Geologia.......2. Roman Ter.. (2)

8/18/2019 Geologia.......2. Roman Ter.. (2)

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“ ño de la Diversificación Productiva y del Fortalecimiento de la Educación”

FACULTAD : INGENIERÍA

ESCUELA : INGENIERÍA CIVIL

ASIGNATURA : ESTADISTICA

CATEDRÁTICO : LIC. ESPINOZA ANTIALÓN

HECTOR

ESTUDIANTES :

ROMAN MUÑOZ JOSE LUIS

CICLO :II


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DEDICATORIA:

El presente trabajo de investigaciónmonográfico lo dedicamos a nuestros padres,a quienes les debemos todo lo que tenemos enesta vida. A Dios, ya que gracias a él tenemosunos padres maravillosos, los cuales nosapoyan en la derrota y celebran nuestrostriunfos, al catedrático, que es nuestro guía enel aprendizaje, dándonos los últimosconocimientos para un buen desenvolvimientoen la sociedad.


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INDICEINTRODUCCIÓN...........................................................................4 RESUMEN......................................................................................5

CAPITULO I (MARCO TEÓRICO)1.1 definición de términos..................................................................6

1.2 teorías..........................................................................................7

1.3 hipótesis.......................................................................................7

1.4 definición.....................................................................................8

1.5 objetivos.......................................................................................8

CAPITULO II2.1 estructura interna de la tierra.....................................................92.1.1 el núcleo................................................................................92.1.2 el núcleo interno.....................................................................92.1.3 el manto.................................................................................92.1.4 la atesnósfera.......................................................................102.1.5 litósfera............................................................................ ...10

2.1.6 la corteza..............................................................................102.1.7 la corteza terrestre................................................................102.2 placas tectónicas.....................................................................102.3 placas primarios......................................................................112.4 placas secundarios..................................................................112.5 placas tercerías.................................................................. .....122.6 los límites de las placas tectónicas..................................... ...132.6.1 placas tectónicas de nazca...................................................132.6.2 las placas tectónicas en el mundo....................................... 142.7 nociones de sismología..........................................................152.7.1 terremotos.......................................................................... .152.7.2 tipos de terremoto................................................................152.7.3 microsismo.......................................................................... 152.7.4 sismo volcánico................................................................. ..152.7.5 sismo tectónicos...................................................................152.7.6 sismo....................................................................................15


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2.8 hipocentro..................................................................................152.8.1 epicentro.................................................................................15 2.9 movimientos ondulatorio....................................................... .....16

2.9.1 ondas sísmica..........................................................................17 2.9.2 propagación de ondas sísmica en la corteza terrestre....................19 CAPÍTULOIII

3.1 localización del hipocentro................................................... .......20 3.2 parámetros que describe un sismo.................................................21 3.2.1 magnitud.................................................................................21 3.2.2 intensidad...........................................................................................21

3.2.3 fecha y tiempo de origen de un sismo..................................... ....21 3.4 posición del globo terrestre.........................................................21 3. 5 magnitudes de un sismo..................................................... ........22 3.5.1 magnitud local........................................................................22 3.5.2 magnitud de ondas superficiales............................................... 23

3.5.3 magnitud de volumen...............................................................233.5.4 magnitud de duración....................................................... .......23 3.6 la energía liberada de un sismo

............................................24 al 27

CAPÍTULO IV

4.1 sismómetro de banda ancha.................................................................28 4.2 metodología para calcular el hipocentro de un sismo utilizando tres

componen.......................................................................................29 4.2.1 determinación del azimut.................................................30 al 31CAPÍTULO V

5.1 trabajo de campo........................................................................32

5.2 anexos ...........................................................................34 al 37 Conclusiones..................................................................................38 Bibliografía....................................................................................39

INTRODUCCIÓN


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El estudio del presente trabajo se realizó con el propósito de reforzar, aclarar,el interés por la sismología, siendo este un tema que requiere de habilidad

mental, creatividad, imaginación, pero sobre todo exactitud y precisión en laresolución de diversos problemas y por ende la aplicación de las formulassegún la sismología, haciendo significativo su aprendizaje, ademáscoadyuvara en el desarrollo y amplitud de nuestros conocimientos en nuestracarrera que es de la ingeniería civil.

RESUMEN


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La presente monografía consta de cinco capítulos. En el primer capítulose hace una breve introducción sobre, definición sobre el tema, para luegointroducir al tema de sismología. En segundo capítulo se hace referencia

sobre la estructura interna de la tierra, límites de las placas tectónicas y tiposde terremoto. En el tercer capítulo describen los principales parámetrossísmicos que permiten localizar los hipocentros de un terremoto, así como elcálculo de magnitud e intensidad del mismo. En el cuarto capítulo sedescribe la metodología para calcular los hipocentros de un sismo usandotres componentes, y se hace la aplicación práctica para el cálculo delepicentro de un sismo registrado. En el quinto capítulo se menciona las

principales conclusiones y finalmente se señala las referencias bibliográficas

utilizadas en el presente trabajo monográfico.

CAPÍTULO I (MARCO TEÓRICO)


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1.1 DEFINICIÓN DE TERMINOS Silicatos: son el grupo de minerales de mayor abundancia, pues

constituyen más del 95% de la corteza terrestre, además del grupo de másimportancia geológica por ser petrogénicos.

Péndulo: es un sistema físico que puede oscilar bajo la acción gravitatoriau otra característica física (elasticidad, por ejemplo) y que estáconfigurado por una masa suspendida de un punto o de un eje horizontalfijo mediante un hilo, una varilla, u otro dispositivo que sirve para medirel tiempo.

Oscilar: Oscilación, en física, química e ingeniería es el movimientorepetido de un lado a otro en torno a una posición central, o posición deequilibrio.

Analogía: significa comparación o relación entre varias razones oconceptos; comparar o relacionar dos o más seres.

Sismómetro: es un instrumento para medir terremotos o pequeñostemblores provocados por los movimientos de las placas litosféricas

Parámetros: Refracción: La refracción es el cambio de dirección que experimenta una

onda al pasar de un medio material a otro. 0bducción: Obducción hace alusión al "choque de los continentes", es

decir, representa un conjunto de procesos que llevan a las "placas decorteza exclusivamente continental.

subducción : Se denomina subducción al proceso mediante el cual partede la corteza oceánica, individualizada en una placa litosférica, sesumerge bajo otra placa de carácter continental.

