41

Fundada en 1962

SOC

IEDA

D GEOLOGICA DE CH

ILE

la serena octubre 2015

Peligro sísmico asociado a fallas corticales, caso de estudio: falla San Ramón -33.2°-33.7°S Nicolás P. Estay*1,2, Gonzalo Yáñez1,2 1 Departamento de Ingeniería Estructural y Geotecnia, Pontificia Universidad Católica de Chile, Avenida Vicuña Mackenna 4860, Macul, Chile. 2 CIGIDEN, Centro Nacional de Investigación para la Gestión Integrada de Desastres Naturales, Vicuña Mackenna 4860, edificio Hernán Briones 3er piso, Macul, Chile * email: nnperez@uc.cl Resumen. Se caracterizaron los segmentos de ruptura más importantes de la falla San Ramón mediante el uso de las metodologías geomorfológicas Stream Gradient Index, Indice de Sinuosidad, y el análisis de perfiles gravimétricos. En base a estos segmentos se estimó el peligro sísmico implementando la Ley de Atenuación desarrollada por Chiou & Young. En los resultados se observa una mayor amplificación en el bloque colgante (Este); y en los suelos finos (Vs30 450 ) con respecto a los suelos aluviales (Vs30 750 ). Los valores de aceleración máxima mayores a los definidos por la norma (0.3g), se encuentran a menos de 4-7km de los segmentos de ruptura. Los valores máximos cercanos a 0.7g, están a menos de 3km de la fuente, en el bloque colgante. Palabras Claves: Peligro Sísmico, Fallas Corticales, Falla

San Ramón, Gravedad, Geomorfología. 1 Introducción En el presente trabajo, se busca estudiar el peligro sísmico asociado a las fallas corticales intraplaca, usando como caso de estudio la Falla San Ramón (FSR), cuya actividad potencialmente puede generar efectos relevantes en la ciudad de Santiago. Una forma de estimar el peligro sísmico es calcular la aceleración generada por el sismo máximo, el cual representa el peor escenario. Este tipo de análisis es conocido como peligro sísmico instantáneo, o determinístico. Para esto es necesario definir la geometría de la ruptura del sismo máximo, y la atenuación de las ondas por la corteza. Definir la geometría de ruptura para este tipo de fallas, es complejo, ya que registrar el sismo máximo y modelar su ruptura directamente, significa registrar un evento con periodos de recurrencia que oscilan entre ~1.000-10.000 años (Scholz, 1990). En vista de estas dificultades, una forma de caracterizar el plano de falla, es definir el mayor largo de ruptura que puede generar la falla, y asumir que la zona de deslizamiento tiene una forma elíptica, similar a los modelos empíricos de sismos registrados (Scholz, 1990). En general, definir el largo de ruptura de una falla intraplaca mediante la observación del escarpe en superficie, es incierto, ya que posee altas tasas de erosión en comparación a su tasa de alzamiento de roca. Esto sugiere emplear metodologías que mitiguen los efectos erosivos, y permitan acceder a evidencias de deformación geomorfológicas y en roca, con el fin de comprender la

continuidad de la ruptura máxima. En este estudio se utilizaron dos metodologías geomorfológicas, Stream Gradient Index, e Indice de Sinuosidad, más el análisis de perfiles gravimétricos. Las leyes de atenuación sirven para estimar el peligro sísmico de un lugar mediante el cálculo de la aceleración máxima (PGA). El PGA depende de la cantidad de energía liberada por el sismo y de cómo se propaga en el espacio. La cantidad total de energía liberada depende tanto de la magnitud, directamente relacionada con la geometría de la ruptura (Wells y Coppersmith, 1994), como de otras características definidas por la cinemática del sismo, o el manteo de la falla (Sadigh et al. 1997; Chiou & Young, 2008). Por otro lado, la propagación de la energía liberada en el espacio, depende de la lejanía de la fuente, en primer orden, y menor medida del comportamiento inelástico del medio, el estar o no en el bloque colgante, y las propiedades locales del suelo como el Vs30 o profundidad del basamento. (Boore et al., 1997, Chiou & Young, 2008). En este estudio se utilizó la ley definida por Chiou y Young (2014), por ser la que pondera todos estos factores. La FSR es una falla inversa N-S que mantea hacia este. Su traza ha sido definida mediante el uso de Imágenes Satelitales, DEM y perfiles topográfico (Rauld 2010), estimando su ruptura en 30km (Armijo et al. 2010) con desplazamientos de 5m (Vargas et al. 2014). Su rol en el alzamiento Andino ha sido discutido durante la última década (Armijo et al. 2010, Farias et al. 2010). 2 Metodología Para entender el largo de ruptura máximo, se realizaron 23 perfiles gravimétricos (Figuras 3a y 3b) con la intención de observar la continuidad de las rugosidades en el basamento producto de la actividad de la falla. La deformación de la roca bajo una cuenca sedimentaria, no está expuesta a las erosiones propias de las capas superficiales. De este modo, al observar la rugosidad en el basamento, se logra cuantificar la deformación en distancia, con una influencia casi nula de la erosión. Para complementar el análisis sobre los segmentos de ruptura, se calcularon dos medidas geomorfológicas directamente relacionadas con el alzamiento superficial. La primera, Stream Gradient Index, que relaciona el perfil topográfico de los ríos con el nivel

