Ondas Sismologicas

7/24/2019 Ondas Sismologicas

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Ondas (P y S) (R y L)

La aplicacin de un esfuerzo puntual mediante la liberacin instantnea de energa en un

macizo rocoso produce una deformacin proporcional a tal esfuerzo, gobernada por la Leyde Hookepara esfuerzos relativamente pequeos que no sobrepasen el lmite elstico del

medio.A partir del instante en que se rompe el equilibrio entre esfuerzo y deformacin, por

ejemplo cuando cesa el esfuerzo aplicado, la deformacin se propaga a travs del mediorocoso como una onda elstica. Son varios los tipos de ondas que se generan y propagan a

partir de ese momento.

A efectos prospectivos cabe clasificarlos en dos grupos:

Ondas volumtricasque se transmiten a travs del material pudiendo sufrir en su trnsito

procesos de refraccin y reflexin. Son las ondas de comprensin (P) y las de cizalla (S).

Ondas superficiales, tipos Rayleigh y Love que se transmiten por la superficie con mnima

penetracin en el material. El estudio de estas ondas en trminos prospectivos tiene menorinters que el de las ondas volumtricas aunque existen mtodos especficos basados en suestudio como el del Anlisis Espectral de las Ondas Superficiales.

A partir del punto interior de la tierra donde se produce un sismo se originan diversas

ondas elsticas que se propagan en todas direcciones. estas ondas son detectadas por

sismgrafos, instrumentos de registro continuo y que consisten simplemente en un pnduloal que se acoplan diversos mecanismos de amplificacin, de amortiguamiento, de registro.

etc. Un estudio detallado de las seales ssmicas inscritas en los sismogramas, como se les

denomina a los registros de los sismgrafos, permite conocer las principales caractersticasdel temblor que las produjo. Puesto que el movimiento producido por un temblor tiene tres

componentes(una vertical y dos horizontales) para resgistrar cada una de las componentes.

El estudio de un gran nmero de sismogramas ha permitido diferenciar dos tiposprincipales de ondas ssmicas: las ondas de cuerpoy las ondas superficiales.

Las ondas de cuerpo son las ms rapidas, y por lo tanto son las primeras que registranlos sismografos. Estas ondas se dividen a su vez en longitudinales o compresionales ( ondas

P) y en transversales o de corte (ondas S).

Ondas de Cuerpo (Volumtricas)

Ondas PSon las primeras en llegar a los sismgrafos por tanto las ms veloces.

- Dependen de la compresibilidad del medio (como el sonido): ondas de compresin. Se

transmiten por sucesivas compresiones y descompresiones del medio, con cambios devolumen.

- Como los slidos, lquidos y gases se pueden comprimir, se propagan por todos los

medios.


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- El movimiento de vibracin de las partculas es paralelo a la direccin de propagacin, lo

que implica mayor velocidad.

Ondas SSon las segundas en llegar a los sismgrafos por tanto menos veloces que las P.

- Dependen de la elasticidad (rigidez) de las rocas: ondas de cizalladura. Se transmiten poruna deformacin cizallante () que no hace variar el volumen.- Como los slidos tienen propiedades elsticas y los lquidos y gases no, slo se propagan

en medio slido.

- El movimiento de vibracin de las partculas es perpendicular a la direccin de

propagacin, lo cual supone un mayor recorrido (menor velocidad).
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Ondas Superficiales

Las ondas superficiales representan la energa que ha sido atrapada en la superficie

terrestre y son generadas por la interaccin constructiva de las ondas de cuerpo con laestructura interna de la tierra. Este tipo de ondas se propagan paralelas a la superficie libre

de medio. En lossismos poco profundosson las que transportan ms energa las de mayorefecto destructor.

Otra caracterstica de este tipo de ondas es que tienen una amplitud maxima en lasuperficie libre y disminuye exponencialmente con la profundidad. Pueden ser registradas a

grandes distancias, ya que a diferencias de las ondas de cuerpo, sufren una dispersingoemtrica con la distancia que es mucho menor (~1/R para las ondas superficiales,mientras que para las ondas de cuerpo es ~1/R).