1.2 TEORÍAS Y FUNDAMENTO

http://es.wikipedia.org/wiki/Mineralhttp://es.wikipedia.org/wiki/Corteza_terrestrehttp://es.wikipedia.org/wiki/Oscilaci%C3%B3nhttp://es.wikipedia.org/wiki/F%C3%ADsicahttp://es.wikipedia.org/wiki/Qu%C3%ADmicahttp://es.wikipedia.org/wiki/Ingenier%C3%ADahttp://es.wikipedia.org/wiki/Ingenier%C3%ADahttp://es.wikipedia.org/wiki/Qu%C3%ADmicahttp://es.wikipedia.org/wiki/F%C3%ADsicahttp://es.wikipedia.org/wiki/Oscilaci%C3%B3nhttp://es.wikipedia.org/wiki/Corteza_terrestrehttp://es.wikipedia.org/wiki/Mineral


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La teoría de tectónica de placas tiene sus inicios en 1915 cuando AlfredWegener propuso su teoría de la " deriva continental. Wegener propuso quelos continentes se separaron a través de la corteza de las cuencas del océano,lo que explicaría porque los contornos de muchas líneas de la costa

(como América del Sur y África) parecieran encajar juntas como unrompecabezas. Wegener no era el primero en notar esto del rompecabezascomo el ajuste de los continentes (Magallanes y otros exploradores tambiénnotaron esto en sus correspondencias), sino que él fue uno de los primerosen darse cuenta que la superficie de la tierra ha cambiado con tiempo, y quelos continentes que ahora se separan se pudieron haber ensamblado juntosen un punto en el pasado.Hace 225 millones de años, aún existía un único continente denominado

Pangea. Hoy en día, Pangea se ha fragmentado, el agua ha invadido las zonas bajas y la apariencia de la Tierra ha variado sustancialmente. Por supuesto,seguirá cambiando con el paso del tiempo. Sin embargo, no ha sido fácildemostrar, que efectivamente las placas se están moviendo hoy en día, yaque el desplazamiento es muy lento y su medición muy complicada.

1.3 HIPÓTESISa) Las catástrofes naturales han acompañado, la evolución del ser humano,

pero los historiadores se han ocupado del impacto inmediato del desastrenatural, quedando menos comprendida su influencia en el mediano ylargo plazo. Las erupciones volcánicas y los terremotos constituyen untema especial dentro del estudio del impacto de estos eventos ya que nosólo destruyen viviendas y obras de infraestructura, sino que tambiénmodifican las actividades agrícolas que permiten sostener la vida urbana.Así, los terremotos, alteran la vida cotidiana y modifican la evolución delos núcleos urbanos. Nuestro Planeta Tierra se encuentra en evolución

presentando la corteza terrestre transformaciones en su interior, las cualesoriginan a su vez tensiones internas que se transmiten hacia las diferentescapas rocosas y alcanzan intensidades tales, que las masas continentalessometidas a sus efectos no las resisten, desplazándose acompañadas derupturas. Estas rupturas ocasionan un desprendimiento violento deenergía acumulada, la cual es convertida en calor y ondas elásticas, conun efecto sobre la superficie terrestre que produce el movimiento sísmico.

SISMOLOGÍA

http://www.monografias.com/trabajos4/epistemologia/epistemologia.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos15/bloques-economicos-america/bloques-economicos-america.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos55/africa/africa.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos11/tierreco/tierreco.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos901/evolucion-historica-concepciones-tiempo/evolucion-historica-concepciones-tiempo.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos14/problemadelagua/problemadelagua.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos15/la-estadistica/la-estadistica.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos15/la-estadistica/la-estadistica.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos14/problemadelagua/problemadelagua.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos901/evolucion-historica-concepciones-tiempo/evolucion-historica-concepciones-tiempo.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos11/tierreco/tierreco.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos55/africa/africa.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos15/bloques-economicos-america/bloques-economicos-america.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos4/epistemologia/epistemologia.shtml


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1.4 DEFINICIÓN: La sismología o seismología (del griego seísmos = sismoy logos= estudio) es la ciencia que estudia los aspectos relacionados con laocurrencia de temblores de tierra, terremotos o sismos sedenomina sismología. Esta es una ciencia joven, puesto que gran parte de sus

métodos e instrumentos de observación fueron desarrollados a lo largo delsiglo XX. A pesar de esto, la sismología ha logrado avances notables. Quizáuna de sus más valiosas contribuciones al entendimiento de nuestro planetalo constituya su aportación a la llamada Tectónica de Placas. Es una rama dela geofísica que se encarga del estudio de terremotos y la propagación de lasondas mecánicas (sísmicas) que se generan en el interior y la superficie de laTierra.

La sismología incluye, entre otros fenómenos, el estudio de maremotos ymarejadas asociadas (tsunamis) y vibraciones previas aerupciones volcánicas. En general los terremotos se originan en los límitesde placas tectónicas y son producto de la acumulación de tensiones porinteracciones entre dos o más placas.

La interpretación de los sismogramas que se registran al paso de las ondassísmicas permite estudiar el interior de la tierra.

1.5 OBJETIVOS:

El estudio de la propagación de las ondas sísmicas por el interior de laTierra a fin de conocer su estructura interna;

El estudio de las causas que dan origen a los temblores;

La prevención de daño.

