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7/26/2019 APENDICE_A_EVALUACION_DEL_PELIGRO_SISMICO.pdf

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UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERA

CENTRO PERUANO JAPONS DE INVESTIGACIONESSSMICAS Y MITIGACIN DE DESASTRES

CONVENIO ESPECFICO DE COOPERACIN INTERINSTITUCIONAL

ENTRE EL MINISTERIO DE VIVIENDA, CONSTRUCCIN Y SANEAMIENTOY LA UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERA ESTUDIO DE MICRO

ZONIFICACIN SSMICA Y VULNERABILIDAD EN LA CIUDAD DE LIMA

APNDICE A

EVALUACIN DEL PELIGRO SSMICO EN EL

DISTRITO DE LA MOLINA

LIMA Julio, 2010


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TABLA DE CONTENIDO

1.

GENERALIDADES ..................................................................................................... 12.

CARCTERSTICAS GEOMORFOL GICAS DE LA REGIN ....................... 2

2.1.1

Zona I ..................................................................................................................... 2

3. NEOTECTNICA DE LAS PRINCI PALES FUENTES SISMOGNICASDE LA REGON EN ESTUDIO ................................................................................. 33.1.1

Emplazamiento Tectnico Regional ...................................................................... 3

3.1.2Zonificacin Tectnica .......................................................................................... 53.1.3

Sistemas de Fallas en la Regin Central del Per .................................................. 7

4. SISMOTECTNICA REGIONAL ............................................................................ 84.1.1

Sismicidad del rea de Influencia ....................................................................... 10

4.1.2Historia ssmica de la regin en estudio............................................................... 10

4.1.3

Sismicidad instrumental en el rea de influencia ................................................. 13

5. ANLISIS SSMICO PROBABILSTICO ............................................................. 145.1.1

Introduccin ......................................................................................................... 14

5.1.2

Fundamentos del Anlisis del Peligro Ssmico .................................................... 15

5.1.3Evaluacin y Caracterizacin de las Fuentes Sismognicas ................................ 175.1.4

Estimacin de Parmetros de Sismicidad Local .................................................. 21

5.1.5Atenuacin de las ondas ssmicas ........................................................................ 225.1.6

Determinacin del Peligro Ssmico...................................................................... 31

5.1.7Tipo de Suelo Segn el Internacional Building Code, 2006 ................................ 355.1.8

Clculo de Espectros Peligro Ssmico Uniforme ................................................. 36

5.1.9

Estimacin Probabilstica del OBE (Operating Basic Earthquake) ..................... 37

5.1.10Estimacin Probabilstica del MCE (Maximun Considered Earthquake) .......... 386.

ANLISIS DE PELIGRO SSMICO DETERMINSTICO .................................. 39

6.1 Aceleraciones Horizontales Mximas Esperadas para el MCE. .......................... 397.

CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES ....................................................... 478. REFERENCIAS ......................................................................................................... 50


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LISTA DE ANEXOS

ANEXO A-0: Mapa de Unidades Estructurales del Per

ANEXO A-1: Relacin de Sismos Histricos del rea en EstudioANEXO A-2: Mapas de Isosistas Disponibles

ANEXO A-3: Curvas de Probabilidad de Excedencia para AceleracinEspectral

ANEXO A-4: Curvas de Espectros de Peligro Uniforme

LISTA DE MAPAS

MAPA-01 : Ubicacin del Proyecto

MAPA-02 : Fuentes Sismognicas de Subduccin

MAPA-03 : Fuentes Sismognicas Continentales

MAPA-04 : Mapa de Densidad Ssmica

MAPA-05 : Mapa Sismotectnico Regional

MAPA-06 : Mapa Neotectnico Regional

MAPA-07 : Mapa de Proyeccin Transversal de la Zona de Estudio

Ministerio de Vivienda,

Construccin y Saneamiento CISMID ! UNI

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RESUMEN

El presente informe muestra los resultados obtenidos del anlisis delPeligro Ssmico del distrito de La Molina, ubicado en la provincia de Lima,departamento de Lima.

Para el departamento de Lima existe poca informacin histrica desismos desde el siglo XVI hasta el siglo XIX debido a que solo sereportan los sismos sentidos tanto en Lima como en otras ciudadesprincipales, lo cual implica que dicha actividad ssmica no es totalmenterepresentativa, ya que pudieron haber ocurrido sismos importantes en

lugares remotos y que no fueron reportados. Se concluye que deacuerdo a la historia ssmica del rea de Lima (400 aos), han ocurridosismos de intensidades tan altas como IX en la escala de MercalliModificada.

El peligro ssmico del rea del proyecto se ha determinado utilizando lainformacin pertinente en la literatura tcnica y as como el programa decmputo CRISIS 2007, desarrollado por Ordaz et al. (1999), que empleamtodos numricos conocidos, considerando las leyes de atenuacin deYoungs et al (1997) para suelo y roca, la ley de atenuacin del CISMID(2006) y la ley de atenuacin de Sadigh et al (1997). Se han utilizado lasfuentes sismognicas para sismos continentales y de subduccin, lascuales estn basadas en el trabajo de tesis de investigacin de Gamarray Aguilar (2009).

Para la evaluacin del peligro ssmico en el distrito de La Molina, se haconsiderado las siguientes coordenadas geogrficas:

76.93 1 2.08

Los resultados obtenidos muestran que la aceleracin mxima promediodel sismo de diseo considerando un suelo del Tipo B (roca), es de 0.32g y la aceleracin horizontal mxima del sismo de diseo considerandoun suelo firme del Tipo D, y considerando un suelo denso del Tipo C,presenta aceleraciones mximas (PGA) que varan entre 0.43 g a 0.52 g.Estos valores de aceleracin corresponden a un periodo de retorno de475 aos, con un periodo de exposicin ssmica de 50 aos con unaprobabilidad de excedencia del 10%.


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Construccin y Saneamiento CISMID UNI

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1. GENERALIDADES

El presente informe documenta los resultados de la revisin y el anlisis dela informacin referente a la actividad ssmica en la regin central del Per,

y especficamente en la ciudad de Lima, departamento de Lima, tal como

se muestra en el Mapa M-01. Como es conocido el Per presenta una alta

actividad ssmica, debido principalmente a la zona de interaccin de la

placa de Nazca con la placa Sudamericana, donde existen evidencias

histricas de la ocurrencia de grandes eventos ssmicos, siendo los ms

importantes los sismos del 17 de octubre de 1966 (8.1 Mw), 31 de mayo de

1970 (7.9 Mw), 03 de octubre de 1974 (8.1 Mw), 23 de junio del 2001 (8.4

Mw) y del 15 de agosto del 2007 (8.0 Mw).

La determinacin del peligro ssmico se realiz mediante los mtodos

probabilsticos y determinsticos, determinndose los niveles mximos de

solicitacin ssmica al que estar sometida el rea de estudio que

contempla el proyecto en base a diferentes modelos de atenuacin

ssmica. Para el clculo del anlisis probabilstico se han establecido

fuentes sismognicas para sismos continentales y de subduccin, las

cuales estn basadas en el trabajo de tesis de investigacin de Gamarra yAguilar (2009). La definicin de las fuentes sismognicas se realiz en

base a la distribucin espacial de la actividad ssmica, las caractersticas

geotectnicas y los datos de mecanismos focales de los eventos ssmicos

ms importantes ocurridos en el Per, cada fuente sismognica asocia un

comportamiento ssmico espacial y temporalmente homogneo. Las

fuentes sismognicas han sido clasificadas de acuerdo a los siguientes

tipos: Fuentes de subduccin de interfase e intraplaca, y fuentes

continentales. Las fuentes de subduccin de interfase e intraplaca,

modelan la interaccin de la placa Sudamericana y de Nazca, simulando el

ngulo de subduccin de esta ltima, es decir, no se considera una

profundidad promedio constante para toda una fuente, sino que vara en

funcin a forma en que subduce la placa de Nazca bajo la placa

Sudamericana.

Definidas las fuentes sismognicas, se efectu la depuracin del catlogo

ssmico compilado actualizado hasta setiembre del 2009, a fin de eliminar

las rplicas y premonitores de los eventos principales, utilizando para ello el


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algoritmo propuesto en el GSHAP para eventos dependientes, que

considera la magnitud, la distancia y el tiempo respecto a un evento

principal. Los eventos del catlogo depurado fueron ploteados y asociados

espacialmente a cada fuente sismognica para determinar los parmetrossismolgicos de cada una de ellas, empleando anlisis estadsticos

utilizando el mtodo de mnimos cuadrados.

Las geometras de estas fuentes sismognicas son presentadas en los

Mapas M-02 y M-03.

2. CARCTERSTICAS GEOMORFOLGICAS DE LA REGIN

En el presente acpite se describe la zonificacin morfolgica de la reginen estudio, la cual est basada en la zonificacin propuesta por Tavera yBuforn (1998). La morfologa regional se puede agrupar en las siguientestres grandes zonas:

Zona I: Costanera

Zona II: La Cordillera Occidental, el Altiplano y la Cordillera Oriental.

Zona III: Subandina

Esta clasificacin simplifica las caractersticas de topografa, geologa,geomorfologa, clima y de mecnica de rocas predominantes en la reginque tienen influencia en la respuesta ssmica del terreno de cimentacin yen el comportamiento dinmico de las estructuras proyectadas. Ladescripcin de la zona que tiene influencia en el rea de estudio es:

2.1.1 Zona I

Est conformada por la Franja Costera, consistente en una delgada franjade terreno limitada por el Oeste con el litoral y por el Este con el BatolitoCostanero. Se extiende de Norte a Sur con un ancho de 40 km a 50 km yest formado en su mayora por el basamento fuertemente plegado queest sujeto a deformaciones desde el Precmbrico.

En esta zona las laderas de los cerros son suaves y la mayor parte delsuelo y subsuelo son sedimentos cuaternarios de limos, arenas y arcillasque cubren formaciones rocosas principalmente volcnicas, as como

extensas terrazas formadas por gravas, gravas arenosas sueltas ysaturadas. En este tipo de terreno y especialmente en los lechos de los ros


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se puede presentar el fenmeno de licuacin tanto en arenas como engravas, (Martnez, A., 1996). La condicin de aridez de la costa esfavorable, sin embargo, en algunas zonas puede existir la influencia de lamigracin de arenas elicas y en pocas de lluvias extraordinarias comolas generadas por el Fenmeno del Nio en el ao 1998, se puedengenerar asentamientos con deformaciones superficiales importantes. ElProyecto materia del presente estudio se ubica en esta Franja Costera.

3. NEOTECTNICA DE LAS PRINCIPALES FUENTES SISMOGNICAS DELA REGON EN ESTUDIO

3.1.1 Emplazamiento Tectnico Regional

El Per est comprendido entre una de las regiones de ms alta actividad

ssmica que hay en la Tierra, formando parte del Cinturn Circumpacfico.