Existen basicamente dos tipos de ondas superficiales: las ondas de Rayleighy las ondasde Love. Estas ondas juegan un papel muy importante en la sismologa, no slo porque son

las ondas de amplitud ms prominente en un sismograma registrado a gran distancia, sino

tambin porque pueden ser utilizadas en estimaciones del momento ssmico, del mecanismofocal, de la profundidad focal de sismos remotos y en la descriminacin entre temblores ypruebas nucleares.

Ondas R


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Aunque las ondas de superficie arriban despus que las ondas de cuerpo, en algunos

casos son casi enteramente responsables del dao y de la destruccin de los terremotosasociados. Este dao y la fuerza de las ondas superficiales se reducen en terremotos ms

profundos. Otra importante propiedad de las ondas superficiales es que exhiben dispersin,

lo que se debe a que la velocidad de la onda en la superficie depende se su frecuencia (o

periodo).

Como se dijo anteriormente, un tipo de ondas de superficie son las ondas de Rayleigh,

nombradas as por Johb William Strutt (conocido como Lord Rayleigh), quien

matemticamente predijo la existencia de esta clase de ondas en 1885. Estas son ondas deperiodo largo que producen a su paso un movimiento elptico-longitudinal de las partculas

sobre un plano vertical.

Son el resultado de la interaccin en la superficie de la incidencia de ondas P y ondas

SV planas y viajan paralelas a la superficie. Las ondas de Rayleigh viajan a lo largo de la

superficie con un movimiento de partcula que elptico retrgrado, es decir, las partculasdel material se mueven describiendo una elipse en direccin opuesta a la direccim de

propagacin de la energa. Dicho movimiento cambia a progrado con la profundidad

pasando por un nodo en el cual no existe movimiento alguno de partcula. El eje vertical de

la elipse es siempre el de mayor amplitud.

La velocidad de propagacin de las ondas de Rayleigh Vr es menor que las ondas S,siendo esta Vr = 0,92 Vs (para una razon de Poisson v = 1/4). Sin embargo, esta velocidad

de propagacin vara en funcin del periodo de la onda, por lo que se dice que las ondas de

Rayleigh son ondas dispersivas, significando esto que las diferentes componentes

armnicas de las onas Rayleigh que constituyen un sismo viajan con velocidades diferentes.
http://3.bp.blogspot.com/-SmxBD6sre2I/T60RhRsC66I/AAAAAAAAAu0/GPUGXP-ZHxo/s1600/Rayleigh_animation.gif


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Otro tipo de ondas de superficie son las ondas de Love. Estas est, formadas por la

interferencia constructiva de mltiples reflexiones en la superfice libre de ondas SH. Las

ondas de Love son ms rpidas que las ondas de Rayleigh y por lo tanto arriban antes que

ella en el sismograma. El movimiento de partcula para la onda de Love es paralelo a lasuperficie pero perpendicular a la direccin de propagacin y se encuentra en la

componente horizontal del sismograma. Las ondas de Love tambin son dispersivas, estoes, la velocidad de propagacin de la onda depende de su frecuencia, siendo mayor parafrecuencias menores.

Ondas L

http://geofisicasismospgf.blogspot.mx/p/ondas-p-y-ondas-s.html
http://geofisicasismospgf.blogspot.mx/p/ondas-p-y-ondas-s.htmlhttp://geofisicasismospgf.blogspot.mx/p/ondas-p-y-ondas-s.htmlhttp://4.bp.blogspot.com/-gEjCaK5G5ZM/T60Xd0O1VNI/AAAAAAAAAvA/MzD5hVlUr4I/s1600/Love_animation.gifhttp://geofisicasismospgf.blogspot.mx/p/ondas-p-y-ondas-s.html


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TIPOS DE ONDAS

Definicin

Las ondas ssmicas (u ondas elsticas) son la propagacin de perturbaciones temporales delcampo deesfuerzos que generan pequeos movimientos en un medio. Las ondas ssmicas

pueden ser generadas por movimientos telricos naturales, los ms grandes de los cuales

pueden causar daos en zonas donde hay asentamientos urbanos. Existe toda una rama de lasismologa que se encarga del estudio de este tipo de fenmenos fsicos. Las ondas ssmicas

pueden ser generadas tambin artificialmente (en general por explosiones). La ssmica es la

rama de la sismologa que estudia estas ondas artificiales para por ejemplo la exploracin

del petrleo.

