consideraciones sobre amplificaciÓn sÍsmica en … · 2019-09-10 · revista geológica de...

Revista Geológica de América Central, 28: 109-123, 2003

CONSIDERACIONES SOBRE AMPLIFICACIÓN SÍSMICA ENDEPÓSITOS ALUVIALES, CASO CUENCA DEL

TEMPISQUE, COSTA RICA

Martín Rojas

Instituto Costarricense de ElectricidadE-mail: [email protected]

(Recibido: 7/1/00; Aceptado: 14/7/03)

ABSTRACT: The study and analysis of seismic amplification was developed from the geologic setting of theTempisque Basin and other regions with similar geological settings (alluvial deposits considerate as soft soils). The first well group (northwestern of the basin) gave maximum acceleration’s amplitudes between 0,55-0,91 secfor an oscillation period of soil approximately of 0,88 and 0,71 sec. This area is where the biggest thicknessesof soft soil are located (between 35-60 m). The second group (central part) gave a period range for the maximumamplitude of 0,24-0,85 sec for an oscillation period approximate in 0,65 and 0,54 sec. The soft soil thicknessesare intermediate between 30-50 m. The third group (middle and southeastern part) present values of maximumamplitude in the range between 0,10-0,55 sec for an oscillation period of 0,23 and 0,14 sec. The thicknesses areminimum with values between 10-20 m. The spectral values of amplification in the rank considerated are 0,5-1,1g, 0,55-0,98g and 0,4-1,5g for the first, second and third well group respectively. For the third group theamplification factors trend to overestimate the maximum values of amplification for about 2g. The classification of soil types according to FEMA and ATC’s discernments was done in four types: B, C, D andE (rock, soft rock and very dense soil, soft soil, very soft soil).

RESUMEN: El estudio y análisis de amplificación sísmica se desarrollaron a partir de la información geológicade la cuenca del Tempisque correlacionado con otras regiones de condiciones geológicas semejantes (rellenosaluviales caracterizados como suelos blandos). Para el primer grupo de pozos (noroeste de la cuenca), los resultados en el ámbito de las aceleracionesespectrales en los períodos de máxima amplitud se obtienen en un rango de períodos dado entre 0,55-0,91 s paraun período fundamental de oscilación del suelo aproximado en 0,88 y 0,71 s. En esta área se ubican los mayoresespesores de suelo blando (35-60 m). En el segundo grupo (parte central) los períodos de máxima amplitud sedan en un rango de 0,24-0,85 s para un período de oscilación aproximado en 0,65 y 0,54 s. Los espesores desuelo blando presentan valores intermedios entre los 30-50 m. El tercer grupo (parte central y sureste) presentavalores de máxima amplitud en el rango de 0,10-0,55 s para un período de oscilación en 0.23 y 0.14 s. Losespesores de suelo blando son mínimos con valores de 10-20 m. Los valores espectrales de amplificación en losrangos de períodos determinados se dan entre 0,5-1,1 g, 0,55-0,98 g y 0,4-1,5 g para el primer, segundo y tercergrupo de pozos respectivamente. Los factores de amplificación para el caso del tercer grupo, tienden asobrestimar los valores de amplificación cercanos a 2 g.La clasificación de tipos de suelos según los criterios de la FEMA y ATC se hizo en cuatro tipos: B, C, D y E(roca, suelo muy denso y roca blanda, suelo blando, suelo muy blando).