El marco tectnico regional a mayor escala est gobernado por la

interaccin de las placas de Nazca y Sudamericana. Los principales rasgos

tectnicos de la regin occidental de Sudamrica, como son la Cordillera

de los Andes y la fosa ocenica Per-Chile, estn relacionados con la alta

actividad ssmica y otros fenmenos telricos de la regin, como una

consecuencia de la interaccin de dos placas convergentes cuya resultante

ms notoria precisamente es el proceso orognico contemporneoconstituido por los Andes.

La teora que postula esta relacin es la Tectnica de Placas o Tectnica

Global (Isacks et al, 1968). La idea bsica de la teora de la Tectnica de

Placas es que la envoltura ms superficial de la tierra slida, llamada

Litsfera (100 Km), est dividida en varias placas rgidas que crecen a lo

largo de estrechas cadenas meso-ocenicas casi lineales; dichas placas

son transportadas en otra envoltura menos rgida, la Astensfera, y soncomprimidas o destrudas en los lmites compresionales de interaccin,

donde la corteza terrestre es comprimida en cadenas montaosas o donde

existen fosas marinas (Berrocal et al, 1975).

El mecanismo bsico que causa el movimiento de las placas no se conoce,

pero se afirma que es debido a corrientes de conveccin o movimientos del

manto plstico y caliente de la tierra y tambin a los efectos gravitacionales

y de rotacin de la tierra.


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Los lmites o bordes de las placas raramente coinciden con las mrgenes

continentales, pudiendo ser de tres tipos:

1) Segn cordilleras axiales, donde las placas divergen una de otra y en

donde se genera un nuevo suelo ocenico.

2) Segn fallas de transformacin a lo largo de las cuales las placas se

deslizan una respecto a la otra.

3) Segn zonas de subduccin, en donde las placas convergen y una de

ellas se sumerge bajo el borde delantero de la suprayacente.

Se ha observado que la mayor parte de la actividad tectnica en el mundo se

concentra a lo largo de los bordes de estas placas. El frotamiento mutuo de

estas placas es lo que produce los terremotos, por lo que la localizacin destos delimitar los bordes de las mismas.

La margen continental occidental de Sudamrica, donde la Placa Ocenica

de Nazca est siendo subducida por debajo de la Placa Continental

Sudamericana, es uno de los mayores bordes de placa en la tierra.

La Placa Sudamericana crece de la cadena meso-ocenica del Atlntico,

avanzando hacia el noroeste con una velocidad de 2 a 3 cm por ao y se

encuentra con la Placa de Nazca en su extremo occidental, constituido porla costa Sudamericana del Pacfico. Por otro lado, la Placa de Nazca crece

de la cadena meso-ocenica del Pacfico Oriental y avanza hacia el Este

con una velocidad de aproximadamente 5 a 10 cm por ao, subyaciendo

debajo de la Placa Sudamericana con una velocidad de convergencia de 7

a 12 cm por ao (Berrocal et al, 1975).

Como resultado del encuentro de la Placa Sudamericana y la Placa de

Nazca y la subduccin de esta ltima, han sido formadas la Cadena Andina

y la Fosa Per-Chile en diferentes etapas evolutivas. El continuo

interaccionar de estas dos placas da origen a la mayor proporcin de

actividad ssmica de la regin occidental de nuestro continente. La Placa de

Nazca se sumerge por debajo de la frontera Per-Brasil y noroeste de

Argentina, lo cual es confirmado por la distribucin espacial de los

hipocentros, an cuando existe cierta controversia debido a la ausencia de

actividad ssmica entre los 300 y 500 Km de profundidad (Berrocal et al,

1975).


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Algunos trabajos de sismotectnica en Sudamrica han sealado ciertas

discontinuidades de carcter regional, que dividen el panorama tectnico

de esta regin en varias provincias tectnicas. Dichas provincias estn

separadas por discontinuidades laterales (Berrocal, 1974) o por "zonas detransicin" sismotectnicas (Deza y Carbonell, 1978), todas ellas normales

a la zona de subduccin o formando un ngulo grande con sta. Estas

provincias tectnicas tienen caractersticas especficas que influyen en la

actividad ssmica que ocurre en cada una de ellas.

3.1.2 Zonificacin Tectnica

En el Per la deformacin cuaternaria de la corteza es generada por la

subduccin de la placa de Nazca bajo la placa Sudamericana, cuyosefectos se concentran en el proceso de orognesis de los Andes. Los

Andes Peruanos se ubican en la zona central de la Cordillera de los Andes,

que se extiende desde el Golfo de Guayaquil (4 S) hasta el Golfo de

Penas en Chile (4630! S). En los Andes Peruanos se pueden distinguir dos

zonas en funcin a la geometra de la subduccin, los cuales son

conocidos como Sector Norte y Sector Central. Durante el Mesozoico

temprano, el Sector Norte (4 S a 14 S), fue dominado por un tectonismo

extensional y la subduccin, subsecuentemente, la migracin de la

deformacin hacia el Este elev los Andes Peruanos como resultado de un

proceso de subduccin plano y poco profundo. El resultado del

engrosamiento de la corteza dio origen a la Cordillera Blanca donde se

presentan un nmero significativo de fallas normales activas, as como

tambin a una importante actividad ssmica superficial que caracteriza a la

Cordillera Oriental y a la zona Subandina, donde la deformacin es

dominada por fallas relacionadas a las estructuras de plegamientos. Un

comportamiento atpico es la falta de actividad volcnica en este sector

(Machar et al, 2003).

El sector central de los Andes (14-27 S) est asociado al proceso de

subduccin que en esta zona presenta un ngulo de 30 al arco volcnico

activo. Este sector es caracterizado por un cambio brusco en el ngulo de

subduccin con respecto al sector Norte, debido a la presencia de la Dorsal

de Nazca que subduce bajo la placa Sudamericana, as como a una zona

de transicin suave hacia otro sector de subduccin plana y poco profunda

en la regin sur de este sector, localizado al norte de Argentina (Machar etal, 2003).


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Dentro de los procesos orognicos que se desarrollan en el continente

debido a la colisin de la placa de Nazca con la placa Continental

Sudamericana, se encuentran los siguientes (Pomachagua, O., 2000):

La Fosa Marina. La fosa marina indica de Norte a Sur y paralelo al litoral

costero, el lmite de contacto entre la placa ocenica y la placa continental.

Este lmite tiene la forma de una fosa de gran extensin, la misma que

alcanza profundidades de hasta 8000 m. Esta fosa est formada por

sedimentos que han sido depositados sobre rocas pre-existentes.

La Cordillera Andina. La Cordillera Andina se ha formado como producto

del proceso de compresin entre la Placa de Nazca y la Placa

Sudamericana en diferentes procesos orognicos. Esta cordillera estconformada en general por rocas gneas plutnicas que afloraron a la

superficie terrestre por procesos tectnicos. La Cordillera Andina se

distribuye en el Per de Norte a Sur, alcanzando un ancho de 50 Km

aproximadamente en las regiones Norte y Centro, y hasta de 300 Km en la

regin Sur. As mismo, la Cordillera Andina se orienta en promedio en

direccin NW-SE, aunque a la altura de la latitud 13 S sta se orienta en

direccin E-W, a lo largo de la deflexin de Abancay.

Los Sistemas de Fallas. Los diferentes sistemas de fallas que sedistribuyen en la zona continental se han formado como un efecto

secundario de la colisin de la placa ocenica con la placa continental.

Este proceso gener la presencia de plegamientos y fracturas en la corteza

terrestre. Los sistemas de fallas mayormente se localizan en el altiplano y

en la regin subandina de Norte a Sur, as como tambin en los pies de las

cordilleras o nevados y entre los lmites de la Cordillera Occidental y la

zona costera.

La Cadena Volcnica. La formacin de la cadena volcnica se debe a la

colisin entre los mrgenes de las placas de Nazca y Sudamericana. En el

Per la cadena volcnica se localiza en la regin Sur de la Cordillera

Occidental, con conos volcnicos activos como los de Ampato, Coropuna,

Paucarani, Misti, Ubinas, Sarasara, etc. En la regin Norte y Centro de

Per hay un ausentismo de volcanes debido a que el proceso de

subduccin en estas regiones tiende a ser casi horizontal.


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Dorsal de Nazca. Esta cadena montaosa o cordillera se localiza en el

Ocano Pacfico entre las latitudes 15 S y 19 S. La estructura de la

Dorsal de Nazca es producto de un proceso de distensin de la corteza

ocenica y se estima que su formacin tiene una edad de 5 a 10 millonesde aos. Esta dorsal tiene una influencia decisiva en la constitucin

tectnica de la parte occidental del continente, donde se nota un marcado

cambio en la continuidad de otros rasgos tectnicos. En la parte ocenica,

la Dorsal de Nazca divide la Fosa Ocenica en la Fosa de Lima y la Fosa

de Arica.

3.1.3 Sistemas de Fallas en la Regin Central del Per

Los sistemas de fallas, cuyo origen se debe a una distribucin heterogneade esfuerzos tensionales y compresionales, son la principal fuente de

actividad ssmica superficial en el territorio peruano. En la regin centro-

sur del Per, que es materia de este estudio, se pueden reconocer los

siguientes sistemas de fallas, ya sea por su manifestacin en la superficie o

por la distribucin de sismos sobre su plano de falla (Pomachagua, O.,

2000; Bernal, I., 2000)

Fallas Cayesh (PE 07): Esta falla se ubica al Noreste de la ciudad de

Tarma cerca de la localidad de Cayesh, y se orienta en la direccin N160E.La falla Cayesh es aparentemente del tipo normal con 10 km de longitud

aproximado.

Fallas Huaytapallana (PE 08): Esta falla se encuentra ubicada al pie de

la cordillera del mismo nombre. Dicha cordillera constituye el segmento de

la Cordillera Oriental que domina la cuenca de Huancayo. El rumbo

general de la falla es NW-SE, con un buzamiento de 65hacia el NE. Esta

falla se ha reactivado en el sismo de 1969, originando un movimiento deltipo Siniestral-Inverso. El desplazamiento vertical alcanza hasta 2 m en la

parte Norte de la falla. Su longitud es de 25 Km y est compuesta por dos

tramos visibles en superficie de 4.5 y 9.5 Km de longitud respectivamente.

Falla San Lorenzo:Segn el estudio Sebrier et al (1982), existe una falla a

pocos kilmetros frente a la ciudad de Lima conocida como falla San

Lorenzo, que pertenece al Cuaternario y ha sido deducida de la diferencia

de comportamientos verticales entre el continente y la isla San Lorenzo,

que ha levantado el bloque Oeste. Es decir, la costa del Per central ha


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estado sometida a un rgimen de hundimiento durante todo el Cuaternario.