Tipos de ondas

Ondas de cuerpo

Las ondas de cuerpo viajan a travs del interior de la Tierra. Siguen caminos curvos debido

a la variada densidad y composicin del interior de la Tierra. Este efecto es similar al de

refraccin deondas de luz .Las ondas de cuerpo transmiten los temblores preliminares deun terremoto pero poseen poco poder destructivo. Las ondas de cuerpo son divididas en dos

grupos: ondas primarias (P) y secundarias (S).

Ondas P

Las ondas P son ondas longitudinales o compresionales, lo cual significa que el suelo es

alternadamente comprimido y dilatado en la direccin de la propagacin. Estas ondas

generalmente viajan a una velocidad 1.73 veces de las ondas S y puedenviajar atravs de

cualquier tipo de material. Velocidades tpicas son 330m/s en el aire, 1450m/s en el agua y

cerca de 5000m/s en el granito.

Fig. 12. Ondas P. Crdito imagen: www.funvisis.gob.ve

Ondas S

Las ondas S son ondas transversales o de corte, lo cual significa que el suelo es desplazado
http://es.wikipedia.org/wiki/Esfuerzohttp://es.wikipedia.org/wiki/Esfuerzohttp://es.wikipedia.org/w/index.php?title=Onda_de_luz&action=edithttp://es.wikipedia.org/w/index.php?title=Onda_de_luz&action=edithttp://es.wikipedia.org/w/index.php?title=Onda_de_luz&action=edithttp://www.smis.org.mx/htm/sm4.htmhttp://www.smis.org.mx/htm/sm4.htmhttp://www.smis.org.mx/htm/sm4.htmhttp://www.smis.org.mx/htm/sm4.htmhttp://es.wikipedia.org/w/index.php?title=Onda_de_luz&action=edithttp://es.wikipedia.org/wiki/Esfuerzo


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perpendicularmente a la direccin de propagacin, alternadamente hacia un lado y hacia

el otro. Las ondas S pueden viajar nicamente a travs de slidos debido a que los lquidos

no pueden soportar esfuerzos de corte. Su velocidad es alrededor de 58% la de una onda P

para cualquier material slido. Usualmente la onda S tiene mayor amplitud que la P y se

siente ms fuerte que sta. Por ejemplo en el ncleo externo, que es un medio lquido, no

permite el paso de las ondas S.

Fig. 13. Ondas S. Crdito imagen: www.funvisis.gob.ve

Ondas superf iciales

Las ondas superficiales son anlogas a las ondas de agua y viajan sobre la superficie de la

Tierra. Se desplazan a menor velocidad que las ondas de cuerpo. Debido a su baja

frecuencia provocan resonancia en edificios con mayor facilidad que las ondas de cuerpo y

son por ende las ondas ssmicas ms destructivas. Existen dos tipos de ondas superficiales:

ondas Rayleigh y ondas Love.

Ondas Rayleigh

Las ondas Rayleigh son ondas superficiales que viajan como ondulaciones similares a

aquellas encontradas en la superficie del agua. La existencia de estas ondas fue predicha

por John William Strutt.

Fig. 14. Ondas Rayleigh. Crdito imagen: www.funvisis.gob.ve


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Ondas Love

Las ondas "Love" son ondas superficiales que provocan cortes horizontales en la tierra.

Fueron bautizadas por A.E.H. Love, un matemtico britnico que cre un modelo

matemtico de las ondas en 1911 . Las ondas Love son levemente ms lentas que las

ondas de Rayleigh.

