciones especialmente favorables.
• Grado II: Sacudida sentida sólo por pocas personas en reposo, especialmente en los pisos altos de los edificios. Los objetos suspendidos pueden oscilar.
• Grado III: Sacudida sentida claramente en los interiores, especialmente en los pisos altos de los edificios, muchas personas no lo asocian con un temblor. Los vehículos de motor estacionados pueden moverse ligeramente. Vibración como la originada por el paso de un carro pesado. Duración estimable.
• Grado IV: Sacudida sentida durante el día por muchas personas en los interiores, por pocas en el exterior. Por la noche algunas despiertan. Vibración de vajillas, vidrios de ventanas y puertas; los muros crujen. Sensación como de un carro pesado chocando con un edificio, los vehículos de motor estacionados se balancean claramente.
• Grado V: Sacudida sentida casi por todo el mundo; muchos despiertan. Algunas piezas de vajilla, vidrios de ventanas, etcétera, se rompen; pocos casos de agrietamiento de aplanados; caen objetos inestables. Se observan perturbaciones en los árboles, postes y otros objetos altos. Se detienen de relojes de péndulo.
• Grado VI: Sacudida sentida por todo mundo; muchas personas atemorizadas huyen hacia afuera. Algunos muebles pesados cambian de sitio; pocos ejemplos de caída de aplanados o daño en chimeneas. Daños ligeros.
• Grado VII: Advertido por todos. La gente huye al exterior. Daños sin importancia en edificios de buen diseño y construcción. Daños ligeros en estructuras ordinarias bien construidas; daños considerables en las débiles o mal planeadas; rotura de algunas chimeneas. Estimado por las personas conduciendo vehículos en movimiento.
• Grado VIII: Daños ligeros en estructuras de diseño especialmente bueno; considerable en edificios ordinarios con derrumbe parcial; grande en estructuras débilmente construidas. Los muros salen de sus armaduras. Caída de chimeneas, pilas de productos en los almacenes de las fábricas, columnas, monumentos y muros. Los muebles pesados se vuelcan. Arena y lodo proyectados en pequeñas cantidades. Cambio en el nivel del agua de los pozos. Pérdida de control en las personas que guían vehículos motorizados.
• Grado IX: Daño considerable en las estructuras de diseño bueno; las armaduras de las estructuras bien planeadas se desploman; grandes daños en los edificios sólidos, con derrumbe parcial. Los edificios salen de sus cimientos. El terreno se agrieta notablemente. Las tuberías subterráneas se rompen.
• Grado X: Destrucción de algunas estructuras de madera bien construidas; la mayor parte de las estructuras de mampostería y armaduras se destruyen con todo y cimientos; agrietamiento considerable del terreno. Las vías del ferrocarril se tuercen. Considerables deslizamientos en las márgenes de los ríos y pendientes fuertes. Invasión del agua de los ríos sobre sus márgenes.
• Grado XI: Casi ninguna estructura de mampostería queda en pie. Puentes destruidos. Anchas grietas en el terreno. Las tuberías subterráneas quedan fuera de servicio. Hundimientos y derrumbes en terreno suave. Gran torsión de vías férreas.
• Grado XII: Destrucción total. Ondas visibles sobre el terreno. Perturbaciones de las cotas de nivel (ríos, lagos y mares). Objetos lanzados en el aire hacia arriba

En los mapas, los efectos de un sismo se represetan mediante curvas, llamadas isosistas. Delimitan las áreas donde se sintió con la misma intensidad. En la siguiente figura puede verse el mapa español de isosistas para el terremoto de Lisboa del 1 de noviembre de 1755. 

En general las mayores intensidades se observan cerca de la zona epicentral. Si embargo, en ocasiones, por las características particulares del terreno, un sismo puede causar los mayores daños a distancias lejanas del epicentro. Otro factor que hace que en ocasiones la región pleistocista no coincida con la epicentral, es la concentración de población.

Para más información sobre la localización de sismos recientes visitar European-Meiterranean Seismological Centre y Earthquake Hazards Program (USGS)

Magnitud y Energía

C. Richter (1935), definió la magnitud como el logaritmo en base 10 de la máxima amplitud (Amax, medida en cm), observada en un sismógrafo Wood-Anderson estándar (un sismógrafo de péndulo horizontal muy sencillo), menos una corrección por la distancia (D) entre el epicentro y el lugar de registro, correspondiente al logaritmo de la amplitud (Ao) que debe tener, a esa distancia, un sismo de magnitud cero:

 ML= log (Amax)-log Ao (D)

Es una escala que se basa en el registro sismográfico y crece en forma potencial o semilogarítmica.

Richter (Richter, 1957) definió esta magnitud para California, Estados Unidos y para distancias menores de 600 km (de aquí su nombre de "local").

Magnitud en Escala Richter y Efectos del terremoto.

• Menos de 3.5,   Generalmente no se siente, pero es registrado
• 3.5 - 5.4, A menudo se siente, pero sólo causa daños menores
• 5.5 - 6.0, Ocasiona daños ligeros a edificios
• 6.1 - 6.9, Puede ocasionar daños severos en áreas muy pobladas.
• 7.0 - 7.9, Terremoto mayor. Causa graves daños
• 8 ó mayor, Gran terremoto. Destrucción total a comunidades cercanas.

El sistema para determinar la magnitud en función de la información sísmica puede resumirse en la siguiente figura:

 

Esta escala es "abierta". No hay un límite máximo teórico, salvo el dado por la energía total acumulada en cada placa, lo que sería una limitación de la Tierra y no de la escala. En la siguiente figura puede verse un ejemplo de como se determina gráficamente la magnitud.