De la comparacin de las alturas a que se hallan los niveles holocenos, tal

falla habra actuado como mximo en el Pleistoceno Superior y por lo tanto

no tiene las caractersticas de una falla activa pese a ser reciente. El perfilbatimtrico entre el Callao y San Lorenzo muestra una depresin

denominada El Boquern. Es posible que este rasgo seale la traza de la

mencionada falla, cuya longitud se podra estimar en 30 km.

El Mapa M-06 muestran las caractersticas neotectnicas de la regin en

estudio. Cabe mencionar que la delimitacin de estas estructuras geolgicas

es de carcter regional, por lo que muchas de las fallas representadas en

estos mapas corresponden a los alineamientos principales de los sistemas de

fallas identificadas e inferidas en los estudios de neotectnica disponibles.

4. SISMOTECTNICA REGIONAL

Para visualizar la actividad ssmica de la regin en estudio y su correlacin

con la tectnica regional, se han elaborado los Mapas M-04 de Densidad

Ssmica, M-05 de Sismotectnica Regional y en el Mapa M-06 de

Neotectnica Regional, en ellos se muestran los rasgos neotectnicos

indicados por Sebrier et al (1982) para el Per, as como los hipocentros delCatlogo Ssmico del Instituto Geofsico del Per (IGP) revisado y depurado

para el periodo 1901-2001, complementado con el catlogo del National

Earthquake Information Center (NEIC) y del Instituto Geofsico del Per (IGP)

para el periodo 2001-2009, con representacin de la localizacin, magnitud y

profundidad focal de los sismos.

El importante ndice de actividad ssmica observado en la zona costera y la

existencia de la fosa Per-Chile, indican claramente la presencia de una

zona de subduccin, donde la Placa de Nazca se introduce bajo la PlacaSudamericana generando sismos de elevadas magnitudes con relativa

frecuencia. Estudios de la sismicidad de la regin sur del Per (Deza, 1969)

indican la existencia de una !zona de transicin" situada entre los 13 S y

15 S, en la cual la Placa de Nazca soportara una contorsin sobre una

ancho de 200 Km aproximadamente; la misma que coincide con la

Deflexin de Abancay. Esta contorsin explicara la diferencia entre la

distribucin hipocentral de los sismos de subduccin en las regiones central

y sur del Per.


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Todos los sismos en la porcin ocenica corresponden a la zona de

subduccin, mientras que en la porcin continental se incluyen los sismos de

la zona de Benioff, con profundidades focales mayores de 70 Km y los

sismos continentales que son superficiales.

En el Mapa M-04 se aprecia que en la porcin ocenica existe una alta

densidad ssmica superficial (sismos con profundidad focal menores a 70

Km.) concentrados casi exclusivamente entre la fosa marina y la lnea de la

costa. En la porcin continental se aprecia una alta densidad ssmica

superficial debido a la actividad ssmica con mecanismos focales del tipo

cortical y una alta actividad ssmica profunda, que corresponden a sismos de

subduccin del tipo intraplaca, debido a que en esta zona los sismos

presentan focos a profundidades mayores a 70 km. Todos los sismos en laporcin ocenica corresponden a la zona de subduccin, mientras que en la

porcin continental se incluyen los sismos de la zona de Benioff, con

profundidades focales mayores de 70 Km., y los sismos continentales que

son superficiales.

Segn el Mapa M-06, en el cual se han compilado la informacin de las

Fallas Cuaternarias y Plegamientos del Per, desarrollado por Machar et al,

(2003) en el marco del Proyecto Internacional de la Litsfera para el estudio

de las Principales Fallas Activas en el Mundo, en la zona del proyecto existenlineamientos importantes de sistemas de fallas geolgicas. Sin embargo,

muchas de estas fallas an no han sido lo suficientemente estudiadas, no

existiendo evidencias de que hayan sido fuentes de actividad ssmica

reciente. De las fallas ms cercanas a la regin de estudio, se han

identificado los sistemas de fallas Cayesh, falla Huaytapallana y falla San

Lorenzo, que son las ms cercanas a los puntos evaluados en el presente

estudio.

El Mapa M-07 muestra un perfil transversal perpendicular a la costa que pasa

por entre los puntos evaluados en el presente estudio. En este perfil

claramente se observa la zona de contacto de estas placas tectnicas, as

como una importante actividad ssmica superficial en la zona de

subduccin. Se aprecia que en la zona del proyecto existe una alta

concentracin de movimientos ssmicos superficiales, as mismo los sismos

generados en la zona de subduccin de interfase se encuentran a distancias

mayores a 60 km del rea de estudio, y los sismos generados en la zona de

subduccin de intraplaca se encuentran a una distancia mnima de 160 km.


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El buzamiento de la placa de Nazca en el corte realizado, que es

perpendicular a la costa peruana y que pasa por la zona de estudio, forma

un ngulo inicial de 30 entre la fosa y la lnea de costa hasta

profundidades de 150 km, luego del cual ocurre una nivelacin de lapendiente de la zona de contacto de las placas y subduce horizontalmente.

4.1.1 Sismicidad del rea de Influencia

Para la identificacin de las fuentes sismognicas y la caracterizacin de suactividad, la evaluacin del peligro ssmico, adems de los estudiosgeolgicos y tectnicos, requiere de una informacin detallada de lasismicidad del rea de influencia. Esta informacin, que es obtenida decatlogos de sismos histricos e instrumentales, permite delimitar en formams precisa la ubicacin de las fuentes sismognicas y la estimacin de lafrecuencia de ocurrencia de sismos en los ltimos cientos de aos.

4.1.2 Historia ssmica de la regin en estudio

Silgado (1969, 1973, 1978 y 1992), hace una recopilacin de datos sobre losprincipales eventos ssmicos ocurridos en el Per desde el ao 1513. Estetrabajo constituye una fuente de informacin bsica para el conocimiento delas intensidades ssmicas de los sismos histricos. Segn esta informacin,

los mayores terremotos registrados en la costa central del Per son los de1586, 1687 y el de 1746, este ltimo destruy completamente la ciudad deLima y gener un maremoto con olas de 15 a 20 m de altitud. As mismo, sereporta que durante el perodo de 1513 a 1959, Lima fue destruidasucesivamente por un total de 15 terremotos (Silgado, 1978)

Alva Hurtado et al (1984), basndose en esta fuente han elaborado un mapade Distribucin de Mximas Intensidades Ssmicas Observadas en el Per.La confeccin de dicho mapa se ha basado en treinta isosistas de sismos

peruanos y datos de intensidades puntuales de sismos histricos y sismosrecientes. Las intensidades mximas registradas en la zona costa central,donde se localiza el rea de estudio, alcanzan valores de hasta IX en laescala MMI.

En el Anexo A-1 se presenta una descripcin resumida de los sismos quehan ocurrido en el rea de influencia. Este anexo est basadofundamentalmente en el trabajo de Silgado y en el Proyecto SISRA(Sismicidad de la Regin Andina), patrocinado por el Centro Regional de

Sismologa para Amrica del Sur (CERESIS). As mismo, se incluye la


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descripcin de los sismos recientes ocurridos en la regin en estudio y que seconsideran significativos para los fines de este estudio.

Del anlisis de la informacin existente se deduce que en la zona andina,

para el rea de influencia del proyecto, existe poca informacin histrica. Lamayor cantidad de informacin est referida a sismos ocurridosprincipalmente a lo largo de la costa centro y sur, debido probablemente aque en esta regin se establecieron las ciudades ms importantes despusdel siglo XVI. Se debe indicar que dicha actividad ssmica, tal como sereporta, no es totalmente representativa, ya que pueden haber ocurridosismos importantes en regiones remotas, que no fueron reportados.

Los sismos ms importantes que afectaron la regin y cuya historia se

conoce son:

El sismo del 9 de Julio de 1586, con intensidades de IX MMI en Lima y VIMMI en Ica.

El sismo del 13 de Noviembre de 1655, con intensidades de IX MMI en elCallao y VIII MMI en Lima.

El sismo del 12 de Mayo de 1664, con intensidades de X MMI en Ica, VIIIMMI en Pisco y IV MMI en Lima.

El sismo del 20 de Octubre de 1687, con intensidades de IX MMI enCaete, VIII MMI en Ica y VII MMI en Lima.

El sismo del 10 de Febrero de 1716, con intensidades de IX MMI enPisco y V MMI en Lima.

Sismo del 28 de Octubre de 1746 a las 22:30 horas: Destruccin de casila totalidad de casas y edificios en Lima y Callao. Intensidad de X (MMI)en Chancay y Huaral, IX!X (MMI) en Lima, Barranca y Pativilca.

El sismo del 30 de Marzo de 1828, con intensidad de VII MMI en Lima.

El sismo del 04de Marzo de 1904, con intensidad de VII - VIII MMI en

Lima.

Sismo del 24 de Mayo de 1940 a las 11:35 horas: Intensidad de VIII

(MMI) en Lima, VI (MMI) en el Callejn de Huaylas, V (MMI) en Trujillo.

El sismo del 17 de Octubre de 1966, con intensidad VII MMI en Lima.


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El sismo del 03 de Octubre de 1974, con intensidad de VIII MMI en Limay VII MMI en Caete.

El sismo del 18 de Abril de 1993, con intensidad de VI MMI en Lima y V

MMI en Caete y Chimbote.

El sismo del 23 de Junio de 2001, este evento fue sentido en el centro ysur del Per, y norte de Chile. Tuvo una magnitud de 8.4 Mw. Lasintensidades mximas fueron de VII y VIII (MM) sobre un rea queincluye las localidades de Ocoa, Caman, Mollendo, Chala, Caravel,Arequipa, Moquegua y Tacna. Este terremoto dio origen a un tsunamique afect la localidad de Caman con olas de 4 a 7 metros de altura,llegando a ingresar a ms de un kilmetro de distancia tierra adentro,

causando muerte y destruccin. Un registro del movimiento ssmicoobtenido en la Estacin Vizcarra (MOQ 1) de la Red Acelerogrfica delCISMID, localizada a 90 Km del litoral y a 60 Km del plano de ruptura,alcanz valores pico de aceleracin de 0.3g en la componente EW y 0.22g en la componente NS.

El 15 de Agosto del 2007 ocurri un sismo con origen en la zona deconvergencia de las placas, el cual fue denominado como !el sismo dePisco" debido a que su epicentro fue ubicado a 60 km al Oeste de la

ciudad de Pisco. Este sismo tuvo una magnitud de momento ssmicoMw=7.9 de acuerdo al Instituto Geofsico del Per y de 8.0 segn el

Nacional Earthquake Center (NEIC). El sismo produjo daos importantes

en un gran nmero de viviendas de la cuidad de Pisco (aproximadamente

el 80%) y menor en las localidades aledaas, llegndose a evaluar una

intensidad del orden de VII en la escala de Mercalli Modificada (MM) en

las localidades de Pisco, Chincha y Caete, V y VI en la cuidad de Lima.