42

ST 11 TERREMOTOS, VOLCANES Y OTROS PELIGROS GEOLÓGICOS

de alzamiento superficial de un área (Burbank yAnderson 2001); y la segunda, compara la forma del contacto cuenca sedimentaria-basamento con la traza de la falla, llamada Indice de Sinuosidad, y obtiene una medida relativa de desplazamiento de cada traza (Burbank y Anderson 2001). Una vez definidos los segmentos de rupturas se modeló la aceleración máxima esperada (PGA) para la ciudad de Santiago. Para este fin se utilizó la ley de atenuación de Chiou & Young (2014), basada en datos empíricos de sismos en California, Japón, Taiwan, Italia, entre otros. La zona de estudio se discretizó en una malla con puntos cada 1km, asignando un valor de Vs30 según litología (Leyton et al. 2010), y la correspondiente profundidad del basamento (Yañez et al. 2015). La ley empírica está definida para sismos inversos, normales, o de rumbo, con rangos de magnitud entre 3.5<Mw<8.0, distancias entre 0 y 300 km, y propiedades del suelo 180< Vs30< 1500. 3 Resultados 3.1 Gravedad Las inversiones de los perfiles de gravedad, muestran anomalías espacialmente relacionadas con la traza observada en superficie (Rauld, 2010). Estas anomalías representan una deformación en el basamento rocoso que se ha acumulado durante el depósito de la cuenca sedimentaria (Figura 1a). Los valores del escarpe varían entre 25.2 y 3.7 m, y en algunos perfiles se muestran más de un escarpe. La suma de los escarpes de cada perfil representan la acumulación de desplazamiento producto de la falla para esa latitud (Figura 1b). La presencia de perfiles sin estas anomalías sugiere que en ciertas latitudes la falla no se ha desplazado, por lo tanto existe una segmentación de la falla que también se manifiesta en la discontinuidad del escarpe en superficie (Rauld, 2010).

Figura 1. a) Anomalía de Bouguer del perfil L3, en donde se observa un alto gravitatorio asociado a la deformación de la roca, en este caso se observan 2 escarpes, marcados con flechas negras. En azul la medición de gravedad; en rojo la tendencia regional utilizada. b) Suma en distancia de los escarpes modelados. Se observa un deslizamiento discontinuo entre 33.3° y 33.7°S.

3.2 Stream Gradient Index (SL) Esta metodología nos permite estudiar el alzamiento superficial de diferentes zonas, de forma comparativa. Valores de SL altos implican mayor alzamiento superficial relativo a zonas con valores de SL bajos. En la zona sur, Pirque, los valores promedio de SL tienden a ser menores que en la zona central. Al norte de Santiago se observan valores de SL bajos, con la excepción del piedemonte de Chicureo donde en el contacto cuenca-basamento presenta anomalías positivas. Hacia la quebrada de Farellones, los valores de SL también disminuyen (Figura 2). En resumen, esta metodología sugiere la concentración del alzamiento superficial entre 33.4°-33.6°S y en la zona de Chicureo a 33.25°S. Lo anterior concuerda con la anomalía observada en la gravedad, en las mismas coordenadas (ver figura 1b).

Figura 2. Medición de Stream Gradient Index. 3.3 Indice de Sinuosidad (IS) Los valores de IS cercanos a 1 representan una falla muy activa que domina la construcción del paisaje por sobre la erosión, opuesto a los valores elevados IS>2. Este índice también sugiere una segmentación de la falla, ya que en los mismos lugares que no existen anomalías gravitacionales, los valores de IS se elevan (Figura 3a y 3b). En base a los resultados descritos previamente, se concluye que la Falla San Ramón no es continua en toda su extensión NS, presentando segmentos que probablemente no se han activado sincrónicamente. Estos segmentos se presentan en Figura 3c, y son las trazas principales propuestas.