Fig. 15. Ondas Love. Crdito imagen: www.funvisis.gob.ve

http://www.smis.org.mx/htm/sm4.htm
http://www.smis.org.mx/htm/sm4.htmhttp://www.smis.org.mx/htm/sm4.htmhttp://www.smis.org.mx/htm/sm4.htm


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http://cidbimena.desastres.hn/docum/crid/Abril2004/pdf/spa/doc2249/doc2249-b.pdf

[Geofsica]

Otro trmino para impedancia acstica, el producto de la densidad por lavelocidad ssmica,que

vara entre las diferentes capas derocasy se indica generalmente con el smbolo Z. La diferencia

de impedancia acstica entre las capas de rocas afecta elcoeficiente de reflexin.

http://www.glossary.oilfield.slb.com/es/Terms/s/seismic_impedance.aspx

Cuando la fuente que produce la perturbacin describe unmovimiento armnico simplela onda

generada se denominaonda armnica

. Muchos fenmenos fsicos pueden ser descritos por estasondas, adems cualquier movimiento ondulatorio puede expresarse como superposicin de ondas

armnicas (Teorema de Fourier).

http://acer.forestales.upm.es/basicas/udfisica/asignaturas/fisica/ondas/armonicas.html
http://cidbimena.desastres.hn/docum/crid/Abril2004/pdf/spa/doc2249/doc2249-b.pdfhttp://cidbimena.desastres.hn/docum/crid/Abril2004/pdf/spa/doc2249/doc2249-b.pdfhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/Terms/s/seismic_velocity.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/Terms/s/seismic_velocity.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/Terms/s/seismic_velocity.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/Terms/r/rock.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/Terms/r/rock.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/Terms/r/rock.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/Terms/r/reflection_coefficient.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/Terms/r/reflection_coefficient.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/Terms/r/reflection_coefficient.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/es/Terms/s/seismic_impedance.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/es/Terms/s/seismic_impedance.aspxhttp://acer.forestales.upm.es/basicas/udfisica/asignaturas/fisica/dinam1p/mas.htmlhttp://acer.forestales.upm.es/basicas/udfisica/asignaturas/fisica/dinam1p/mas.htmlhttp://acer.forestales.upm.es/basicas/udfisica/asignaturas/fisica/dinam1p/mas.htmlhttp://www.fourier-series.com/f-transform/index.htmlhttp://www.fourier-series.com/f-transform/index.htmlhttp://www.fourier-series.com/f-transform/index.htmlhttp://acer.forestales.upm.es/basicas/udfisica/asignaturas/fisica/ondas/armonicas.htmlhttp://acer.forestales.upm.es/basicas/udfisica/asignaturas/fisica/ondas/armonicas.htmlhttp://acer.forestales.upm.es/basicas/udfisica/asignaturas/fisica/ondas/armonicas.htmlhttp://www.fourier-series.com/f-transform/index.htmlhttp://acer.forestales.upm.es/basicas/udfisica/asignaturas/fisica/dinam1p/mas.htmlhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/es/Terms/s/seismic_impedance.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/Terms/r/reflection_coefficient.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/Terms/r/rock.aspxhttp://www.glossary.oilfield.slb.com/Terms/s/seismic_velocity.aspxhttp://cidbimena.desastres.hn/docum/crid/Abril2004/pdf/spa/doc2249/doc2249-b.pdf


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CARACTERISTICAS DE UNA ONDA

Vamos a referirnos nicamente a ondas cuyos pulsos pueden ser

descritos por las funciones matemticas seno y coseno. Lamamos a

estas ondas ondas armnicas. Las partculas del medio en que se

propaga una ondas transversal (en este caso las de la cuerda)

vibran perpendicularmente a la posicin inicial de la cuerda,

separndose de la posicin inicial, subiendo y bajando con un

movimiento vibratorio armnico simple.

La separacin de la posicin de equilibrio responde a la frmula

y(t )=A sen (w t), donde A es la amplitud o separacin mxima. La

velocidad de vibracin de las partculas es variable ( v=A wcos

wt ), perpendicular a la direccin de propagacin y diferente de

la velocidad de propagacin del pulso (V) que es constante.


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Las ondas tranversales tienen crestas y valles y las

longitudinales tienen compresiones y dilataciones. En los dos

tipos de ondas una partcula siempre se separa armnicamente de la

posicin de equilibrio.

Si una onda interfiere con otra en determinados puntos puedeocurrir que se anule la vibracin formndose un nodo (mira el

dibujo animado del inicio de la pgina que representa la onda

estacionaria en una cuerda).