VI en las localidades de Yauyos (Lima), Huaytar (Huancavelica), IV en

las ciudades de Huaraz y localidades de Canta, Puquio, Chala. Este

sismo produjo un tsunami que se origin frente a las localidades ubicadasal sur de la pennsula de Paracas, y una licuacin generalizada en un

rea de ms de 3Km de longitud por 1.0 Km de ancho en las zonas de

Canchaman y Tambo de Mora en Chincha.

En el Anexo A-2 se presentan los Mapas de Isosistas disponibles, los cuales

corresponden a los siguientes sismos ocurridos en el rea en estudio: 9 de

Julio de 1586, 20 de Octubre de 1687, 28 de Octubre de 1746, 06 de Enero

1725, 28 de Octubre de 1746, 24 de Mayo de 1940, 28 de Mayo de 1948, 17

de Octubre de 1966, 31 de Mayo de 1970, 3 de Octubre de 1974, 18 de Abril

de 1993, 23 de Junio de 2001 y 15 de Agosto del 2007.


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Se concluye que, de acuerdo a la historia ssmica del rea de estudio, en losltimos 400 aos han ocurrido sismos con intensidades de hasta IX.

4.1.3 Sismicidad instrumental en el rea de influencia

La calidad de la informacin ssmica instrumental en el Per mejoraostensiblemente a partir del ao 1963 con la instalacin de la redsismogrfica mundial. En consecuencia, la informacin consignada en loscatlogos ssmicos se agrupa en los siguientes tres perodos de obtencin dedatos sismolgicos:

1) Antes de 1900: datos histricos descriptivos de sismos destructores.

2) 1900 ! 1963: datos instrumentales aproximados.

3) 1963 ! Actualidad: datos instrumentales precisos.

La informacin sismolgica utilizada en el presente estudio ha sido obtenida

del Catlogo Ssmico revisado y actualizado por el Instituto Geofsico del

Per (IGP), el cual es una versin revisada del Catlogo Ssmico del

Proyecto SISRA - 1982 (Sismicidad de la Regin Andina) para el periodo

1471 ! 1982, y elaborado por el propio IGP para el periodo 1982 ! 2001. Esta

informacin ha sido complementada hasta setiembre del 2009 utilizando la

informacin del Catlogo Ssmico del National Earthquake Information Center(NEIC) y del Instituto Geofsico del Per (IGP) para lo cual se ha uniformizado

las magnitudes utilizadas.

El Mapa M-05 presenta la distribucin de epicentros en el rea de influencia

del Proyecto. Este mapa presenta la ubicacin de los sismos ocurridos entre

los aos 1901 y 2009, con magnitudes Mw mayores o iguales que 3.0. En

este Mapa se ubican los sismos con diferentes profundidades focales, tales

como sismos superficiales (0-70 km) y sismos intermedios (71-300 km). En el

Mapa M-07 se presenta un perfil transversal perpendicular a la costa, donde

se observa que la sismicidad con foco superficial se localiza principalmente

en la zona ocenica en direccin paralela a la lnea de costa, donde se

producen sismos de magnitud moderada con relativa frecuencia. Otro grupo

importante de sismos con foco superficial son los producidos por la

subsidencia del Escudo Brasileo bajo la Cordillera Andina, estando la mayor

parte de estos sismos localizados en la zona de transicin entre la Cordillera

Oriental y el margen occidental de la zona Subandina (entre 3 S y 13 S). En

la zona altoandina se han registrado sismos superficiales e intermedios en


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menor cantidad y ms dispersos. Estos sismos presentan magnitudes

moderadas y son menos frecuentes, y estaran relacionados a posibles fallas

existentes.

Los sismos con foco a profundidad intermedia (70 km - 300 km) sedistribuyen de manera irregular por debajo del continente, formando unplano con un ngulo de buzamiento promedio de 30 en la regin sur, dondese aprecia la subduccin de la placa de Nazca, ya que hacia el continente laprofundidad focal de los sismos aumenta.

La actividad ssmica con foco profundo (300 km - 700 km) se localiza en laregin centro y sur de la Llanura Amaznica; siendo esta sismicidad mayoren la regin central (borde Per-Brasil) y menos numerosa y ms dispersa

en la regin sur (borde Per-Bolivia).

5. ANLISIS SSMICO PROBABILSTICO

5.1.1 Introduccin

El peligro ssmico es una medida de la probabilidad que el sismo ms fuerteque puede ocurrir en una zona, en un cierto nmero de aos, exceda (o noexceda) un determinado nivel de intensidad ssmica (intensidad, aceleracin,

velocidad, etc).

Cornell (1968) propuso una metodologa para realizar el anlisis de peligrossmico probabilsticamente. Esta metodologa fue sistematizada por McGuire (1974) en su programa de cmputo RISK, el cual es ampliamenteusado en la actualidad, convirtindose en una herramienta bsica para esteanlisis, dado que nicamente determina los niveles de demanda ssmicapara la aceleracin mxima en la base del terreno.

En el presente estudio se han empleado leyes de atenuacin para cuantificarla aceleracin horizontal mxima del suelo en la base, como leyes deatenuacin que permiten estimar los niveles de demanda ssmica paradiferentes periodos de vibracin del suelo publicados en la literatura tcnica,denominados leyes de atenuacin para ordenadas espectrales. Dada estatendencia mundial, se ha empleado en este estudio relaciones de atenuacinde ordenadas espectrales para aceleraciones, que distingue sismos desubduccin de interfase e intraplaca. Se ha empleado los modelos deatenuacin de Youngs et al. (1997) y la ley de atenuacin CISMID obtenida

mediante el procesamiento estadstico bayesiano de registros demovimientos fuertes de suelo de sismos registrados dentro del territorio


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peruano y captados por la Red Acelerogrfica del CISMID. Esta investigacinfue realizada por Chvez, J. (2006). As mismo, se ha empleado el modelo deatenuacin para aceleraciones espectrales propuestas por Sadigh, et al, 1997para sismos continentales.

5.1.2 Fundamentos del Anlisis del Peligro Ssmico

Como se ha indicado anteriormente, el anlisis de peligro ssmicoprobabilstico consiste en la evaluacin de la probabilidad que en un lugardeterminado ocurra un movimiento ssmico de una intensidad igual o mayorque un cierto valor fijado. En general, se hace extensivo el trmino intensidada cualquier otra caracterstica de un sismo, tal como su magnitud, laaceleracin mxima, el valor espectral de la velocidad, el valor espectral del

desplazamiento del suelo, el valor medio de la intensidad Mercalli Modificadau otro parmetro de inters para el diseo ingenieril.

La prediccin de eventos futuros puede ser realizada por medio de modelosestadsticos, en base a datos pasados. Actualmente el modelo ms usado esel de Poisson, aunque algunos investigadores vienen utilizando el modelo deMarkov. El modelo de Markov difiere del modelo de Poisson en que lasocurrencias de eventos nuevos dependen de eventos anteriores, mientrasque en el modelo de Poisson, estas ocurrencias son independientes de los

eventos pasados.

Los resultados obtenidos por medio de estos modelos revelan algunasdiferencias. El modelo de Markov, mejor ajustado a la teora del reboteelstico, tiene ciertas desventajas debido a la dificultad en establecer lascondiciones iniciales, requiriendo un tratamiento ms numrico. El modelode Poisson, por otro lado, no siempre est de acuerdo con los datosexperimentales para magnitudes ssmicas pequeas, porque ignora latendencia de los sismos a agruparse en espacio y tiempo. Sin embargo, el

modelo de Poisson ha dado resultados adecuados en muchas situaciones.El modelo de Poisson asume que los eventos ssmicos son espacial ytemporalmente independientes y que la probabilidad de que dos eventosssmicos ocurran en el mismo sitio y en el mismo instante es cero. Estassuposiciones, por lo general, no se ajustan a la ocurrencia de eventos de bajamagnitud, sin embargo representan adecuadamente la ocurrencia de losmovimientos grandes, que son los de mayor inters para fines ingenieriles.Por esta razn, el modelo de Poisson es ampliamente utilizado paraevaluar el peligro ssmico probabilsticamente.


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En su forma ms general, la Ley de Poisson es expresada de la siguientemanera:

!n

)t(e=(t)Pn

nt-

n

donde:

Pn(t) es la probabilidad de que hayan eventos en un perodo de tiempo t;n es el nmero de eventos; y

es la razn de ocurrencia por unidad de tiempo.

La ocurrencia de un evento ssmico es de carcter aleatorio y la Teora de las

Probabilidades es aplicable en el anlisis de la posibilidad de su ocurrencia.Aplicando esta teora se puede demostrar que si la ocurrencia de un evento Adepende de la ocurrencia de otros eventos: E1, E2,....En, mutuamenteexcluyentes y colectivamente exhaustivos; entonces, de acuerdo al teoremade la probabilidad total, la probabilidad de ocurrencia de A est dada por lasiguiente expresin:

)E(P.)E(A/P=P(A) iii

Donde P (A/Ei) es la probabilidad condicional que A ocurra, dado que Eiocurra.

La intensidad generalizada (I) de un sismo en el lugar fijado puedeconsiderarse dependiente del tamao del sismo (la magnitud o intensidadepicentral) y de la distancia al lugar de inters. Si el tamao del sismo (S) ysu localizacin (R) son considerados como variables aleatorias continuas ydefinidas por sus funciones de densidad de probabilidad, fS(s) y fR(r)respectivamente, entonces el peligro ssmico definido por la probabilidad que

la intensidad I sea igual o mayor que una intensidad dada, ser: P(I i) y est

dada por:

drds(r)f(s)fr)][I/(s,P=i)(IP RS

Esta es la expresin que resume la teora desarrollada por Cornell en 1968,para analizar el peligro ssmico. La evaluacin de esta integral esefectuada por el programa de cmputo CRISIS 2007 desarrollado porOrdaz et al (1999) en el clculo del peligro ssmico.