43

AT 4 Impacto de las GeocIencIas en la socIedad

3.4 Peligro Sísmico Se calculó del PGA para cada traza utilizando la ley de atenuación de Chiou y Young (2014), en una malla de 1km de resolución. Para cada coordenada se eligieron el mayor valor, utilizando los valores de amortiguamiento característico de Japón, por tener un contexto geotectónico similar a Chile. Lo mismo fue aplicado para la dependencia de Vs30 y profundidad del basamento. Los resultados del peligro sísmico se resumen en la Figura 3c. Determinísticamente se puede observar que para distancias menores a 4km desde la falla, se obtiene un PGA mayor que el aproximado por las norma Nch433 de 0.3g. Para los suelos blandos, esta distancia puede aumentar hasta 7km. Es importante notar que las mayores aceleraciones, cercanas a 0.7g, se generan en los primeros 3km, en los bloques colgantes rellenos por sedimentos coluviales. 4 Discusión El sismo máximo que es capaz de generar una falla está directamente relacionado con el largo de ruptura (Wells & Coppersmith, 1994), que para la FSR no debería superar Mw=6.2. Aproximando una tasa de depósito en el bloque colgante de 0.075m/kyr, el máximo desplazamiento acumulado en el basamento (40m), implicaría 0.12mm/yr, aproximadamente 5% de la convergencia Andina. Esto sugiere que la FSR no es una estructura de 1er orden. La sismicidad medida por varias fuentes (USGS, CSN, PUC), indican que no existe una concentración de la actividad cercana a la traza, y más bien la sismicidad se concentra en estructuras NE superficialmente, o a profundidades de 30km en forma de clusters. Lo cual reafirmaría que la FSR es secundaria, y debido a esto, sus segmentos a gran escala se encuentran cortados por lineamientos NE de mayor actividad sísmica. Esto plantea un escenario de peligro sísmico en el cual la FSR estaría subordinada a otras fuentes de mayor peligro. Es importante notar que para los periodos entre 0.1 y 1s los valores de aceleración tienden a aumentar, por lo que la aceleración esperada en caso de ocurrir un sismo para las edificaciones con modos de vibración entre este rango será mayor que el presentado en la Figura 3c. Debido a las altas tasa de recurrencia 8kyrs, para periodos de retorno cercanos a los 100-475 años, el peligro probabilístico debería disminuir notoriamente. 5 Conclusiones 1) La segmentación de la FSR, queda en evidencia desde diferentes metodologías que contemplan el accionar de la falla post formación de la cuenca sedimentaria de Santiago Pliocenica-Holocena (Rauld, 2010). Estas metodologías utilizan criterios físico-geomorfológicos no relacionados entre sí, dándole solvencia al resultado. 2) La FSR no es de primer orden en el alzamiento Andino,

hecho sugerido por los largos de ruptura, sismicidad y relaciones de corte. 3) Se plantea la continuidad de la falla hacia Chicureo, no así hacia la zona de Pirque al sur de Santiago. 4) Dependiendo del tipo de suelo, para distancias menores a 4-7km de la falla, el PGA es mayor al estimado por la norma (0.3g). El área de mayor peligro, con aceleraciones de 0.7g, se concentra en los bloques colgantes de mayor largo, en las comunas de La Florida y Las Condes, y comprende un área a menos de 3km del plano de ruptura. Agradecimientos A Sebastien Carretier, Esteban Saez y José Muñoz por su ayuda en el desarrollo del trabajo. Por su gran ayuda en terreno a Angela Mella, Natalia Moraga y Andres Bosh. Y en general a el grupo de Geociencias UC por su aporte en el desarrollo conceptual e intelectual del trabajo. Referencias Armijo R., Rauld R., Thiele R., Vargas G., Campos J., Lacassin, R. & Kausel, E. 2010. The West Andean Trust, the San Ramón Fault, and the seismic hazard for Santiago, Chile. Tectonics, v.29. TC 2007. Boore, M., Joyner, W. & Fumal, T. 1997. Equations for Estimating Horizontal Response Spectra and Peak Acceleration from Western North American Earethquakes: A Summary of recent Work. Seismological Research Letters, v.68, No. 1, p. 128-153. Burbank, D. y Anderson, R.Tectonic Geomorfology. Blackwell Science: 175-200p. Oxford, UK. Chiou, B., & Youngs, R., 2008. An NGA model for the average horizontal component of peak ground motion and response spectra, Earthquake Spectra, v.24, p. 173–215. Chiou B. y Young R., 2014. Update of the Chiou and Youngs NGA Model for the Average Horizontal Component of Peak Ground Motion and Response Spectra. Earthquake Spectra v.30, p.1117-1153. Farias, M. Comte, D. Charrier, R. Martinod, J., David, C., Tassara, A., Tapia, F., Fock, A., 2010. Crustal‐scale structural architecture in central Chile based on seismicity and surface geology: Implications for Andean mountain building. Tectonics, v.29. TC 3006. Leyton, F., Sepúlveda, S., Astroza, M., Rebolledo, S., González, L., Ruiz, S., Foncea, C.,Herrera, M., Lavado, J., 2010. Zonificación Sísmica de la cuenca de Santiago, Chile. X Congreso de sismología e ingeniería antisísmica, Valdivia. Rauld, R. A. 2010. Deformación cortical y peligro sísmico asociado a la falla San Ramón en el frente cordillerano de Santiago, Chile Central (33°S), Tesis Doctoral, Universidad de Chile, Geologia. Sadigh, K., Chang, C.-Y., Egan, J.A., Makdisi, F.I., and Youngs, R.R., 1997, Attenuation relationships for shallow crustal earthquakes based on California strong motion data. Seismological Research Letters, v. 68, p. 180-189. Scholz, C. 1990. The Mechaniscs of earthquakes and faulting. Cambridge University Press: 439 p., New York.