110 REVISTA GEOLÓGICA DE AMÉRICA CENTRAL

INTRODUCCIÓN

El área de estudio abarca la parte centraly norte de la península de Nicoya, representadaen su mayor parte por la cuenca del Tempisque(Fig.1). Se obtuvo la información de 17 pozoshidrogeológicos, con sus respectivos perfilesgeológicos y registros de resistividad eléctrica,distribuidos en tres grupos a lo largo de lacuenca del Tempisque. Se elaboró un modelode capas geológicas para cada pozo con sus res-pectivos datos geofísicos. Esta información seprocesó en el programa ProShake (1998) paraobtener los resultados de amplificación. Se uti-lizaron los acelerogramas de los sismos de Li-món del 22 de abril de 1991, registrado en rocaen la estación Cachí y el sismo de Loma Prietadel 17 de octubre de 1989, registrado en rocaen la estación de la Isla Yerva Buena sobre laFormación Franciscano (California, EE.UU.).El primer grupo de pozos se ubica al noroeste,comprendiendo las hojas Carrillo Norte y Be-lén. El segundo grupo se localiza al sureste de lahoja Belén en la parte central. El tercer grupo seubica en la parte central y sureste, comprendien-do las hojas Tempisque, Talolinga y Matambú(Fig. 1 y Cuadro 1).

La cuenca del Tempisque es consideradacomo un sinclinal o graben, cuya estructura ha si-do el resultado de una historia tectónica muycomplicada. Estas características han sido propi-cias para la depositación de un espesor conside-rable de materiales erosionados de las formacio-nes geológicas adyacentes considerados, comosuelos blandos, que en algunas partes alcanzahasta los 70 m de espesor.

Se ha determinado que la amplificaciónespectral en suelos es mucho mayor para depó-sitos no cohesivos profundos (arenas) y paradepósitos de arcillas blandas a medianamentefirmes que para condiciones de suelo firme oroca (Figs. 2 y 3). Lo anterior se puede resumirdiciendo que depósitos de suelos blandos y pro-fundos introducen una proporción significativa-mente mayor de componentes de período largo,en los movimientos de la superficie del terreno,los efectos aparentemente se incrementan conel aumento del espesor o blandura del suelo.

Fig. 1: Mapa de ubicación de las hojas cartográficas que in-cluye el área de estudio 1. Punta Gorda; 2. Carrillo Norte; 3.Monteverde; 4. Matapalo; 5. Belén; 6. Tempisque; 7. Villa-rreal; 8. Diriá; 9. Talolinga; 10. Marbella; 11. Cerro Brujo;12. Matambú; 13. Garza. Editadas por el I.G.N. San José a es-cala 1:50 000.

Las condiciones de sitio local tienen mucha im-portancia en todas las características del movi-miento fuerte del terreno, como lo son: ampli-tud, contenido de frecuencias y duración. La ex-tensión de esta influencia depende de la geome-tría y propiedades del material del subsuelo, dela topografía del sitio y de las características delmovimiento sísmico (Seed & Idriss, 1982).

Actualmente los efectos de sitio han sidoevaluados por diferentes métodos: análisis teóri-co de respuesta del terreno (mediante instrumen-tación midiendo los movimientos del terreno enalgún sitio determinado) o, mediante medicionesdel movimiento de la superficie del terreno en si-tios con diferentes condiciones de subsuelo. Labase para un estudio de amplificación puede serilustrada analíticamente usando un análisis teóri-co simplificado de respuesta sísmica del terreno,como el que utiliza el programa SHAKE. Sinembargo, el principio básico y el modelo mate-mático que utiliza este programa idealiza algu-nas de las condiciones reales que se han determi-nado. El modelo de suelo que propone el progra-ma es una sucesión de capas horizontales semi-infinitas, sobre un semi-espacio elástico de pro-fundidad infinita. La perturbación o excitación

111ROJAS: Consideraciones sobre amplificación sísmica en depósitos aluviales, caso cuenca del Tempisque, Costa Rica

de las capas debido a un sismo se considera de-bido al efecto de la propagación de ondas cortan-tes que se propagan verticalmente desde la baserocosa del depósito hasta la superficie, pero sinconsiderar el efecto de las ondas superficialesRayleigh y Love.