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5.1.3 Evaluacin y Caracterizacin de las Fuentes Sismognicas

La determinacin de las fuentes sismognicas se ha basado en el mapa dedistribucin de epicentros, as como en las caractersticas tectnicas delrea de influencia. Como se ha mencionado anteriormente, la actividadssmica en el Per es el resultado de la interaccin de las Placas de Nazcay Sudamericana, as como del proceso de reajustes tectnicos del aparatoandino. Esto permite agrupar a las fuentes en continentales y desubduccin. Las fuentes de subduccin modelan la interaccin de lasPlacas Sudamericana y de Nazca. Las fuentes continentales o corticalesestn relacionadas con la actividad ssmica superficial andina. Ladeterminacin de estas fuentes se basa en conceptos regionales desismotectnica, pues el aporte de fuentes sismognicas locales es unproblema que contina abierto, ya que no existen metodologas exactaspara darle solucin. Un factor principal que imposibilita la evaluacin de lacontribucin de las fuentes locales, es que si bien es cierto que la traza y lageometra de las fuentes pueden ser conocidas, la falta de informacin desu actividad reciente no admite estudios de recurrencia y en consecuencia,tal actividad no puede incluirse en un modelo probabilstico. Otro factorpreponderante es que las ecuaciones de atenuacin conocidas soninaplicables para representar la atenuacin de las aceleraciones en elcampo realmente cercano, correspondiente a la distancia entre la fuentepuramente local y el sitio de inters. En consecuencia, el peligro queimplican las fuentes locales deber ser analizado en un estudio de detalle,que evale la posibilidad de ruptura superficial de alguna falla que podraafectar al proyecto.

La mayor parte de los sismos ocurridos en el rea considerada es productode la interaccin de las placas de Nazca y Sudamericana. La placa deNazca penetra debajo de la Sudamericana a ngulos variables y seprofundiza a medida que avanza hacia el continente. En el Per la

distribucin de los sismos en funcin a la profundidad de sus focos, hapermitido configurar la geometra del proceso de subduccin de la placaocenica bajo la continental. Una caracterstica importante de estageometra es que cambia su forma al pasar de una subduccin de tipohorizontal (regin norte y centro) a una de tipo normal (regin sur) a laaltura de la latitud 14S. Este cambio en el modo de la subduccin esdebido a que la placa ocenica soporta una contorsin (Deza, 1972;Grange et al, 1984; Rodrguez y Tavera, 1991; Cahill y Isacks, 1993;Tavera y Buform, 1998).


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En el presente estudio se han utilizado siete fuentes sismognicas desubduccin, en las cuales se han diferenciado los mecanismos de interfase(F3, F4 y F5) y de intraplaca superficial (F8, F9 y F10) e intermedias (F12,F13 y F14). As mismo se han utilizado seis fuentes ssmicas continentales(F15, F16, F17, F18, F19 y F20).

Las fuentes sismognicas de subduccin y continentales se presentan enlos Mapas M-02 y M-03 y sus coordenadas geogrficas se indican en lasTablas 1 y 2.


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Tabla 1: Coordenadas geogrficas de las Fuentes de Subduccin

FUENTE MECANISMO FOCAL

COORDENADAS GEOGRFICAS

Longitud(S)

Latitud(W)

Profundidad(km)

Fuente F3 Interfase

-81.050 -8.931 70.0-77.028 -14.811 60.0-75.998 -13.999 90.0-79.156 -7.834 100.0

Fuente F4 Interfase

-77.028 -14.811 35.0-75.684 -16.501 45.0-74.063 -17.768 55.0-72.914 -16.397 125.0-75.998 -13.999 95.0

Fuente F5 Interfase

-74.063 -17.768 30.0-72.914 -16.397 60.0-71.427 -17.553 60.0-69.641 -18.721 70.0-69.627 -22.000 70.0-71.586 -22.000 30.0-71.617 -19.680 30.0

Fuente F8 Intraplaca superficial

-79.156 -7.834 100.0-75.998 -13.999 90.0-74.996 -13.218 130.0-78.427 -7.363 125.0

Fuente F9 Intraplaca superficial-75.998 -13.999 90.0-72.914 -16.397 125.0-72.160 -15.453 155.0-74.996 -13.218 125.0

Fuente F10 Intraplaca superficial

-79.156 -7.834 80.0-78.427 -7.363 100.0-74.996 -13.218 115.0-75.998 -13.999 80.0

Fuente F12 Intraplaca intermedia

-78.427 -7.366 125.0-74.996 -13.218 130.0-73.973 -12.421 165.0-77.177 -6.557 150.0


-74.996 -13.218 125.0-72.160 -15.453 155.0-70.892 -13.863 155.0-73.577 -12.112 125.0


-77.177 -6.557 145.0-75.600 -5.539 145.0-74.400 -6.567 155.0-73.589 -8.086 195.0-73.914 -9.347 170.0-72.963 -11.633 145.0-73.973 -12.421 140.0


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Tabla 2: Coordenadas geogrficas de las Fuentes Continentales

FUENTE MECANISMO FOCAL

COORDENADAS GEOGRFICAS

Longitud(S) Latitud(W) Profundidad(km)

Fuente F15 Cortical

-79.156 -7.834 25.0-78.084 -7.213 40.0-76.340 -10.670 40.0-74.760 -13.130 40.0-75.998 -13.999 25.0

Fuente F16 Cortical

-75.998 -13.999 25.0-74.760 -13.130 50.0-70.176 -15.201 50.0-70.434 -15.947 50.0-69.134 -17.789 50.0-69.641 -18.721 25.0-71.427 -17.553 25.0

Fuente F17 Cortical

-78.100 0.748 25.0-76.872 0.373 40.0-77.410 -0.867 60.0-76.826 -4.705 60.0-79.100 -5.200 25.0-79.085 -0.370 25.0

Fuente F18 Cortical

-79.100 -5.200 35.0-75.100 -4.330 35.0-74.422 -7.976 50.0

-77.143 -9.079 50.0

Fuente F19 Cortical

-77.143 -9.079 35.0-74.422 -7.976 35.0-74.170 -9.330 35.0-72.480 -11.400 40.0-74.760 -13.130 40.0-76.340 -10.670 35.0

Fuente F20 Cortical

-74.760 -13.130 40.0-72.480 -11.400 40.0-69.400 -12.966 40.0-70.176 -15.201 40.0


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5.1.4 Estimacin de Parmetros de Sismicidad Local

Para este anlisis se ha utilizado el catlogo ssmico para el Per, que fuecompilado utilizando los catlogos del Instituto Geofsico del Per (IGP) ydel National Earthquake Information Center (NEIC) para el periodo de1963-2009 y magnitudes Mw 3.0. El catlogo ssmico fue analizadogrfica y estadsticamente considerando el tiempo, la profundidad y lamagnitud de los eventos ssmicos registrados en el rea de estudio.

Debido a la gran importancia de tener un parmetro uniforme y homogneopara comparar el tamao de los sismos en la evaluacin del peligrossmico, el catlogo compilado fue examinado minuciosamente,homogenizando las magnitudes a Magnitud Momento (MW) y eliminando

los eventos registrados con magnitud cero o sin magnitud.

Para convertir magnitudes de diferentes escalas a MW, las siguientesrelaciones fueron utilizadas:

Para eventos con magnitudes mb (ondas de cuerpo) reportadas, MSes calculado usando las expresiones dadas por el GSHAP (GlobalSeismic Hazard Assessment Program):

MS= 1.644 mb! 3.753 mb< 5.9

MS= 2.763 mb! 10.301 mb5.9

Para eventos con magnitudes MS (ondas superficiales) reportadas u

obtenidas, MW es calculado usando las expresiones dadas por el

ISC (International Seismological Center; Scordilis, 2006):

MW= 0.67 (0.005) MS+ 2.07 (0.03) 3.0 MS6.1

MW= 0.99 (0.02) MS+ 0.08 (0.13) 6.2 MS8.2

Definidas las fuentes sismognicas, se dividi el catalogo ssmico en

funcin al nmero de fuentes sismognicas, determinndose de esta

manera los eventos delimitados en cada fuente. Dado que el proceso de

Poisson postula la utilizacin de datos mutuamente independientes, se

procedi a eliminar los eventos ssmicos catalogados como rplicas. Para

ello se emple la metodologa propuesta en el proyecto piloto "Global

Seismic Hazard Assessmentt Project# (GSHAP), basado en la relacin de

Maeda (1996).


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En la Tabla 3 se presentan los parmetros de sismicidad local de lasfuentes sismognicas utilizados determinados mediante la estadstica demnimos cuadrados desarrollada.

Tabla 3 Parmetros de sismicidad local utilizados

FUENTEMw

Mmin Mmax BETA TASA

F3 4.8 8.4 1.273 6.980

F4 4.8 8.4 1.616 5.340

F5 4.8 8.1 2.012 6.590

F8 4.5 7.1 1.837 3.060

F9 4.8 8.3 1.732 2.550

F10 4.9 8.3 2.022 1.121F12 4.6 7.1 1.911 1.680

F13 4.6 7.5 2.079 2.150

F14 4.8 8.3 1.810 4.650

F 15 4.4 6.3 2.385 0.782

F 16 4.8 6.9 2.977 1.890

F 17 4.6 7.5 1.842 1.970

F 18 4.6 7.4 1.881 2.220

F 19 4.8 7.2 2.450 2.589

F 20 4.3 6.9 2.010 1.409

5.1.5 Atenuacin de las ondas ssmicas

Una vez determinada la tasa de actividad de cada una de las fuentesssmicas, es necesario evaluar los efectos que, en trminos de intensidadssmica, produce cada una de ellas en un sitio de inters. Para ello serequiere saber que intensidad se presentar en el lugar de inters, si en lai-sima fuente ocurriera un temblor con magnitud dada.

Las leyes de atenuacin pueden adoptar muy diversas formas, paraestimar el peligro ssmico se ha utilizado los modelos de atenuacin paraordenadas espectrales propuesta por Young et al (1997) y CISMID, quediferencian los mecanismos focales para sismos de subduccin deinterfase e intraplaca en la estimacin de la mxima aceleracin del suelo.As mismo, se ha utilizado el modelo de atenuacin ssmica propuesto porSadigh et al (1997) para sismos continentales.


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Youngs et al (1997)

Youngs et al. (1997), desarrollaron leyes de atenuacin para zonas desubduccin de sismos de Interfase e intraplaca, usando datos de sismos

registrados en Alaska, Chile, Cascadia, Japn, Mxico, Per (14 registros)y las islas Salomn, para distancias entre 10 y 500 km, teniendo en cuentalas caractersticas del sitio.

Youngs et al. (1997), definieron las caractersticas del sitio en tres grupos:roca, suelo duro poco profundo y suelo profundo, consideraron eventos enroca a todos aquellos con velocidad de ondas de corte cercanos a los 750m/s, eventos en suelo profundo aquellos con distancias a la roca mayores a20 m y con velocidades de corte entre 180 y 360 m/s, y eventos en suelo

poco profundo aquellos donde la profundidad del suelo es menor a 20 m.

Youngs et al. (1997) utiliz la magnitud de momento ssmico Mw (Hanks yKanamori, 1979) para la medida del evento. La localizacin epicentral,profundidad, magnitud y mecanismo focal fueron obtenidos depublicaciones especiales o del Harvard Centroid Moment tensor solutions.

Las relaciones de atenuacin propuestas por Youngs et al. (1997)

corresponden a un amortiguamiento de 5%. En este estudio se ha utilizado

las relaciones de atenuacin para ordenadas espectrales propuesta porYoungs et al. (1997) para roca y suelo.