44

ST 11 TERREMOTOS, VOLCANES Y OTROS PELIGROS GEOLÓGICOS

3.4 Peligro Sísmico Se calculó del PGA para cada traza utilizando la ley de atenuación de Chiou y Young (2014), en una malla de 1km de resolución. Para cada coordenada se eligieron el mayor valor, utilizando los valores de amortiguamiento característico de Japón, por tener un contexto geotectónico similar a Chile. Lo mismo fue aplicado para la dependencia de Vs30 y profundidad del basamento. Los resultados del peligro sísmico se resumen en la Figura 3c. Determinísticamente se puede observar que para distancias menores a 4km desde la falla, se obtiene un PGA mayor que el aproximado por las norma Nch433 de 0.3g. Para los suelos blandos, esta distancia puede aumentar hasta 7km. Es importante notar que las mayores aceleraciones, cercanas a 0.7g, se generan en los primeros 3km, en los bloques colgantes rellenos por sedimentos coluviales. 4 Discusión El sismo máximo que es capaz de generar una falla está directamente relacionado con el largo de ruptura (Wells & Coppersmith, 1994), que para la FSR no debería superar Mw=6.2. Aproximando una tasa de depósito en el bloque colgante de 0.075m/kyr, el máximo desplazamiento acumulado en el basamento (40m), implicaría 0.12mm/yr, aproximadamente 5% de la convergencia Andina. Esto sugiere que la FSR no es una estructura de 1er orden. La sismicidad medida por varias fuentes (USGS, CSN, PUC), indican que no existe una concentración de la actividad cercana a la traza, y más bien la sismicidad se concentra en estructuras NE superficialmente, o a profundidades de 30km en forma de clusters. Lo cual reafirmaría que la FSR es secundaria, y debido a esto, sus segmentos a gran escala se encuentran cortados por lineamientos NE de mayor actividad sísmica. Esto plantea un escenario de peligro sísmico en el cual la FSR estaría subordinada a otras fuentes de mayor peligro. Es importante notar que para los periodos entre 0.1 y 1s los valores de aceleración tienden a aumentar, por lo que la aceleración esperada en caso de ocurrir un sismo para las edificaciones con modos de vibración entre este rango será mayor que el presentado en la Figura 3c. Debido a las altas tasa de recurrencia 8kyrs, para periodos de retorno cercanos a los 100-475 años, el peligro probabilístico debería disminuir notoriamente. 5 Conclusiones 1) La segmentación de la FSR, queda en evidencia desde diferentes metodologías que contemplan el accionar de la falla post formación de la cuenca sedimentaria de Santiago Pliocenica-Holocena (Rauld, 2010). Estas metodologías utilizan criterios físico-geomorfológicos no relacionados entre sí, dándole solvencia al resultado. 2) La FSR no es de primer orden en el alzamiento Andino,