Las ondas longitudinales (como las del sonido) se propagan en

medios con resistencia a la compresin (gases, lquidos y slidos)

y las transversales necesitan medios con resistencia a la flexin,

como la superficie de un lquido, y en general medios rgidos. Los

gases y los lquidos no transmiten las ondas .

Longitud de onda, frecuencia y periodo

Se define la longitud de onda, l, como la distancia que recorre el

pulso mientras un punto realiza una oscilacin completa. El tiempo

que tarda en realiza

r una oscilacin se llama periodo ( T ) y la frecuencia ( n ) es

el nmero de oscilaciones (vibraciones) que efecta cualquier

punto de la onda en un segundo.

[[http://teleformacion.edu.aytolacoruna.es/FISICA/document/fisicaI

nteractiva/Ondasbachillerato/ondasCaract/ondas-

Caract_indice.htm|CARACTERISTICAS DE UNA ONDA]]
http://sismoclubb2011.wikispaces.com/home#mce_temp_url#http://sismoclubb2011.wikispaces.com/home#mce_temp_url#http://sismoclubb2011.wikispaces.com/home#mce_temp_url#http://sismoclubb2011.wikispaces.com/homehttp://sismoclubb2011.wikispaces.com/home#mce_temp_url#http://sismoclubb2011.wikispaces.com/home#mce_temp_url#http://sismoclubb2011.wikispaces.com/home#mce_temp_url#http://sismoclubb2011.wikispaces.com/home#mce_temp_url#


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LA MANERA PRACTICA DE ESTIMAR LA MAGNITUD

La mayora de los sismlogos utilizan mtodos diferentes para

calcular la magnitud de los terremotos. El encontrar la longitud,

profundidad y deslizamiento de una falla puede llevar varios das,

semanas o incluso meses despus de un gran terremoto. El mapeo delas fallas ssmicas que hacen los gelogos, o el dibujo de la

distribucin espacial de las rplicas como hacen los sismlogos,

puede proporcionar estos parmetros despus de un considerable

esfuerzo. Pero algunos terremotos grandes y la mayora de los

pequeos, no presentan ni fallas superficiales ni tienen

suficientes rplicas para poder estimar su magnitud en la forma

que utilizamos anteriormente. Tambin, resulta de mucha utilidad

el poder calcular rpidamente la magnitud de un evento, as que

cualquier medida de emergencia requerida puede llevarse a cabo

cuando antes.

Richter demostr que entre mayor era la energa intrnseca de un

terremoto, mayor era la "amplitud" de movimiento del terreno en

una distancia dada. El Calibr su escala de magnitud usando la

medida de "amplitud" mxima de la onda de cizallamiento (la onda

S) en un periodo de 20 segundos, registrando los datos en un

sismmetro altamente sensible a este tipo de ondas. Aunque

inicialmente su trabajo fue calibrado nicamente por estos

sismmetros especficos, y slo para terremotos en el sur de

California, los sismlogos han desarrollado factores de escala

para ampliar la escala de magnitud Richter a muchos otros tipos demedicin en todo tipo de sismmetros, y alrededor del mundo. De

hecho, se han llevado a cabo estimaciones de magnitud para miles

de terremotos en la luna y para dos temblores en el planeta

"Marte".

El diagrama inferior muestra como usar el mtodo original de

Richter para calcular la magnitud por medio de un sismograma.


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Por supuesto despus de haber medido la "amplitud" de onda, usted

tiene que calcular su logaritmo, y escalarlo por un factor segn

la distancia que haya entre el sismmetro y el terremoto, luego se

calcula la magnitud a travs de la diferencia de tiempo de S-P.

Las escalas en el diagrama superior forman un nomograma que

permite realizar el clculo matemtico rpidamente con slo dar un

vistazo. La ecuacin que representa este nomograma es la

siguiente:

M = log A(mm) + 3 log (8 t(s)) 2.92

DondeAes la "amplitud" en milmetros, medida directamente del

registro en papel fotogrfico del sismmetro Wood-Anderson, que es

un instrumento especial. El tiempo S - P en segundos, nos da como

resultado el delta de t.

t


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Los sismlogos tratarn de obtener una estimacin de

magnitud separada de cada estacin ssmica donde se

registre el terremoto, para luego obtener promedio.