La relacin de atenuacin para ordenadas espectrales propuesta por

Youngs en roca es:

ZtHerLnCMCCMSaLnM 3846.000607.0)*7818.1()10(414.12418.0)( 554.03

Sa

rup321

Con desviacin estndar de MCCSaLn *)( 54

Donde:Aceleracin espectral expresada en g.

Magnitud de momento ssmico Mw.

r

rup Distancia ms cercana al rea de ruptura en km.

H Profundidad focal en km.

Zt 0 para sismos de interfase, 1 para sismos de intraplaca.

La Tabla 4 presenta los coeficientes de la ley de atenuacin de aceleracinespectral en roca propuesta por Youngs et al. (1997)


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Tabla 4:Coeficientes de atenuacin de aceleraciones espectrales en roca

propuesta por Youngs et al. (1997).

Periodo (s) C1 C2 C3 C4 C5

0.000 0.000 0.0000 -2.552 1.45 -0.10.075 1.275 0.0000 -2.707 1.45 -0.1

0.100 1.188 -0.0011 -2.655 1.45 -0.1

0.200 0.722 -0.0027 -2.528 1.45 -0.1

0.300 0.246 -0.0036 -2.454 1.45 -0.1

0.400 -0.115 -0.0043 -2.401 1.45 -0.1

0.500 -0.400 -0.0048 -2.360 1.45 -0.1

0.750 -1.149 -0.0057 -2.286 1.45 -0.1

1.000 -1.736 -0.0064 -2.234 1.45 -0.1

1.500 -2.634 -0.0073 -2.160 1.50 -0.1

2.000 -3.328 -0.0080 -2.107 1.55 -0.1

3.000 -4.511 -0.0089 -2.033 1.65 -0.1

La relacin de atenuacin para ordenadas espectrales propuesta por

Youngs en suelo es:

ZtHeRLnCMCCMSaLn 3643.000648.0)*097.1()10(438.16687.0)( 321 M617.03

MCCSaLn *)(

Sa

Con desviacin estndar de

54

Donde:

Aceleracin espectral expresada en g.

Magnitud de momento ssmico Mw.

R

Distancia hipocentral o distancia ms cercana al rea de ruptura en

km.

H Profundidad focal en km.

Zt 0 para sismos de interfase, 1 para sismos de intraplaca.

Para valores de magnitud mayores a 8 tomar el valor de 8 para el clculo

de la desviacin estndar.

La Tabla 5 presenta los coeficientes de la ley de atenuacin de aceleracin

espectral en suelo propuesta por Youngs et al. (1997).


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- 25 -

Tabla 5: Coeficientes de atenuacin de aceleracin espectral en suelo

segn Youngs et al. (1997).


0.000 0.000 0.0000 -2.329 1.45 -0.10.075 2.400 -0.0019 -2.697 1.45 -0.1

0.100 2.516 -0.0019 -2.697 1.45 -0.1

0.200 1.549 -0.0019 -2.464 1.45 -0.1

0.300 0.793 -0.0020 -2.327 1.45 -0.1

0.400 0.144 -0.0020 -2.230 1.45 -0.1

0.500 -0.438 -0.0035 -2.140 1.45 -0.1

0.750 -1.704 -0.0048 -1.952 1.45 -0.1

1.000 -2.870 -0.0066 -1.785 1.45 -0.1

1.500 -5.101 -0.0114 -1.470 1.50 -0.1

2.000 -6.433 -0.0164 -1.290 1.55 -0.1

3.000 -6.672 -0.0221 -1.347 1.65 -0.1

4.000 -7.618 -0.0235 -1.272 1.65 -0.1

CISMID (2006)

La ley de atenuacin para ordenadas espectrales denominada ley de

atenuacin CISMID, fue determinado por Chvez, J. (2006), con la

finalidad de obtener el ttulo de Ingeniero Civil de la Universidad Nacional

de Ingeniera (UNI-FIC, Lima - Per).

En base a los trabajos realizados por Hanks y McGuire (1981), Joyner y

Boore (1984, 1988), Ordaz (1992), se plantean procedimientos que

permiten obtener leyes de atenuacin para aceleraciones espectrales,

considerando fuentes asociadas a mecanismos de subduccin en el Per,

tales como sismos de interfase e intraplaca, que correlacionan la

magnitud y la distancia de los eventos ssmicos con la respuesta de las

estructuras para diferentes periodos de vibracin.

Este procedimiento tiene como base modelos sismolgicos del espectro

radiado (modelo sismolgico omega cuadrado 2) y teora de vibraciones

aleatorias, que permite calcular de manera a priori, valores esperados de

coeficientes de acuerdo al funcional propuesto por Joyner y Boore (1988),

sin que intervengan datos de registros de movimientos del suelo.

Las leyes de atenuacin para aceleraciones espectrales en el Per, fue

calculada utilizando tcnicas de regresin lineal bayesiana, obtenindose

de esta manera valores esperados posteriores de coeficientes de acuerdo

al funcional propuesto Joyner y Boore (1988), considerando en esta

regresin datos de ambas componentes horizontales y de la media


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- 26 -

geomtrica de registros de movimientos fuertes del suelo obtenidos de la

Red Acelerogrfica del CISMID, dada que es la nica de libre acceso.

Este trabajo se repiti para diferentes magnitudes, distancias y periodos

de vibracin estructural considerando un sistema de un grado de libertad.Las relaciones de atenuacin para aceleraciones espectrales obtenidas

en esta investigacin, fueron comparadas con las leyes de atenuacin

propuestas por Youngs et al. (1997). Determinndose que los resultados

obtenidos con la ley de atenuacin CISMID, son estadsticamente

aceptables, con valores de desviacin estndar promedio de 0.70 para

sismos de interfase y de 0.65 para sismos de intraplaca.

Los registros de movimientos fuertes, mediante los cuales se han

estimado los coeficientes de atenuacin en funcin a cada periodo devibracin de un sistema de un grado de libertad, han sido obtenidas de

estaciones acelerogrficas ubicadas en suelos con caractersticas

similares. En la Tabla 6 se presenta la ubicacin de las estaciones

acelerogrficas y el tipo de material sobre el cual se encuentran ubicadas:

Tabla 6: Ubicaciones de los acelergrafos que componen la RedAcelerogrfica del CISMID

Estacin(Cdigo) Ubicacin Latitud (S) Longitud (W) Condiciones locales delsuelo

Jorge AlvaHurtado

(CSM)

Universidad Nacional deIngeniera (CISMID-UNI)

12.01327 77.05021Grava gruesa densa a

muy densa, pocoprofunda

UNSA (AQP1)Campus de la Universidad

Nacional San Agustn16.40431 71.52429 Depsito Aluvial

VIZCARRA(MOQ1)

Centro Recreativo CTAR 17.18676 70.92876Depsito Aluvial

(Grava Gruesa)

CHEN CHEN

MOQ2

Planta de tratamiento deaguas residuales, Chen

Chen ! Moquegua17.19550 70.92139

Material gravoso conmatriz arcillosa y limosa

alternadamente

BASADRE(TAC1)

Campus UniversidadNacional de Tacna

18.00594 70.24939Depsito potente de

grava aluvial

GIESECKE(TAC2)

Campus de la UniversidadPrivada de Tacna

18.00594 70.22609Depsito potente de

grava aluvial

El funcional adoptado para el clculo de ley de atenuacin espectral tiene

la siguiente forma:

RRMwMwTSa 542321 ln)6()6()(ln


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- 27 -

Donde:

Sa(T)= Aceleracin espectral en cm/s2, para el periodo T.

T = Periodo del sistema de un grado de libertad en s.

i(T) = Coeficientes a ser calculados mediante la tcnica de regresin

lineal bayesiana.

Mw = Magnitud de momento ssmico.

R = Distancia hipocentral o distancia ms cercana al rea de ruptura

en km.

La Tabla 7 presenta los coeficientes de la ley de atenuacin CISMID parasismos de interfase propuesta por Chvez (2006).

Tabla 7: Coeficientes de la relacin de atenuacin de aceleracinespectral para sismos de interfase del modelo CISMID segn Chvez(2006).


0.00 6.7814439 0.5578578 0.1044139 -0.5000 -0.0117413 0.66523570.08 7.9924557 0.4463652 0.0507857 -0.5000 -0.0164741 0.69980670.10 8.0084221 0.4805642 0.0359938 -0.5000 -0.0157912 0.69989160.20 7.3705910 0.7008022 0.0318582 -0.5000 -0.0100475 0.57782370.30 6.6510366 0.8136146 0.0812834 -0.5000 -0.0051242 0.62829850.40 6.3332640 0.9515028 0.1081448 -0.5000 -0.0060507 0.6181343

0.50 5.7184116 1.0381424 0.1022892 -0.5000 -0.0033348 0.66236300.75 5.0955449 1.1692772 0.1235535 -0.5000 -0.0031450 0.71628101.00 4.6797892 1.2132771 0.1052320 -0.5000 -0.0036158 0.76548991.50 3.7226034 1.2477770 0.1322469 -0.5000 -0.0017297 0.75648662.00 3.0191309 1.3198195 0.1414417 -0.5000 -0.0001764 0.75664462.50 2.6097888 1.3464053 0.1790180 -0.5000 -0.0009494 0.74122183.00 2.2922635 1.3162696 0.1852787 -0.5000 -0.0015075 0.73765573.50 2.0767864 1.3048524 0.1948841 -0.5000 -0.0021448 0.74596834.00 1.8752587 1.3016002 0.2056557 -0.5000 -0.0023472 0.7560530

La Tabla 8 presenta los coeficientes de la relacin de atenuacin CISMIDpara sismos de intraplaca propuesta por Chvez (2006)


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Tabla 8: Coeficientes de la relacin de atenuacin de aceleracinespectral para sismos de intraplaca del modelo CISMID segn Chvez(2006)Periodo (s) C1 C2 C3 C4 C5

0.00 6.1921002 1.1214874 0.1594004 -0.500 -0.0043844 0.69332730.08 7.1040537 1.1689245 0.0527213 -0.500 -0.0059014 0.68852820.10 7.0324502 1.2325458 0.0168901 -0.500 -0.0058402 0.68269970.20 6.9811181 1.2477798 0.0242939 -0.500 -0.0046835 0.62532750.30 6.7913004 1.1942854 0.0670082 -0.500 -0.0044904 0.68121460.40 6.5643803 1.4063429 0.0895646 -0.500 -0.0050487 0.66134430.50 6.0785283 1.4381454 0.0975832 -0.500 -0.0047614 0.67847710.75 5.4072501 1.5478531 0.1695561 -0.500 -0.0048802 0.70669091.00 4.7445851 1.4900455 0.1480031 -0.500 -0.0042746 0.69321881.50 4.1025437 1.5544918 0.1085313 -0.500 -0.0038625 0.62465402.00 3.8238004 1.7195826 0.1258326 -0.500 -0.0046946 0.60376912.50 3.4517735 1.7529711 0.1411512 -0.500 -0.0050478 0.60704603.00 3.1254443 1.7959596 0.1650987 -0.500 -0.0050698 0.6114162

3.50 2.6807833 1.7574442 0.2051032 -0.500 -0.0044484 0.62119274.00 2.4383069 1.7720738 0.2611782 -0.500 -0.0046478 0.6177970

Los coeficientes de la relacin de atenuacin CISMID han sido obtenidosde registros de movimientos fuertes registrados por la estacionesacelerogrficas indicadas en la Tabla 6, de esta tabla podemos observarque los registros ssmicos corresponden a un suelo gravoso.