CAPITULO II. NOCIONES BÁSICAS DE SISMOLOGÍA

2.1. ESTRUCTURA INTERNA DE LA TIERRA

http://www.monografias.com/trabajos10/fciencia/fciencia.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos/volcanes/volcanes.shtmlhttp://es.wikipedia.org/wiki/Geof%C3%ADsicahttp://es.wikipedia.org/wiki/Sismohttp://es.wikipedia.org/wiki/Tierrahttp://es.wikipedia.org/wiki/Maremotohttp://es.wikipedia.org/wiki/Tsunamihttp://es.wikipedia.org/wiki/Volc%C3%A1nhttp://es.wikipedia.org/wiki/Tect%C3%B3nica_de_placashttp://es.wikipedia.org/wiki/Sismogramashttp://es.wikipedia.org/wiki/Sismogramashttp://es.wikipedia.org/wiki/Tect%C3%B3nica_de_placashttp://es.wikipedia.org/wiki/Volc%C3%A1nhttp://es.wikipedia.org/wiki/Tsunamihttp://es.wikipedia.org/wiki/Maremotohttp://es.wikipedia.org/wiki/Tierrahttp://es.wikipedia.org/wiki/Sismohttp://es.wikipedia.org/wiki/Geof%C3%ADsicahttp://www.monografias.com/trabajos/volcanes/volcanes.shtmlhttp://www.monografias.com/trabajos10/fciencia/fciencia.shtml


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La estructura interna de la tierra está formada principalmente por la corteza,manto y núcleo, siendo en estos medios en donde las ondas sísmicas al

propagarse, se reflejan o refractan.

Estructura interna de la tierra

2.1.1. EL NÚCLEO: es la parte central de la tierra formada por metales, principalmente hierro y níquel, que en el núcleo interno se encuentran enestado sólido. Estos metales están a altas temperaturas y presiones.

2.1.2. EL NÚCLEO INTERNO: tiene un radio de alrededor de 1,230Kilómetros, mientras que el Núcleo Externo, donde los metales están enestado líquido, tiene un espesor de alrededor de 2,250 Kilómetros. El núcleocontiene cerca del 30% de la masa total de la tierra. La densidad del Núcleoes alrededor de 10,5 veces la densidad del agua. 2.1.3. EL MANTO: está formado por sólidos y tiene un espesoraproximadamente de 2,900 Kilómetros. Constituye la mayor parte delvolumen de la tierra (mas el 80%) y algo menos del 70% de su masa total.Está compuesto principalmente de silicato de magnesio, silicato de sodio ysilicato de hierro. Su densidad es alrededor de 4,5 veces la densidad del agua.

2.1.4. LA ASTENÓSFERA: es la división mayor del planeta Tierra que estáconformada por material viscoso, susceptible de deformarse mucho más


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fácilmente y que sería el asiento de movimientos de material importante estase encuentra sobre el manto.

2.1.5. LA LITÓSFERA: es la capa externa de la tierra y está formada por

materiales sólidos, engloban la corteza continental, de entre 20 y 70 Km., deespesor y la corteza oceánica o parte superficial del manto consolidado, deunos 10 Km., de espesor. Se presenta dividida en placas tectónicas que sedesplazan lentamente sobre la Astenósfera.

2.1.6. LA CORTEZA: está compuesta por silicatos tales como el cuarzo yel feldespato. Tiene un espesor promedio de alrededor de 40 Km., pero variadentro un mínimo de alrededor de 5 Km., en el fondo oceánico hasta un

máximo de hasta 100 Kilómetros en las grandes cordilleras. Su densidad esde aproximadamente 3 veces la densidad del agua y constituye alrededor del1% de la masa total de la tierra.

2.1.7. LA CORTEZA TERRESTRE: está divida en porciones irregularesllamadas placas que se mueven sobre la superficie del manto. Susmovimientos dan origen a la migración o deriva de los continentes.

2.2. PLACAS TECTÓNICASBásicamente una placa tectónica o placa litósfera es una parte de la litósferaterrestre, un bloque rígido que se mueve sin deformar la astenósfera. Lacolisión de placas da lugar a terremotos, o también puede ocasionarcordilleras y otras manifestaciones sobre la superficie de la corteza terrestre.La litósfera es la primera capa que se encuentra por debajo de la cortezaterrestre y la corteza marina, a este nivel es donde se dividen las placas

tectónicas. Por debajo de la litósfera contamos con otra capa llamadaastenósfera la cual está en constante contacto con las placas superiores einferiores. De ella provienen a veces las fuerzas que hacen que las capassuperiores se muevan con brusquedad.¿Cuántas placas tectónicas existen?El total de placas de nuestro planeta es de 28, pero no todas tienen la mismaimportancia. Mencionemos las más importantes a continuación:

2.3 PLACAS PRIMARIAS


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Estas siete placas comprenden la mayor parte de los continentes y el OcéanoPacífico.

Placa Africana

Placa Antártica Placa Euroasiática

Placa Indo-Australiana

Placa de América del Norte

Placa del Pacífico

Placa Sudamericana

2.4 PLACAS SECUNDARIASEstas placas más pequeñas por lo general se muestran en los principalesmapas de placa, si bien, con la excepción de las placas de Arabia y de laIndia, que no comprenden área significativa la tierra.

Placa Arábiga

Placa del Caribe

Placa de Cocos

Placa india Juan de Fuca Placa

Placa de Nazca

Placa Mar de Filipinas

Escocia Plata

2.5 PLACAS TERCIARIAS


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Placas terciarias se agrupan con el plato principal que de otra manera seríanmostrados como parte de un gran mapa de la placa. La mayoría de estos son

pequeños micro placas, aunque en el caso de las placas de Nubian-somalíesy australianos-Capricornio-India son grandes placas que se rifting aparte.

Algunos modelos se identifican placas más pequeñas dentro de orógenosactuales como la de Apulia, Explorer, Gorda y placas de cinta móvil deFilipinas. El resto de las placas terciarias son los restos menguantes de las

placas antiguas mucho más grandes. Puede o no puede haber consensocientífico en cuanto a si una placa superior es una placa separada, sinembargo, sigue siendo un plato aparte como en el de Groenlandia y las placasde Madagascar, o debe ser considerada como una placa separada, por lo quela nueva investigación podría cambiar esta lista.