Estos promedios reportados en los diferentes

laboratorios sismlogicos justo en el momento posteriorde un terremoto, comunmente difieren aproximadamente en

un 0.2 unidades de magnitud. Cada laboratorio est

calculando el promedio de las magnitudes obtenidas las

diferentes estaciones a las tienen acceso. Pueden pasar

varios dias para que las diferentes organizaciones que

existen llegan a un consenso acerca de cul fue la mejor

estimacin de magnitud.

Los cientficos norteamericanos Wood-Anderson, hicieron

otras mediciones de sismos ms distantes registrados

instrumentalmente. Definieron la magnitud Ms de ondas

superficiales para periodos entre 17 y 23 seg., la cual

viene dada por:

Ms= log(A)+1.656 Log (D)+1.818+S

Donde:

A= amplitud mxima horizontal del suelo en micrones.

D= a la distancia focal en grados.

S= a la correccin de la estacin.

Estos cientficos tomando las ondas internas PZ, PH, PPZ

y SH obtuvieron la siguiente formula para las ondas de

cuerpo internas:

Mb=log (A/T) max + Q (D,h)

Donde:

(A/T)max= es la relacin entre periodo amplitud mxima

de las ondas mencionadas

Q(D,h) = es un factor de calibracin la cual depende de

la distancia epicentral (D), de la profundidad h y del


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tipo de onda.

El termino magnitud como una medida cuantitativa del

tamao de un sismo fue inicialmente aceptada en 1949

despus de la sismicidad de la tierra y los fenmenos

asociados a ella. En la Republica Dominicana es

necesario a la luz de todos estos adelantos que en

nuestro pas se desarrolle una formula de magnitud

acorde con nuestra realidad tectonico-ssmica la cual

ser parte importante en la evaluacin del riesgo

ssmico.

DETERMINACION DE LA MAGNITUD DE UNA ONDA

Al momento de producirse un sismo, gran parte de la Energa

Ssmica se libera en forma de calor y una pequea parte mediante

la propagacin de diversas tipos de ondas que hacen vibrar la

corteza terrestre. Dentro de estas ondas encontramos las de Cuerpo

que viajan a grandes distancias a travs de la roca,

identificndose las ondas P, primarias o de compresin, que

producen que las partculas experimenten un movimiento paralelo a

la direccin de propagacin y las ondas S, secundarias o de corte,

inducen un movimiento transversal. Otro tipo de onda son las

Superficiales, las cuales se deben a reflexiones y refracciones de

las ondas de cuerpo cuando stas llegan a la superficie o a una

interfase entre estratos, se identifican dentro de stas ondas las

Rayleigh con movimiento vertical y elptico, y las Love con

movimiento horizontal.

Con la finalidad de medir y analizar el movimiento producido por

un sismo fue diseado a finales del siglo pasado el sismgrafo; el

registro obtenido se denomina sismograma que es un grfico de las

ondas ssmicas o una representacin amplificada del movimiento del

terreno. La diferencia en el arribo de las ondas P y S, permite lalocalizacin del epicentro del sismo. El tamao de los sismos

puede ser expresado en trminos de su Magnitud o de su Intensidad.

La Intensidad es un ndice de los efectos causados por un temblor

y depende de las condiciones del terreno, la vulnerabilidad de las

edificaciones y la distancia epicentral. Para estandarizar los

niveles de intensidad se utilizan escalas tal como la Escala


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Mercalli Modificada (MM).