Actualmente se prefiere usar las Escalas de Magnitud de Momento (Kanamori, 1979). Esta escala de Magnitud de Momento tiene la ventaja de que no se satura en el extremo más alto, como sucede con otras escalas. Es decir, no hay un valor particular, el cual una vez superado, haga que todos los terremotos de grandes proporciones tengan magnitudes muy similares. Por esta razón, la Magnitud de Momento es actualmente la estimación más usada para terremotos de grandes proporciones. Hay que señalar que el momento de un terremoto o momento sísmico, Mo, es una medida físicamente significativa del tamaño del terremoto, directamente relacionada con los parámetros fundamentales del proceso de falla. La relación entre el momento sísmico y la magnitud no es inmediata aplicándose con frecuencia un ajuste logarítmico.

Según el Instituto Geográfico Nacional, en España y a partir del 2 de junio de 2003, la magnitud asignada para los eventos regionales corticales, registrados a partir de esta fecha, se calcula con una nueva fórmula de magnitud basada en el máximo de amplitud y periodo del tren de ondas S (en la mayoría de los casos en el tren Lg), cuya expresión matemática es la siguiente:

mb= log10 (A/T) +1,17 log10 R + 0,0012 * R + 0,67

Donde: A: amplitud del desplazamiento del suelo en micras. T: periodo en segundos. R: distancia hipocentral (D² + h² )½ en Km. h: profundidad focal en km. D: distancia epicentral en Km.

Esta fórmula toma como referencia la local de Richter, de manera que para un periodo de 1 segundo las escalas coinciden a una distancia de referencia de 100.

Controles secundarios

Son factores que amplifican o disminuyen los efectos de la vibración sísmica. Los principales son la litología y la topografía del terreno. El efecto destructivo de las ondas sobre las construcciones civiles, se debe a que estas, presentan frecuencias naturales de vibración muy parecidas a las de los terremotos. Las construcciones bajas suelen presentar frecuencias naturales mayores que las construcciones elevadas.

Edificios bajos Mayor efecto destructor por Ondas de Alta frecuencia (P,S)

Edificios altos Mayor efecto destructor por Ondas de Baja frecuencia (L,R)

La duración de vibración sísmica también es importante. En general, a tiempos más cortos de la sacudida, corresponden daños menores.

La litología del área afectada juega un papel importante. El efecto de la vibración puede verse amplificado por la presencia de sedimentos poco consolidados. Por ejemplo, en el terremoto de México D.F. de 1985, los sedimentos lacustres sobre los que se asienta la cuidad contribuyeron al efecto devastador del terremoto. Los sedimentos poco consolidados aumentan la amplitud de las ondas y alargan su periodo.

 

La topografía también contribuye al aumento o disminución del efecto de las ondas sísmicas en un punto concreto. La amplificación favorecida por la topográfica es común en zonas de relieve abrupto, relieves en cuestas, cañones y laderas de alta pendiente. En zonas de cuestas la máxima amplificación ocurre para longitudes de onda sísmica comparable o levemente menores que el ancho de base del cerro.

La vulnerabilidad ante un terremoto es función de múltiples variables entre las que destacan la densidad de población, el tipo de construcciones en la zona y la hora del día en que se produce el terremoto. En general, las construcciones que no son de hormigón armado son susceptibles de sufrir daño sísmico.

Los daños más importantes se producen en edificaciones de adobe. Aunque para un estudiante español esta afirmación puede resultar pueril, conviene que recordar que el adobe es el material de edificación más barato y el único disponible en grandes zonas del planeta, donde otro tipo de materiales más nobles y resistentes, son escasos y caros.

Otros factores que influyen notablemente en el daño que produce un terremoto son:

La densidad de población en las regiones cercanas al lugar de ocurrencia del terremoto. Por ejemplo el terremoto de Alaska de 1964 de gran magnitud sísmica, produjo pocos daños, mientras que el relativamente pequeño de Anatolia en 1939, causó muchas víctimas.

Dependiendo de la posición respecto al hipocentro, se percibe más la componente principal horizontal o vertical. Cuando una población se localiza cerca del hipocentro, la energía sísmica llega de forma directa, por tanto, el tipo de movimiento que se apreciará será sobre todo, de componente vertical y de corta duración, pero muy intenso. Según se incrementa la distancia al hipocentro, las ondas tienden a dispersarse. Aunque el movmiento que predomina es horizontal, la pérdida de energía hace que el sismo se perciba como un evento de larga duración, pero de baja intensidad. La amplitud de las ondas es muy pequeña.

En síntesis, los terremotos cuyo hipocentro está muy cercano a la superficie, suelen sentirse en forma muy fuerte (causan grandes daños), pero sus efectos son bastante locales. Los sismos cuyo hipocentro es muy profundo afectan a un área más grande, pero sus efectos son menores y por lo general, no causan graves daños. 

 

Por último, otros factores aparentemente poco significativos, pueden agravar las consecuencias de los terremotos. Generalmente causan más víctimas los que ocurren de noche, aunque, si las construcciones más afectadas son grandes edificios, puede haber gran número de vitimas (fábricas, escuelas, almacenes, etc.).

El número de muertos es mayor cuando los damnificados deben enfrentarse, al mismo tiempo, a condiciones climáticas adversas que dificutan las labores de rescate. La acción rápida de los servicios de protección civil es decisiva en muchas catástrofes de cualquier índole. Un terremoto de magnitud similar puede tener impactos muy diferentes dependiendo de las condiciones particulares de cada área. Además, los terremotos actúan también como desencadenantes de otros desastres colaterales, inundaciones, aludes, etc. Por ejemplo, en el terremoto de Perú en 1970, se produjo un enorme número de víctimas por un alud que sepultó la ciudad de Yungay. En los sismos de Kwanto (1923) y de San Francisco (1906), los incendios fueron los culpables del mayor número de daños colaterales.