Placa Africana Madagascar Plata

Nubian Plata

Seychelles Plata

Placa Somalí

Placa Antártica

Shetland Plata

Placa Sandwich del Sur

Placa del Caribe

Panamá Plata

Gonvemicroplacas

Placa de Cocos

Rivera Plata

Placa Euroasiática

Adriático o de Apulia Placa

Aegean Sea Placa

Amurian Plata

Anatolian Placa

Banda Mar Plata

Placa de Birmania

2.6 LOS LÍMITES DE LAS PLACAS TECTÓNICAS


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Las diferentes placas tectónicas llegan a tener contacto entre sí, y muchos deestos contactos son los culpables de terremotos, sismos, erupcionesvolcánicas y otro tipo de fenómenos naturales. Existen tres tipos de límitesentre placas tectónicas:

Límites divergentes: Cuando dos placas tectónicas se alejan estascomienzan a dejar un espacio que es luego rellenado por contenido comomagma proveniente de las capas inferiores de la Tierra.

Límites convergentes: Cuando los límites de dos placas chocan puedensuceder diferentes cosas. Por ejemplo: si choca una placa oceánica conuna terrestre se forma una fosa sobre el agua y una cadena montañosa enla tierra, un ejemplo de esto es la cordillera de los Andes. Por otro lado sichocan dos placas oceánicas se forman islas, como el caso de Japón. Yen el caso de que choquen dos placas tectónicas terrestres el resultado sonlas cadenas montañosas como la del Himalaya. Además de esto cuandohay choque de placas la presencia de sismos y terremotos es bastantenotoria.

Límites transformantes: Estos límites son menos comunes ya que sonaquellos que chocan pero que demuestran una fuerza pareja entre una placa y la otra. Esto lleva a fallas terrestres como la falla de San Andrés,ubicada en lo Estados Unidos.

2.6.1 LA PLACA DE NAZCA


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La placa de Nazca ocupa una gran parte del subsuelo del Océano Pacíficoteniendo un borde de colisión que se extiende desde Panamá hasta el sur deChile. De hecho, se encuentra en constante fricción con la placaSudamericana, la cual comprende desde la fosa marina del límite de Perú con

Chile, es decir en el oeste, hasta el eje de la Cordillera del Atlántico Sur enel este.

2.6.2 LAS PLACAS TECTÓNICAS EN EL MUNDO

Así, se sabe que Nazca se desplaza en dirección N 80° E, llegando a teneruna velocidad promedio de 11 centímetros por año. Además, la placa sufreun proceso de subducción por debajo de la placa Sudamericana, la cual es lacausa de los sismos más importantes que ya ha sufrido no solo este país sinoAmérica del Sur, es su parte oeste. Sin embargo, cabe destacar que tambiéndebido a este proceso de subducción se ha podido originar la Cordillera de

los Andes y también la Fosa peruano-chilena. En su parte sur, es decir en sulímite, la placa es divergente con respecto a la Placa Antártica, de la mismamanera que en su límite occidental, con la Placa del Pacífico y en el nortecon la Placa de Cocos.

2.7. NOCIONES DE SISMOLOGÍA


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2.7.1 TERREMOTOEs la perturbación transitoria del equilibrio de una parte de la tierra que se

propagan desde su origen en todas direcciones, causando destrucción y

cambio de la naturaleza.

2.7.2 TIPOS DE TERREMOTO

2.7.3 MICROSISMOSSon leves vibraciones de corteza terrestre

2.7.4 SISMOS VOLCÁNICOS

Son generados por la actividad de un volcán

2.7.5 SISMOS TECTÓNICOSRegistran mayor intensidad producidos por los movimientos tectónicos

2.7.6 SISMOEs la perturbación transitoria del equilibrio de una parte de la tierra que se

propagan desde su origen en todas direcciones, pero sin causar daño o

cambios en la naturaleza.

2.8. EL HIPOCENTROEs aquel punto en el interior de la tierra donde se origina el primermovimiento de un sismo y genera la propagación de sus ondas elásticas.

2.8.1 EL EPICENTROEs aquel punto sobre la superficie de la tierra, directamente sobre el

hipocentro de un sismo.Según su profundidad, los sismos pueden ser clasificados en:a) Superficiales: Son aquellas cuya profundidad es menor o igual a 60 Km.b) Intermedios: Son aquellos cuya profundidad es mayor de 60 Km., peromenor o igual a 300Km.

c) Profundos: Son aquellos cuya profundidad son mayores de 300Km.Para determinar la fuerza y la ubicación de un terremoto, los científicosutilizan un sismógrafo, los sismógrafos están equipados con sensores que

detectan el movimiento del suelo causados por las ondas sísmicas.


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Los sismólogos miden los movimientos sísmicos del suelo en tresdirecciones: de arriba abajo, de norte a sur, de este a oeste. Los sismógrafos

producen líneas onduladas que reflejas el tamaño de las ondas sísmicas. Elregistro de estas ondas se puede imprimir, grabar o guardar en una

computadora. Para determinar el hipocentro y tiempo de origen de unterremoto con cierta precisión, se requiere los tiempos de arribo de variasfases sísmicas proveniente de varias estaciones, pero es posible utilizar unasola estación sísmica para obtener una estimación aproximada delhipocentro. Los terremotos no ocurren uniformemente en todas partes de latierra, por lo tanto, algunas regiones son sísmicamente más activas que otras.Así mismo la tierra no es homogénea y se comporta como un medio elásticoa través del cual se propagan las ondas generadas en la fuente de un sismo.

2.9 MOVIMIENTO ONDULATORIO

Una onda es la propagación de una perturbación a través del espacioocasionando cambios en las condiciones físicas. Las ondas materiales (todasmenos las electromagnéticas) requieren un medio elástico para propagarse,este medio se deforma y se recupera vibrando al paso de la onda. El puntoen donde la perturbación comunica una agitación a la primera partícula del

medio en que impacta, es el foco de las ondas y en esa partícula se inicia laonda. Los aspectos importantes de las ondas son su velocidad de propagacióny las modificaciones que sufren cuando:

Cambias las propiedades físicas del medio en el cual se propagan(reflexión, refracción, polarización).

Se les interpone diferentes clases de obstáculos (difracción, dispersión).

Varias ondas coinciden en la misma región del espacio (Interferencia).En función del tipo de medio que requieren para su propagación, las ondasse clasifican en: Mecánicas y electromagnéticas.Las mecánicas requieren un medio elástico para propagarse y laselectromagnéticas no se pueden propagar en el vacío.Si la clasificamos en función de cómo vibran respecto a la dirección de

propagación tenemos las ondas longitudinales y las transversales.