La Magnitud es un valor nico y es una medida cuantitativa del

sismo relacionada con la energa ssmica liberada. Tericamente la

magnitud no tiene lmite superior, pero est limitada por la

resistencia de las rocas en la corteza terrestre y la longitud deruptura probable en la falla. Para su determinacin han sido

creadas diferentes escalas, dependiendo del tipo de onda en que se

basa la medicin tenemos:

1. MAGNITUD LOCAL (ML)

La idea de medir la magnitud de un sismo basado en un registro

instrumental fue introducido en 1935 por Charles Richter,

Sismlogo de California Technological Institute. Fue definida para

sismos locales en California para un radio de aproximadamente 600

km y se determina a partir de la mxima amplitud registrada por un

sismgrafo Wood Anderson con constantes especficas (perodo = 0.8

segundos, amplificacin esttica = 2800 y factor de

amortiguamiento = 0.8) ubicado a 100 kilmetros de la fuente

ssmica. Para su determinacin se utiliza la siguiente expresin:

ML = 1og A log Ao

Donde A es la mxima amplitud de la traza registrada y Ao la

amplitud mxima que sera producida por un sismo patrn, siendo

ste aquel que producira una deflexin de 0.001 mm en un

sismgrafo ubicado a 100 km del epicentro.

Ya que la escala de magnitud es logartmica, el incremento en una

unidad de magnitud significa un aumento en diez veces de la

amplitud de las ondas en el sismograma, lo cual no debe

confundirse con lo que sucede con la energa ssmica liberada en

donde un incremento en magnitud equivale a un aumento de

aproximadamente 31.5 veces de energa.


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1. MAGNTUD LOCAL (ML).docx

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1. calcula de la magnitud local.pdf

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1.1 calculo de la magnitud local a partir de un acelogramo.pdf

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2. MAGNITUD DE ONDAS SUPERFICIALES (MS)

Los cientficos norteamericanos Wood-Anderson, hicieron

otras mediciones de sismos ms distantes registrados

instrumentalmente. Definieron la magnitud Ms de ondassuperficiales para periodos entre 17 y 23 seg., la cual

viene dada por:

Ms= log(A)+1.656 *Log (D)+1.818+S

Donde:

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3.MAGNITUD DE ONDAS DE CUERPO (mb)

La determinacin de la magnitud MS para los sismos con profundidad

focal mayor a 50 kilmetros se dificulta, debido a que no se

generan ondas de superficie con suficiente amplitud; para

compensar sto se utiliz un factor de correccin de tal forma que

se pudieran utilizar las ondas de cuerpo. La magnitud mb se basa

en la amplitud de ondas de cuerpo con perodos cercanos a 1.0

segundos, para su determinacin se utiliza la siguiente expresin:

mb = log (A/T) + Q(D,h)

donde A es la amplitud del terreno en micrmetros, T es el perodo

en segundos y Q es un factor de atenuacin que est en funcin de

la distancia D en grados y la profundidad focalh en kilmetros.

Las escalas de magnitud MS y mb no reflejan adecuadamente el

tamao de sismos muy grandes, subestiman su valor y dan una

estimacin poca exacta de la energa liberada, lo que se ha

denominado saturacin de las escalas de magnitud. Las mximas

magnitudes mb se encuentran alrededor de 6.5 a 6.8, y la magnitud

MS entre 8.3 a 8.7. As tambin la magnitud definida empricamente

con base en la amplitud de las ondas ssmicas no permite definirel tamao del sismo en trminos del proceso fsico de ruptura y de

las dimensiones de la zona de dislocacin.

La introduccin del concepto de Momento Ssmico en la sismologa,

ha aportado una medida para designar el tamao de un sismo que

est en funcin directa de las propiedades fsicas de la roca y de

las dimensiones del rea que sufre la ruptura. Es a partir de este
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concepto que se ha desarrollado la magnitud de momento.

4. MAGNITUD MOMENTO (Mw)

La cantidad de energa liberada por un sismo a partir del Momento

Ssmico se define as:

MO = : DA

En la cual MOes el momento ssmico, medido en dinas-cm, :es la

rigidez de la roca en dinas/cm2 , D es el desplazamiento promedio

de la falla en cm y A es el rea del segmento que sufri la

ruptura expresada en cm2.

La nueva escala de magnitud, denominada magnitud momento fue

desarrollada por Hiroo Kanamori de California Technological

Institute. Para su determinacin se utiliza la siguiente

expresin:

MW =2/3 log MO 10.7

Las magnitudes de los sismos grandes fue recalculada usando esta

nueva escala y para algunos de ellos cambi notablemente, tal como

sucedi con el sismo de Chile de 1960 que tena una magnitud MS de

8.3 y que al calcularle la magnitud momento sta fue de 9.5convirtindose as en el sismo de mayor magnitud hasta hoy

registrado.