hecho sugerido por los largos de ruptura, sismicidad y relaciones de corte. 3) Se plantea la continuidad de la falla hacia Chicureo, no así hacia la zona de Pirque al sur de Santiago. 4) Dependiendo del tipo de suelo, para distancias menores a 4-7km de la falla, el PGA es mayor al estimado por la norma (0.3g). El área de mayor peligro, con aceleraciones de 0.7g, se concentra en los bloques colgantes de mayor largo, en las comunas de La Florida y Las Condes, y comprende un área a menos de 3km del plano de ruptura. Agradecimientos A Sebastien Carretier, Esteban Saez y José Muñoz por su ayuda en el desarrollo del trabajo. Por su gran ayuda en terreno a Angela Mella, Natalia Moraga y Andres Bosh. Y en general a el grupo de Geociencias UC por su aporte en el desarrollo conceptual e intelectual del trabajo. Referencias Armijo R., Rauld R., Thiele R., Vargas G., Campos J., Lacassin, R. & Kausel, E. 2010. The West Andean Trust, the San Ramón Fault, and the seismic hazard for Santiago, Chile. Tectonics, v.29. TC 2007. Boore, M., Joyner, W. & Fumal, T. 1997. Equations for Estimating Horizontal Response Spectra and Peak Acceleration from Western North American Earethquakes: A Summary of recent Work. Seismological Research Letters, v.68, No. 1, p. 128-153. Burbank, D. y Anderson, R.Tectonic Geomorfology. Blackwell Science: 175-200p. Oxford, UK. Chiou, B., & Youngs, R., 2008. An NGA model for the average horizontal component of peak ground motion and response spectra, Earthquake Spectra, v.24, p. 173–215. Chiou B. y Young R., 2014. Update of the Chiou and Youngs NGA Model for the Average Horizontal Component of Peak Ground Motion and Response Spectra. Earthquake Spectra v.30, p.1117-1153. Farias, M. Comte, D. Charrier, R. Martinod, J., David, C., Tassara, A., Tapia, F., Fock, A., 2010. Crustal‐scale structural architecture in central Chile based on seismicity and surface geology: Implications for Andean mountain building. Tectonics, v.29. TC 3006. Leyton, F., Sepúlveda, S., Astroza, M., Rebolledo, S., González, L., Ruiz, S., Foncea, C.,Herrera, M., Lavado, J., 2010. Zonificación Sísmica de la cuenca de Santiago, Chile. X Congreso de sismología e ingeniería antisísmica, Valdivia. Rauld, R. A. 2010. Deformación cortical y peligro sísmico asociado a la falla San Ramón en el frente cordillerano de Santiago, Chile Central (33°S), Tesis Doctoral, Universidad de Chile, Geologia. Sadigh, K., Chang, C.-Y., Egan, J.A., Makdisi, F.I., and Youngs, R.R., 1997, Attenuation relationships for shallow crustal earthquakes based on California strong motion data. Seismological Research Letters, v. 68, p. 180-189. Scholz, C. 1990. The Mechaniscs of earthquakes and faulting. Cambridge University Press: 439 p., New York.

G. Vargas, Y. Klinger, T.K. Rockwell, S.L. Forman, S. Rebolledo, S. Baize, R. Lacassin, R. Armijo. 2014. Geology: v.42, p.1083-1086. Wells & Coppersmith. 1994. New Empirical Relationships among Magnitude, Rupture Length, Rupture Width, Rupture Area, and Surface Displacement. Bulletin of Seismological Society of America, v.4, p. 974-1002.

Yañez, G., Muñoz, M. Flores-Aqueveque, V. Bosh, B. 2015. Gravity derived depth to basement in Santiago Basin, Chile: implications for its geological evolution, hydrogeology, low enthalpy geothermal, soil characterization and geo-hazards. Andean Geology: v.42, p. 147-172.

Figura 2. A la izquierda, se presenta los valores de Indice de Sinuosidad. En rojo y azul los largos utilizadas para el cálculo de IS. La geología fue obtenida de Leyton et al. (2010), Rauld (2010) y Mapa 1:1000000 del Sernagiomin. Además se incluyen los perfiles de gravedad. a) Zona Norte; b) Zona Centro-Sur. A la derecha c) el peligro sísmico calculado para las trazas principales de la FSR, con la sismicidad medida por el presente estudio en verde (PUC), y en amarillo una recopilación de diversas fuentes (Yañez et al. 2015). La línea punteada simboliza el área donde el PGA>0.3g. Los valores de mayor aceleración se concentran en los bloques colgantes, hacia el este de las trazas, en las comunas de La Florida y Las Condes. En el mapa c) se observan las zonas de análisis de IS, en cuadros grises.