2.9.1 ONDAS SÍSMICAS


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Los sismos son causados por las perturbaciones transitorias del equilibrio deuna parte de la tierra que puede producirse por:

La liberación repentina de energía de deformación al sobrepasar el límitede resistencia del material y producir desplazamientos relativos

repentinos en puntos (áreas) localizadas en el interior de la tierra. La liberación de energía producida por procesos volcánicos y

movimientos de magma o sus productos.

Transmisión de energía al globo terrestre por impacto sobre la superficieterrestre cambios físicos violentos.

En un sólido pueden transmitirse dos tipos de ondas:

Ondas PLlamadas también de comprensión, longitudinal o primarias, que consiste en

la transmisión de compresiones y dilataciones, esta onda es de deformaciónque al paso de un cuerpo solo origina cambio de volumen mas no en suforma. Estas son las primeras en llegar por ser más veloces. Estas ondas soncapaces de propagarse por medios sólidos y fluidos.

Representación gráfica del modo de propagación de la Onda S

Ondas s


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Llamadas transversales o de Cizallamiento, aquí las partículas se mueven endirección perpendicular a la dirección de propagación de la onda esta ondaal paso de un cuerpo origina cambio de forma y el volumen permanececonstante. Estas ondas pasan a través del globo terrestre por caminos muy

parecidos a los de las Ondas longitudinales. La onda transversal no penetrael núcleo, esto permite suponer que parte del núcleo es líquido ya que lasOndas S no se propagan a través de medios fluidos.

Representación gráfica del modo de propagación de la Onda S

En sismología, a los varios grupos de ondas que representan diferentes tiposde ondas, o grupos de ondas del mismo tipo que llegan a la estación pordiferentes caminos, se les llama “Fases”. La identificación de las fases (tipo

de onda, trayectoria seguida a través de la Tierra) y el tiempo de llegada a laestación sísmica son fundamentales en la interpretación de un sismograma.Las Ondas compresionales y transversales son llamadas P y Srespectivamente. Son conocidas también como ondas internas ya que se

propagan en el interior de un sólido elástico. Las velocidades 1de lasdiferentes ondas dependen de las características del medio; por ejemplo, enlas rocas la velocidad de las ondas P es del orden de 6 Km/s, mientras queen rocas pocos consolidadas es de aproximadamente 2 Km/s, o menor.

Debido a la diferencia en la velocidad de cada tipo de onda, cuando se sienteun sismo las primeras sacudidas son debidas a las ondas P, siendo lassiguientes las ondas S y por último las ondas superficiales. La velocidad decada tipo de onda es la propiedad que se utiliza para determinar lalocalización del foco del sismo.


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2.9.2 PROPAGACIÓN DE ONDAS SÍSMICAS EN LA CORTEZATERRESTRELa corteza está constituida por dos capa, una granítica y otra basálticaseparadas por la discontinuidad de Mohorovich (Moho), la misma que se

encuentra a profundidades de 30 Km., en zonas estables (escudo brasileño)y hasta 75 Km., en zonas de cordilleras (Cordillera andina). Para los sismosque ocurren a distancias menores de 1000 Km. (campo cercano), las ondasse propagan únicamente por la corteza, siendo las fases principalmentellamadas ondas P y S.

Estas ondas se propagan por la capa granítica y se les denominan PgySg y por la capa basáltica como onda P* y S* siendo estas últimas, por lo general,

difíciles de detectar ya que en muchos casos la discontinuidad entre la capagranítica y basáltica no están muy bien definidas.Complementariamente a estas distancias también se registran ondas que serefractan en la discontinuidad corteza – manto las mismas que se denominanPny Sn.En los sismogramas de periodo corto (máxima respuesta del sensor a 1 hz)se aprecian claramente estas fases, se presenta un esquema descriptivo quemuestra el recorrido – tiempo de estas fases además de sus curvas tiempo

distancia (domocronas).Las ondas sísmicas están sometidas, en las diferentes discontinuidades y enla superficie, a todos los fenómenos de reflexión, refracción y difracción ysus leyes.

CAPITULO III. PARÁMETRO DE LOS SISMOS


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3.1 LOCALIZACIÓN DE HIPOCENTROCuando se produce un terremoto este no se presenta simultáneamente entodos los sitios que es observado. El cálculo del epicentro y foco de un

terremoto se realiza del análisis de los sismogramas, anotando los tiemposde llegada de los distintos impulsos y si se conocen, sus correspondientesvelocidades de propagación por la tierra. Con el estudio de las curvas detiempo – trayectoria para sismos locales, Omori establece una formula, querelaciona la distancia hipocentral (D) (En este caso D tiende a la distanciaepicentral cuando esta es mucho mayor que la profundidad), el tiempo S – P(Tsp), la velocidad de la onda P (Vp) y la velocidad de la onda S (Vs).En esta relación se supone simplemente que todas las curvas de tiempo –

trayectoria, hasta casi 1000 Km., son lineales. Si P y S son las fasesconsideradas. Tp es el tiempo de llegada de la onda P, Tsel tiempo de lallegada de la onda S, Toes el tiempo de origen, tenemos:

Donde C se conoce como la constante de Omori, puesto que Vpestá en el

rango 5,7 a 6,0 Km/s, Vp/ Vses igual a 1,73 en la corteza superior del mantode la tierra, donde ocurre casi todos los sismos, C es aproximadamente 8Km/s. Por l tanto la distancia hipocentral se calcula multiplicando el tiempoS – P por 8 (7).

3. 2. PARÁMETRO QUE DESCRIBEN UN SISMO


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Los principales parámetros que describen un sismo son:(T0, X0, S0, I) Dónde:T0 Describe el tiempo local el tiempo universal en el Meridiano de

Greenwich (GMT) del sismo.X0 Describe (o, e, h), latitud, longitud y profundidad del sismo.S0 Describe la magnitud M del sismoI Describe la intensidad y severidad del sacudimiento del sismo

3.2.1 La Magnitud: es una medida cuantitativa de la energía liberada enformas de ondas sísmicas. Es un parámetro de origen de un sismo. Se mideen una escala continua.