En las Figuras 1 y 2 se muestra los espectros de respuesta del sismo del 3de octubre de 1974, ubicado frente a la costa de Lima, y los espectros de

respuesta del sismo del 23 de junio del 2003, ubicado frente a la costa deArequipa, comparados con los espectros de respuesta obtenidos utilizandolos coeficientes de la ley de atenuacin de CISMID.

De los resultados mostrados en las Figuras 1 y 2, podemos observar quela ley de atenuacin CISMID, propuesta por Chvez (2006), representaadecuadamente los sismos importantes con influencia dentro del territorioperuano para los tipos de suelos considerados en la Tabla 5.


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Figura 1: Espectros de respuesta del sismo de interfase del 03-10-74 (PRQ-IGP) versus el

espectro de respuesta calculado mediante el modelo de atenuacin CISMID

Figura 2: Espectros de respuesta del sismo de interfase del 23-06-2001 (MOQ1) versus el

espectro de respuesta calculado mediante el modelo de atenuacin CISMID.

Con la finalidad de clasificar la estacin acelerogrfica Jorge Alva Hurtado(CSM) en funcin a parmetros de velocidades de ondas de corte Vs, seha realizado la exploracin geofsica mediante el mtodo de MASW o

Anlisis de Arreglo Multicanal de Ondas Superficiales, el cual permitedeterminar la estratigrafa del subsuelo bajo un punto en forma indirecta,basndose en el cambio de las propiedades dinmicas de los materialesque la conforman. Este mtodo consiste en la interpretacin de las ondassuperficiales (Ondas Rayleigh u Ondas R) de un registro en arreglomulticanal, generadas por una fuente de energa impulsiva en puntoslocalizados a distancias predeterminadas a lo largo de un eje sobre lasuperficie del terreno, obtenindose el perfil de velocidades de ondas decorte (Vs) para el punto central de dicha lnea.


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- 30 -

La interpretacin de los registros consiste en obtener de ellos una curva dedispersin, obtenida del grfico de la velocidad de fase de las ondassuperficiales versus la frecuencia, filtrndose solamente las ondassuperficiales tipo Rayleigh, ya que su velocidad de fase esaproximadamente un 90 a 95% del valor de ondas de corte Vs, y luegomediante un clculo inverso iterativo denominado Mtodo de Inversin, seobtiene un modelo unidimensional de ondas de corte Vs a partir de lacurva de dispersin calculada para cada punto de estudio. Con lasensibilidad de los sensores de 4.5 Hz utilizados en la estacin Jorge AlvaHurtado (CSM), este mtodo ha permitido explorar en forma confiablehasta profundidades de 30.0 m en las diferentes zonas evaluadas.

Los resultados obtenidos del ensayo se muestran en la Figura 3, de la cual

se observa que las velocidades de ondas de corte (Vs) en la estacinacelerogrfica CSM va incrementndose con la profundidad, variandodesde los 290 m/s a 2.3 m de profundidad hasta los 670 m/s a 28.0 m deprofundidad. Luego la velocidad se incrementa, con velocidadessuperiores a los 670 m/s, infirindose que luego de los 28.0 m seencuentra el estrato rocoso correspondiente al Cerro Arrastre, parte de laformacin Morro Solar (Aguilar et al, 2007).

Figura 3: Modelo Unidimensional de Ondas de Corte (Vs), estacin acelerogrfica CSM

Estacin Jorge Alva Hurtado (CSM)

0

5

10

15

20

25

30

0 200 400 600 800 1000 1200

Velocidad Vs (m/s)

Profundidad(m)

Promedio


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Sadigh et al, 1997

Sadigh et al. (1997) han desarrollado relaciones de atenuacin para lamxima aceleracin del suelo y aceleraciones espectrales de respuesta

horizontal (5 % de amortiguamiento) para sismos continentales. Estasrelaciones estn basadas principalmente en datos de movimientos fuertesde eventos ssmicos de California (costa oeste de los Estados Unidos) yen datos obtenidos de los sismos de Gazli (Rusia, 1976), Tabas (Irn,1978) y de la URRS e Irn, por medio de un anlisis de regresinutilizando una base de datos de 121 acelerogramas de terremotos enmagnitud momento. Las relaciones de atenuacin que a continuacin sepresentan han sido desarrolladas para roca y depsitos de suelos firmesprofundos, sismos de magnitud momento mayor o igual a 4.0 y distancias

de hasta 100 km.

Relacin de atenuacin para depsitos de suelos firmes profundos:

Ln (y) = C1+ C2 M C3Ln(rrup+ C4eC5M) + C6+ C7 (8.5 M)

2.5

Donde:

y = Aceleracin espectral en g

M = Magnitud momento (Mw)

rrup= Distancia ms cercana al rea de ruptura (km)

NOTA: Los coeficientes de la ley de atenuacin difieren para Mw 6.5 yMw > 6.5 para un mismo valor del perodo espectral, y las desviacionesestndar estn expresadas por relaciones dadas de acuerdo al perodo yvaran en funcin de la magnitud.

5.1.6 Determinacin del Peligro Ssmico

Una vez conocidas la sismicidad de las fuentes y los patrones deatenuacin de las ondas generadas en cada una de ellas, el peligrossmico puede calcularse considerando la suma de los efectos de latotalidad de las fuentes ssmicas analizadas y la distancia entre cadafuente y el sitio donde se proyectar la estructura.

El peligro ssmico del rea del proyecto se ha determinado utilizando lainformacin pertinente en la literatura tcnica y as como el programa decmputo CRISIS 2007, desarrollado por Ordaz et al. (1999), que empleamtodos numricos conocidos.


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El peligro expresado en trminos de las tasas de excedencia deintensidades Sa, se calcula mediante la siguiente expresin (Esteva,

1970):

n Mo

dMRMsaAM

pRSav1

00 ),/Pr(,/ Nn

Mu

),/Pr( RMsaA

)(M

Donde la sumatoria abarca la totalidad de las fuentes ssmicas N, y

, es la probabilidad que la intensidad exceda cierto valor,

dadas la magnitud del sismo M, y la distancia entre la i-sima fuente y el

sitio R. Las funciones son las tasas de actividad de las fuentes

ssmicas, la cual fue descrita anteriormente. La integral se realiza desdeMo hasta Mu, lo cual indica que se toma en cuenta, para cada fuentessmica, la contribucin de todas las magnitudes.

Se hace notar que la ecuacin expresa sera exacta si las fuentes ssmicasfueran puntos. En realidad son volmenes, por lo que los epicentros noslo pueden ocurrir en los centros de las fuentes, sino, con igualprobabilidad en cualquier punto dentro del volumen correspondiente. Alcalcular se debe tomar en cuenta esta situacin, subdividiendo las fuentes

ssmicas en diversas formas geomtricas, en cuyo centro de gravedad seconsidera concentrada la sismicidad de la fuente. En vista que se suponeque, dadas la magnitud y la distancia, la intensidad tiene una distribucinlognornal, la probabilidad se calcula de la siguiente manera:),/Pr( RMsaA i

saRMAmed

saRMsaA

iLnsao ),/(

ln1

1),/Pr(

Siendo . , la distribucin normal estndar, , representa la

mediana de la intensidad, determinado por la ley de atenuacincorrespondiente, y

),/( iRMAmed

Lnsa representa la desviacin estndar del logaritmo

natural de sa.

La ecuacin descrita, incluye tanto la ley de atenuacin, como lasincertidumbres en ella, sin embargo para la zona sismognica, losparmetrospque definen la curva de tasas de excedencia de la magnitud,no son deterministas. Por lo tanto, para calcular la tasa de excedencia nocondicionada, , procede calcular el valor esperado con respecto a las)(sav


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variables inciertas, por lo que la expresin del clculo de la tasa deexcedencia de la aceleracin es:

dpPPpsavav

p

)()/()(

Donde es la densidad conjunta de probabilidades de los parmetros

que definen a

)(PPp

)(M . La ecuacin proporciona la contribucin de una

fuente, y cuando se consideran varias fuentes basta sumar lascontribuciones de todas las fuentes ssmicas, para obtener la tasa deexcedencia total.

El peligro ssmico se expresa, entonces en trminos de la tasa de

excedencia de valores dados de intensidad ssmica. Como se ha indicadoal inicio de este captulo la intensidad ssmica determinada de esta manerase denomina espectros de peligro uniforme.

Para la evaluacin del peligro ssmico mediante leyes de atenuacin paraaceleraciones espectrales en el distrito de La Molina, se ha consideradolas coordenadas geogrficas presentadas en la Tabla 9:

Tabla 9: Coordenadas Geogrficas de los puntos analizados en elpresente proyecto

ZONA EN ESTUDIOCOORDENADAS

Longitud (W) Latitud (S)

Distrito La Molina 76.93 12.08

En el presente estudio se utiliz las fuentes de subduccin F3, F4 y F5,asumiendo que estas fuentes presentan mecanismos focales del tipocompresivo, o de falla inversa, los cuales corresponden a sismos desubduccin de interfase. As mismo, se utiliz las fuentes de subduccin

de intraplaca superficial F8, F9 y F10, e intraplaca intermedia, F12, F13 yF14, asumiendo que estas fuentes presentan mecanismos focales del tipotensional, o de falla normal. Por su parte, para las fuentes continentalesfueron consideradas para el anlisis, las fuentes F15, F16, F17, F18, F19 yF20.

Las Tablas 10 y 11 muestran los resultados obtenidos con el programaCRISIS 2007 correspondiente a las mximas aceleraciones horizontalesesperadas en el punto de anlisis considerando los modelos de atenuacin

de Youngs et al, 1997 para roca y suelo y CISMID para suelo. En los


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valores presentados en la Tabla 11 estn incluidos los resultados delmodelo de atenuacin de Sadigh et al (1997). Estos valores se hanestimado para los diferentes modelos de atenuacin utilizados y para losperodos de retorno de 475, 950 y 2500 aos, considerando 50 aos deperiodo de exposicin ssmica.