5. MAGNITUD ENERGIA (Me)

La cantidad de energa irradiada por un sismo es una medida del

potencial de dao a las estructuras. El clculo de esta magnitud

requiere la suma del flujo de energa sobre un amplio rango de

frecuencias generadas por un sismo. Debido a limitantes

instrumentales, la mayora de clculos de energa han dependido

histricamente de la relacin emprica desarrollada por Beno

Gutenberg y Charles Richter.

Log10E = 11.4 + 1.5 Ms


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Donde la energa E es expresada en Ergios. La magnitud basada en

la energa irradiada por un sismo se puede definir de la siguiente

manera:

Me=2/3log10 E - 9.9

6. MAGNITUD DE DURACION (Md)

Esta magnitud es una variacin del concepto de magnitud local que

se emplea en algunas redes. Su nombre proviene del hecho que es

calculada con base a la duracin del registro de la seal ssmica.

Su expresin es la siguiente:

Md= a log(J) - b + c?

Donde J es la duracin del registro de la seal ssmica en

segundos, ? la distancia epicentral y a,b,c son coeficientes

ajustados para que Md corresponda a ML .

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Por supuesto despus de haber medido la "amplitud" de onda, usted tiene que calcular su

logaritmo, y escalarlo por un factor segn la distancia que haya entre el sismmetro y el

terremoto, luego se calcula la magnitud a travs de la diferencia de tiempo de S-P. Las escalas en

el diagrama superior forman un nomograma que permite realizar el clculo matemtico

rpidamente con slo dar un vistazo. La ecuacin que representa este nomograma es la siguiente:

**M =log10A (mm) + 3log10(8 **[[image:file:///C:/Users/OSCARI%7E1/AppData/Local/Temp/msohtmlclip1/01/clip_image001.gif width="24" height="18"caption="http://mmc2.geofisica.unam.mx/website/html/SSN/Doc/Richter/delta-t.GIF.html"]]**(s)) -

2.92**Donde Aes la "amplitud" en milmetros, medida directamente del registro en papel fotogrfico del

sismmetro Wood-Anderson, que es un instrumento especial. El tiempo S - P en segundos, nos da

como resultado

http://mmc2.geofisica.unam.mx/website/html/SSN/Doc/Richter/delta-t.GIF.html

.

Los sismlogos tratarn de obtener una estimacin de magnitud separada de cada estacinssmica donde se registre el terremoto, para luego obtener promedio. Estos promedios reportados

en los diferentes laboratorios sismlogicos justo en el momento posterior de un terremoto,

comunmente difieren aproximadamente en un 0.2 unidades de magnitud. Cada laboratorio est

calculando el promedio de las magnitudes obtenidas las diferentes estaciones a las tienen acceso.

Pueden pasar varios dias para que las diferentes organizaciones que existen llegan a un consenso

acerca de cul fue la mejor estimacin de magnitud.

Los cientficos norteamericanos Wood-Anderson, hicieron otras mediciones de sismos ms

distantes registrados instrumentalmente. Definieron la magnitud Ms de ondas superficiales para

periodos entre 17 y 23 seg., la cual viene dada por:

Ms= log(A)+1.656

Log (D)+1.818+S

Donde:




Estos cientficos tomando las ondas internas PZ, PH, PPZ y SH obtuvieron la siguiente formula para


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las ondas de cuerpo internas:

Mb=log (A/T) max + Q (D,h)

Donde:

(A/T)max= es la relacin entre periodoamplitud mxima de las ondas mencionadas

Q(D,h) = es un factor de calibracin la cual depende de la distancia epicentral (D), de la

profundidad h y del tipo de onda.

El termino magnitud como una medida cuantitativa del tamao de un sismo fue inicialmente

aceptada en 1949 despus de la sismicidad de la tierra y los fenmenos asociados a ella. En la

Republica Dominicana es necesario a la luz de todos estos adelantos que en nuestro pas se

desarrolle una formula de magnitud acorde con nuestra realidad tectonico-ssmica la cual ser

parte importante en la evaluacin del riesgo ssmico.

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