3.2.2 La Intensidad: es una medida cualitativa de los efectos de un lugardeterminado debido a un sismo. En América se utiliza la escala Mercalimodificada. Los sismos pueden ser clasificados en función de la cantidad deenergía liberada (Magnitud) y/o mediante el grado de destrucción que elloscausan en el área afectada (Intensidad).

3. 3 FECHA Y TIEMPO DE ORIGEN DEL SISMO

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

3. 4 POSICIÓN EN EL GLOBO TERRESTRESon las coordenadas hipo centrales del sismo: latitud, longitud y profundidaddel sismo (o, e, h), referidos al globo terrestre.

3. 5 MAGNITUD DE UN SISMO


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El concepto de magnitud fue introducido en 1935 por Charles FrancisRichter, sismólogo del Instituto de Tecnología de California, para medir losterremotos locales y así poder estimar la energía por ellos liberada a fin deser comparados con otros terremotos. Posteriormente, el uso de esta escala

se extendió y fue aplicándose a los diferentes terremotos que ocurrían en elmundo. La magnitud está asociada a una función logarítmica calculada a

partir de la amplitud de la señal registrada por el sismógrafo (ML, Ms, mb)o a partir de su duración (MD) sobre el sismograma.El valor de la magnitud de referencia es denominado magnitud cero ycorresponde a la amplitud máxima de la traza de un terremoto registrado enel tambor de un sismógrafo de torsión horizontal de tipo Wood Anderson(WA), con un periodo de oscilación de 0.8 segundos y amplificación de

2800, localizado a una distancia de 100 km. Esta amplitud máxima esequivalente a una micra y corresponde a un terremoto de magnitud 3. Elcálculo de la magnitud de un terremoto debe ser corregido dependiendo deltipo de sismógrafo utilizado, distancia epicentral, profundidad del foco yademás del tipo de suelo donde está ubicada la estación de registro. Estaescala por su naturaleza, permite obtener medidas negativas del tamaño deun terremoto y en principio no tiene límites para medir magnitudes grandes.En realidad, su valor mínimo dependerá de la sensibilidad del sismógrafo y

su valor máximo de la longitud máxima de la falla susceptible a romperse deun solo golpe. Existen diferentes escalas de magnitud que dependen del tipode onda sísmica que se utiliza para medir el tamaño del terremoto, siendo lasmás importantes las siguientes:

3. 5.1 MAGNITUD LOCAL (ML).- La definición de ML es realizada enfunción del registro de un terremoto en un sismógrafo del tipo WA,

Donde A y Ao representan a las amplitudes máximas de un terremotoregistrado a una distancia para el terremoto de magnitud ML y magnitudcero. Para una estación diferente a WA y para una región en particular, sedebe realizar la corrección en distancia contenida en el término Ao antes deestablecer una correspondencia entre el sismógrafo utilizado y el WA.


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3.5.2 MAGNITUD DE ONDAS SUPERFICIALES (MS).- Magnitudválida para terremotos con foco superficial en donde la amplitud máximadebe ser medida en el modo fundamental de la onda Rayleigh con periodo(T) entre 18 – 22 segundos. Las correcciones deben considerar la distancia

epicentral y la profundidad del foco del terremoto.La relación utilizada frecuentemente es:

Donde A es la amplitud del desplazamiento del suelo en micras y la distanciaepicentral en grados. La fórmula anterior es válida para distanciascomprendidas entre 20°


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Cuadro 2.1.: Calibración de la Magnitud de Richter (ML)

3. 6 INTENSIDAD DE UN SISMOLa intensidad no permite medir la severidad del movimiento del suelo, perosi los efectos que ellos producen en la superficie en donde causan daños al

hombre y a las construcciones. Inicialmente, el esfuerzo para determinar eltamaño de un sismo estuvo basado necesariamente en las observaciones delos efectos del sismo. La primera escala de intensidad fue elaborada en 1883

por M. de Rossi y F. Forel y reagrupa los efectos del sismo en 10 grados deintensidad. En 1902, G. Mercalli introduce una nueva escala con 10 gradosde intensidad, siendo posteriormente incrementada a 12 por A.


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3.7 LA ENERGÍA LIBERADA EN UN SISMOLa energía total liberada por un sismo es difícil de calcular con precisión,debido a que ella es la suma de la energía disipada en forma térmica por ladeformación en la zona de ruptura y la energía emitida como ondas sísmicas,

la única que puede ser estimada a partir de los sismogramas. Se hamencionado que la magnitud está relacionada con la energía disipada enforma de ondas; por lo tanto, Gutemberg y Richter (5) establecieron lassiguientes relaciones:

LogE = 5.8 + 2.4mbLogE = 11 Considerando estas relaciones, un terremoto de magnitud iguala 8 libera energía equivalente a 1024ergios. Como por ejemplo, la energíaliberada por una explosión nuclear de 10 kilotones es de 1019 erg y

equivale a un terremoto de magnitud igual a 5.5.8 + 1.5Ms CAPITULO III. CÁLCULO DEL HIPOCENTRO DE UN SISMOUTILIZANDO 3 COMPONENTES.

4.1 SISMÓMETROS DE BANDA ANCHA

El principio de inercia de los cuerpos es muy importante para registrar elmovimiento del suelo. Este principio considera que todos los cuerpos tienenuna resistencia al movimiento y este puede ser medido con respecto a la

posición de una masa suspendida por un elemento que le permite permaneceren reposo por algunos instantes con respecto al suelo. El mecanismo consisteen una masa suspendida de un resorte fijado a un soporte acoplado al sueloy cuando el soporte se sacude al paso de las ondas sísmicas, la inercia de lamasa hace que esta permanezca un instante en el mismo sitio de reposo y

posteriormente tienda a oscilar y al no reflejar el verdadero movimiento delsuelo, es necesario amortiguarla. En los sismómetros electromagnéticos enel que el desplazamiento de la masa produce el movimiento relativo de una

bobina dentro del campo magnético de un imán. En algunos casos la parte

móviles y en otros la bobina. Al producirse el movimiento del suelo se generacorriente en la bobina principal a la velocidad del movimiento del suelo, esdecir que los sismómetros convierten el movimiento del suelo en una señaleléctrica que es expresada en voltios. Esta señal es directamente proporcionalal movimiento relativo entre la masa oscilante y la caja del sensor que semueve con el suelo, al que se halla rígidamente unida. Este movimientorelativo, para frecuencias mayores que la frecuencia propia de oscilación(zona plana de la curva de respuesta), es proporcional al movimiento delsuelo y, por lo tanto, en esta zona la señal eléctrica de salida es proporcionala la señal de entrada (velocidad del suelo).