Tabla 10: Aceleraciones espectrales en roca para T = 0.0 s paradiferentes periodos de retorno.

Dependiendo del tipo de estructura, la Norma E.030 de DiseoSismorresistente de edificaciones, define el coeficiente ssmico de diseoa aquel obtenido con un 10% de probabilidad de excendencia y un periodo

de exposicin ssmica de 50 aos, el cual corresponde a un eventossmico de 475 aos de periodo de retorno.

Lo anterior significa que en la zona del proyecto, de acuerdo al modelo deatenuacin de Youngs et al, 1997, la aceleracin horizontal mximapromedio del sismo de diseo considerando un suelo del Tipo B (roca),con velocidades de ondas de corte Vs entre 760 m/s a 1500 m/s, deacuerdo al IBC, 2006, es de 0.32 g para la zona de estudio, considerandola media (P.50) del modelo de atenuacin.

As mismo, la Tabla 11 muestra las mximas aceleraciones horizontalesesperadas en la base de acuerdo al modelo de atenuacin de Youngs etal, 1997 y CISMID.

La aceleracin horizontal mxima del sismo de diseo considerando unsuelo firme del Tipo D, con velocidades de ondas de corte Vs que varanentre 180 m/s a 360 m/s, y considerando un suelo denso del Tipo C, convelocidades de ondas de corte Vs que varan entre 360 m/s a 760 m/s deacuerdo al IBC 2006, presenta aceleraciones mximas (PGA) que varan

30 50 100 200 400 475 950 1000 2500

Youngs et al. 1997 (P.50)Distrito La Molina

-76.93 -12.08 128.12 154.49 197.71 250.42 303.74 318.59 386.36 391.86 492.49

30 50 100 200 400 475 950 1000 2500


-76.93 -12.08 0.13 0.16 0.20 0.26 0.31 0.32 0.39 0.40 0.50

Modelo de AtenuacinLongitud

(W)Latitud

(S)

Aceleracin horizontal Mxima (g) de diferentes Modelos deatenuacin para un perodo de retorno de:

Aceleracin horizontal M xima (gals) de diferentes Modelos deatenuacin para un perodo de retorno de:


(W)Latitud

(S)


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entre 0.43 g a 0.52 g, considerando la media (P.50) de los diferentesmodelo de atenuacin utilizados.

Tabla 11: Aceleraciones espectrales en suelo para T = 0.0 s para

diferentes periodos de retorno.

5.1.7 Tipo de Suelo Segn el Internacional Building Code, 2006

De acuerdo al cdigo IBC (Internacional Building Code, 2006), el cualclasifica los suelos en 6 clases, tal como se presenta en la Tabla 12, estaclasificacin ha sido definida en funcin a la velocidad de ondas de corte

promedio de un estrato de 30 m de profundidad.

Tabla 12: Clasificacin del Sitio (Fuente IBC, 2006)

TIPO DESUELO

NOMBRE DESUELO

PROPIEDADES PROMEDIO EN LOS 30 PRIMEROS METROS, VER SECCIN 1613.5.5

Velocidad de onda de corte, sv(m/s)

Resistencia ala penetracinestndar,N Resistencia al corte no drenada, us (psf)

A Roca muy dura sv > 1,500 N/A N/A

B Roca 760 < sv 1,500 N/A N/A

CSuelo muy denso

o roca blanda 360 < sv 760 N> 50

us 2,000D Suelo rgido 180 sv 360 15 N50 1,000 us 2,000E Suelo blando sv < 180 N< 15 us < 1,000

E -

Cualquier perfil de suelo con ms de 3 m de espesor que tenga las siguientes caractersticas:1. ndice de plasticidad (IP) > 202. Contenido de humedad (w) 40% y

3. Resistencia al corte no drenada us < 500 psf

F -

Cualquier perfil de suelo que contenga una o ms de las siguientes caractersticas:1. Suelos vulnerables a una posible fractura o colapso bajo efecto ssmico, por ejemplo: suelos licuables,

arcillas altamente sensibles y suelos dbilmente cementados.2. Turbas y/o arcillas altamente orgnicas (H > 3 m de turba y/o arcillas altamente orgnicas, donde

H = espesor del suelo)3. Arcillas de muy alta plasticidad (H > 7.6 m con ndice de plasticidad IP > 75)4. Arcillas gruesas suaves a medias (H > 36 m)

Nota: 1 libra por pie cuadrado (psf) = 0.0479 kPa. N/A = No aplicable

30 50 100 200 400 475 950 1000 2500


-76. 93 -12.08 204.63 251.68 317.15 399.66 490.13 512.40 614.25 622.61 790.77

CISMID 2006 (P.50)Distrito La Molina

-76. 93 -12.08 146.13 184.76 243.57 319.11 399.76 422.72 528.41 535.96 681.80

30 50 100 200 400 475 950 1000 2500


-76.93 -12.08 0.21 0.26 0.32 0.41 0.50 0.52 0.63 0.63 0.81

CISMID 2006 (P.50)Distrito La Molina

-76.93 -12.08 0.15 0.19 0.25 0.33 0.41 0.43 0.54 0.55 0.70

Aceleracin horizontal Mxima (gals) de diferentes Modelos deatenuacin para un perodo de retorno de:


(W)Latitud

(S)


(W)Latitud

(S)

Aceleracin horizontal Mxima (g) de diferentes Modelos deatenuacin para un perodo de retorno de:


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- 36 -

La velocidad promedio de ondas de corte sv de acuerdo al cdigo IBC sedetermina de la siguiente manera:

n

i si

i

ii

s

v

d

dv

1

1

n

id

siv

: Espesor de cada capa entre 0.0 m y 30.0 m

: Velocidad de ondas de corte de cada capa (m/s).

De acuerdo a la Tabla 12 se considera una clasificacin tipo roca para

velocidades promedio de ondas de corte Vs entre 760 m/s y 1500 m/s. Enbase a ello, la ley de atenuacin de Youngs et al, 1997 para roca aplica enel rango de velocidades indicada, teniendo una clasificacin de sitio TipoB. As mismo se ha utilizado el modelo de atenuacin de Youngs et al,1997 para suelo; la cual aplica para suelo firme !Stiff soil", por lo cual deacuerdo al cdigo IBC corresponde a una clasificacin Tipo D, con

velocidades promedio de ondas de corte Vs que varan de 180 m/s a 365

m/s.

En el presente estudio se ha utilizado la relacin de atenuacin paraaceleraciones espectrales denominada CISMID, esta ley est basada en el

procesamiento de registros de movimientos fuertes obtenidos dentro del

territorio peruano captados por la Red Acelerogrfica del CISMID, la Tabla

6 indica el tipo de material sobre el cual fueron registrados estos

movimientos ssmicos, la cual corresponde a un suelo gravoso con

contenido de finos en algunos casos. La Figura 3 muestra las velocidades

de ondas de corte Vs de la estacin Jorge Alva Hurtado (CSM), que es

parte de la red acelerogrfica CISMID, de los resultados obtenidos y

aplicando la frmula para estimar la velocidad promedio de ondas de cortesv se tiene que la velocidad promedio en la estacin Jorge Alva Hurtado es

de 530 m/s. Si bien es cierto an no se tiene una clasificacin geotcnica

ssmica de las dems estaciones que compone la Red Acelerogrfica del

CISMID, podemos afirmar que la ley de atenuacin CISMID de acuerdo al

cdigo IBC clasifica para sitios del Tipo C, correspondiente a un suelo

denso.


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5.1.8 Clculo de Espectros Peligro Ssmico Uniforme

En el presente estudio se ha utilizado leyes de atenuacin paraaceleraciones espectrales, lo cual nos ha permitido estimar espectros depeligro uniforme para un determinado nivel de exposicin en funcin a laimportancia de la estructura a proyectar.

El procedimiento para estimar espectros de peligro uniforme, consiste encaracterizar las fuentes sismognicas de acuerdo a la distribucin espacialde sismos y a la distribucin en su tamao (recurrencia ssmica). Lasincertidumbres son tomadas en cuenta mediante funciones de distribucinde probabilidades, definindose para cada fuente un nivel de respuestaestructural al que la estructura estar sujeta en funcin a una magnitud y

distancia, la cual es gobernada por la ley de atenuacin.

Esta informacin es luego combinada, con la finalidad de obtener curvasde probabilidad de excedencia anual de aceleraciones espectrales paradiferentes periodos estructurales. Luego para determinar un espectro parauna tasa de excedencia o periodo de retorno requerido, basta con leer decada curva de peligro la ordenada espectral correspondiente. A losespectros construidos de esta manera se les conoce como espectros de

peligro uniforme.

En el Anexo A-3 se presenta las curvas de probabilidad de excedenciaanual de aceleraciones espectrales para roca y suelo. As mismo el AnexoA-4 muestra los espectros de peligro ssmico uniforme para suelo y roca.Las curvas presentadas en el Anexo A-4 se han obtenido en base a losdiferentes modelos de atenuacin para aceleraciones espectralesutilizados en el presente estudio.

5.1.9 Estimacin Probabilstica del OBE (Operating Basic Earthquake)

El espectro de respuesta de aceleraciones probabilstica del OBE puedeser representado como el espectro de respuesta con 5 % deamortiguamiento crtico obtenido para un 10% de probabilidad deexcedencia y 50 aos de periodo de exposicin ssmica, el cualcorresponde a un periodo de retorno de 475 aos. De esta consideracinpodemos estimar la aceleracin horizontal mxima (PGA) para el OBE, lacual correspondera al valor de la ordenada para un periodo T=0s delespectro de respuesta de aceleraciones probabilstica del OBE.


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De acuerdo a los resultados mostrados en la Tabla 10, obtenidos medianteel modelo de atenuacin de aceleraciones espectrales propuesto porYoungs et al, 1997 para roca (suelo Tipo B), se tiene un PGA de 0.32 g,considerando la media (P.50) del modelo de atenuacin para la zona delproyecto.

As mismo, de acuerdo a los resultados mostrados en la Tabla 11,obtenidos mediante el modelo de atenuacin de aceleraciones espectralespropuesto por Youngs et al, 1997 aplicable para suelo Tipo D, se tiene unPGA de 0.52 g. De acuerdo al modelo de atenuacin CISMID aplicablepara suelo Tipo C, se tiene un PGA de 0.43 g.

Con base en los resultados expuestos se propone un valor de aceleracin

horizontal mxima (PGA) de diseo en roca de 0.32 g en la zona deestudio. As mismo se propone un valor de aceleracin horizontal mximade diseo para suelo Tipo D de 0.52 y para suelo Tipo C, un PGAcorrespondiente a 0.43 g.

La respuesta estructural de obras de ingeniera derivada por mtodosespectrales deber considerar, a partir de val

apendice_a_evaluacion_del_peligro_sismico.pdf

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