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Modelo básico de un péndulo de inercia U representa el sistema decoordenadas inercial y X las coordenadas del sistema que se mueve con lacaja rígida

Si se adhiere a la masa suspendida un pincel o lápiz a fin de que escriba enun papel sobre un cilindro que gira a tiempo constante, se registraría elmovimiento del suelo. El papel o lámina sobre el cual se registra elmovimiento se llama sismograma. Debido a que el movimiento del suelo serealiza en tres dimensiones, es necesario registrarlo además de unacomponente vertical (Z), en componentes horizontales (N – S, E – O) con

péndulos que oscilan en dirección similar al giro de una puerta con el ejeligeramente inclinado a fin de lograr mayor estabilidad en su movimiento.


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Modelo básico de un sismómetro electromagnético R es la resistencia y V(t)el voltaje inducido por el movimiento del suelo.

Los primeros sistemas de registros fueron de tipo analógicos, es decir lainformación sísmica se registra en papel ahumado o térmico, en intervalosde 12 a 24 horas. Los sismogramas llevan en la parte superior lascaracterísticas de la estación de registro y la hora de inicio del registro, Conel avance de la tecnología y la sismometría, se logró registrar el movimientodel suelo en forma digital. Para lo cual se hace uso de convertidores A/D,discretisadores, moduladores, etc. Por lo general, los sismógrafos eran de dostipos o registraban información sísmica en dos diferentes rangos defrecuencia, periodos cortos (1 seg) y periodos largos (15 – 100 seg). El

primero adecuado para sismos que ocurren en campo cercano y los segundosen el campo lejano. Sin embargo después de los años 70 se construyeron

instrumentos que permitían registrar mayores rangos de, entre 0.1 – 100segundos y son conocidos como la banda Ancha.Este adelanto en la sismometría se logró gracias a los progresos conseguidosen el modo de registro (registros magnéticos digitales) y en el desarrollo delsismómetro de balances de fuerza de Wieland y Strekeisen diseñado en 1983.A fin de registrar la información digital, se hace uso de convertidoresanalógicos – digitales de 12, 16 y 24 bits que permitan cubrir rangosdinámicos del orden de 140 db (1/10000000). Esta característica permite queel instrumento únicamente se sature con sismo de M mayor 5 para camposcercanos (10 grados de distancia epicentral) o para M mayor 9. A fin desalvar el problema de almacenamiento de información, ya que si a la señalse le hace un muestreo a 20 Hz en una semana se tendría 100 Mbyte, secuenta con cintas magnéticas y discos ópticos.


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Esquema de operación del sismómetro de banda ancha

Muestra el esquema de operación del sismómetro de banda ancha, el sensordetecta el movimiento del suelo, el cual es traducido a una señal eléctricaanáloga que es llevada al registrador donde es amplificada y es convertidade analógica a digital para luego ser almacenada en su memoria. Parasincronizar el tiempo con una señal horaria externa de tiempo universal se

cuenta con GPS. Asimismo, para la transmisión de la señal a la sede centraldel IGP se cuenta con un módulo de comunicaciones 114, el cual permite elenlace telefónico a través de un modem.Los sismómetros de banda ancha son de tipo Kinemetrics o Nanometrics de24 – bits y cuyos rangos de frecuencia de registro son del orden de 0,03 a 50y 100 Hz. La principal ventaja de los instrumentos de banda ancha es que

presentan una banda grande de frecuencias en donde la señal sísmica esregistrada sin ninguna saturación.

4.2 METODOLOGÍA PARA CALCULAR EL HIPOCENTRO DE UNSISMO USANDO TRES COMPONENTES.Para localizar un terremoto gráficamente mediante este método es necesarioconocer: las distancias hipo centrales, que son calculadas usando los tiemposde arribo de las ondas P y S, la forma de la onda registrada en lascomponentes de la estación, las amplitudes de las ondas sísmicas paradeterminas el movimiento de la partícula (debemos de conocer laamplificación de cada componente para determinar correctamente ladirección del movimiento de partícula).El movimiento de partícula de la partícula es el movimiento del suelo endonde están instalaciones los sismógrafos y permite conocer:


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a. La dirección aproximada de la onda o la dirección a un epicentro medianteel primer impulso de la onda P. (Siempre que se registre claramente en elsismograma).b. El Angulo incidente a la superficie o la velocidad aparente de la onda

observada.c. El tipo de onda observada.Es muy importante conocer las constantes de dirección de las doscomponentes horizontales y la vertical del péndulo. De esta forma se puedeestablecer si el movimiento de la partícula terrestre es hacia arriba o haciaabajo, hacia el Este u Oeste, hacia el Norte o el Sur. Hay que notar que unmovimiento que hace el suelo es siempre opuesto al del péndulo(conservación de la cantidad de movimiento), es decir si el suelo se muevehacia arriba, el movimiento correspondiente del péndulo es hacia abajo. El

mismo racionamiento se aplica a las otras dos componentes.4.2.1 DETERMINACIÓN DEL AZIMUT

La dirección del movimiento del suelo, al llegar el primer impulso de la ondade comprensión, será la de alejarse del epicentro, pero si es de refracción seacercara a él, la dirección del movimiento resultante se determina por unsimple análisis vectorial, midiendo las amplitudes (en cualquier unidad) de

primer impulso Norte – Sur y Este – Oeste y conocidas las constantes dedirección del péndulo. Por ejemplo, supongamos que los movimientosrápidos del trazo hacia arriba (en el sismograma) corresponde a unmovimiento de suelo hacia el Norte y Este (analizando cada componente porseparado), de igual forma si el trazo es hacia abajo (para cada componenteen el sismograma) correspondería a un movimiento del suelo hacia el Sur yOeste. Ahora si la amplitud correspondiente a la componente Norte – Sur dela inscripción es 4.6 mm (hacia arriba) y para la componente Este – Oeste esde 7.2 mm (hacia abajo), la dirección resultante del primer movimiento delsuelo será: Norte 57,4° Oeste.


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El problema radica en que hasta ahora no conocemos si el primermovimiento del suelo era el de alejarse del hipocentro (debido a una onda decomprensión) o el de acercarse al epicentro (debido a una onda de

refracción), lo que nos lleva a pensar que el epicentros puede estar al Sur – Este (si se aleja) o al Norte – Oeste (Si se acerca).Esta antigüedad se elimina, si se dispone de un registro de movimientovertical ya que los movimientos hacia arriba del suelo son siempre decomprensión y los de hacia debajo de refracción.La razón de las amplitudes de las dos componentes horizontales puede serusada para encontrar la proyección del vector de la onda P a lo largo delazimut a la fuente sísmica, nos muestra los dos casos para la componentevertical Z.


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El Terremoto de Pisco de 2007 fue un sismo registrado el 15 deagosto de 2007 a las 23:40:57 UTC (18:40:57 hora local) con una duracióncerca de 175 segundos (2 min 55 s). Su epicentro se localizó en las costas delcentro del Perú a 40 kilómetros al oeste de pisco y a 150 km al suroeste

de Lima, y su hipocentro se ubicó a 39 kilómetros de profundidad. Fue unode los terremotos más violentos ocurridos en el Perú en los últimos años; elmás poderoso (en cuanto a intensidad y a duración), pero no el máscatastrófico, desde ese punto de vista el terremoto de 1970 produjo miles demuertos. El siniestro, que tuvo una magnitud de 8.0 grados en la escalasismológica de magnitud de momento y IX en la escala de Mercalli, dejó 595muertos, casi 2,291 heridos, 76.000 viviendas totalmente destruidas einhabitables y 431 mil personas resultaron afectadas.

Las zonas más afectadas fueron las provincias

de Pisco, Ica, Chincha, Cañete, Yauyos, Huaytará y Castrovirreyna. Lamagnitud destructiva del terremoto también causó grandes daños a lainfraestructura que proporciona los servicios básicos a la población, talescomo agua y saneamiento, educación, salud y comunicaciones.

DAÑOS, VÍCTIMAS Y ZONAS MÁS AFECTADAS POR ELTERREMOTO

Las zonas más afectadas por el movimiento telúrico corresponden a lasciudades del departamento de Ica y de la provincia de Cañete,

especialmente Pisco, Chincha Alta, Chincha Baja, Tambo deMora, Ica y San Luis de Cañete. Durante las primeras horas, lasinformaciones daban cuenta de 16 muertos y más de 200 heridos,2 pero conel paso de las horas y días, la cifra llegó a un saldo de 510 muertos, 1.500heridos, 17.000 viviendas destruidas y 85.000 damnificados.3 Tambiénfueron afectados varios pequeños poblados de la sierra surdel departamento de Lima así como del occidente del Huancavelica.

En el distrito chinchano de Tambo de Mora, el violento sismo destruyó lascasas de adobe, mientras que las de material noble fueron destruidas por

una aparente licuefacción del suelo, ya que se hundieron 2,1 metros sobreel nivel del suelo. La Reserva Nacional de Paracas fue seriamente afectada, pereciendo numerosos lobos marinos y la formación rocosa conocida como"la Catedral" quedó completamente demolida.

En Ica, parte de la iglesia del Señor de Luren colapsó tras el movimientosísmico4 al igual que el coliseo deportivo de dicha ciudad. Lo mismoocurrió en la iglesia de San Clemente de Pisco, que se derrumbó mientrasse realizaba una misa. Siendo el piano principal el que obstruyo la salida

principal al colapsar la base que lo sostenía en la parte superior de la

puerta.

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5.2 ANEXOS


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DAÑOS DEL SISIMO EN PISCO, ICA, ETC

http://es.wikipedia.org/wiki/Archivo:Pisco_after_the_2007_quake.jpg


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1.- CASO PRÁCTICO

La escala logarítmica según Richter con los valores entre 1 y 10 hallaremos

lo siguiente:

CASO A: SISMO EN ICA (PISCO)

Magnitud 8.00 ML.

CASO B: SISMO EN CHILE (VALDIVIA)

Magnitud 9.50 ML.

HALLANDO

10(9.50-8.00) = 100.5

INTERPRETANDO: El caso “B” fue más desastroso que el caso “A”

donde fue 100.5 veces.


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CONCLUSIONES

Quizá una de las más valiosas contribuciones de la sismología al

entendimiento de nuestro planeta lo constituya su aportación a la llamada

Tectónica de Placas. Como la superficie del planeta está cubierta por las

placas, el movimiento relativo entre ellas solo se logra si en algunos de los

márgenes de las mismas se está creando nueva litósfera mientras que en otros

márgenes algunas de ellas "cabalgan" o se enciman sobre otras; un proceso

al que se conoce actualmente como subducción.

El método usado para calcular la ubicación del epicentro es bastante

sencillo, que permite dar una aproximación de la ubicación del epicentro,

pero tiene sus limitaciones, es primer lugar la fase de la onda P y polaridad

de la señal sísmica deben de ser suficientes claras.

Para el cálculo del mecanismo focal de un sismo, se requiere de una buena

cobertura azimutal así mismo un buen modelo de la estructura interna de loa

tierra (modelo de velocidades).

Este simple procedimiento para estimar la localización no es muy preciso

para distancias mayores de 20° debido a que la onda P llega en forma

emergente y su componente horizontal es demasiada pequeña para dar una

estimación fiable del azimut a la fuente.

Este procedimiento es bastante útil para eventos que corresponde a una zona

muy localizada, ya que si el evento es pequeño, las demás estaciones

sísmicas no lo registran, siendo esta la única señal que se utilizara para

encontrar el epicentro del sismo.


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BIBLIOGRAFÍA

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Geologia.......2. Roman Ter.. (2)

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