En Costa Rica se han desarrollado estu-dios de amplificación sísmica, sobre todo en elValle Central: Gallegos (1980); Valverde (1981);Pujol & Castro (1981); Vargas (1987); Taylor(1994); Ramírez et al. (1994); Ramírez (1995).El área de la península de Nicoya y la cuenca delTempisque presenta características de alta sismi-cidad y grandes rellenos aluviales que la clasifi-can como una región de condiciones potencialespara la amplificación sísmica.

ANÁLISIS DE LA INFORMACIÓN

Tipos de suelos

Se definieron cuatro tipos de suelos, basa-do en el tipo de roca madre presente y los valo-res de velocidad de onda cortante y resistividadeléctrica, de acuerdo con información geofísicade SENARA (1997).

Según los criterios de la FEMA (FederalEmergency Management Agency, 1994) y laATC (Aplied Technology Council, 1985), lossuelos se clasifican en B, C, D y E (Fig. 4):

Tipo B (roca): corresponde con las rocasdel Complejo de Nicoya: basaltos, intrusivos (ga-bros, dioritas, plagiogranitos) y radiolaritas. Se-gún los datos reportados en informes técnicos,las velocidades de onda cortante en el basamentooscilan entre los 1500 - 2800 m/s. Tomando encuenta el grado de meteorización del basamento

Cuadro 1

Períodos de amplificación y oscilación del suelo

Grupo 1 Grupo 2 Grupo 3

Pozos CN-33, 71, 72, 73, BE-69, 105, 136 A B77, 129, 44 TE9, TAL126, MT76 TE14, TAL127, MT75

Sismos Limón Loma Prieta Limón Loma Prieta Limón Loma Prieta Limón Loma Prieta

Espectral (seg) 0,85 0,65 0,55 0,45 0,24 0,26 0,14 0,12

F.T. (seg) 0,91 0,77 0,75 0,63 0,21 0,19 0,15 0,14

F.A. 4,74 6,43 3,38 4,08 8,45 12,1 10,25 14,82

Espesor 35 - 60 m 30 - 50 m 10 - 20 m

Rango (seg) 0,55 - 0,91 0,24 - 0,85 0,10 - 0,55

Asignado (seg) 0,88 / 0,71 0,65 / 0,54 0,23 0,14

F.T.: Función de transferencia, F.A.: Factor de amplificación, CN: Hoja Carrillo Norte, BE: Hoja Belén, TE: Hoja Tempisque,TAL: Hoja Talolinga, MT: Hoja Matambú. Ubicación en figuras 1 y 4.

Fig. 2: Espectros de aceleración promedio para diferentescondiciones locales (Seed & Idriss, 1982).


en superficie, se deduce que tienen velocidadesmayores a los 760 m/s para una clasificación Ti-po B (FEMA, 1994). De acuerdo con la ATC(1985), se clasifica como tipo S1: Roca. Los va-lores de resistividad varían entre los 50 - 250 oh-mios-metro dependiendo del grado de fractura-ción, presencia de agua y sales minerales en lamatriz, y el grado de meteorización de la roca.

Tipo C (suelo muy denso y roca blanda):corresponde con los suelos originados de las ro-cas sedimentarias: calcilutitas, radiolaritas, cali-zas, lutitas calcáreas y silíceas, areniscas, calizasarrecifales. También se incluyen en esta clasifi-cación los suelos originados por las rocas piro-clásticas de las formaciones Bagaces y Liberia:tobas e ignimbritas. Se deduce que los valores enlas velocidades de onda cortante son superiores alos 360 m/s, por lo que se le clasifica como TipoC, según la FEMA (1994) y como S2: Suelo Fir-me, según la ATC (1985). Los valores de resisti-vidad por lo general son mayores a los 40 oh-mios-metro para rocas meteorizadas.

Tipo D (suelo blando): corresponde conlos rellenos aluviales de la cuenca del Tempisqueque forman suelos sedimentarios (Fig. 4). Losespesores de suelo en estos depósitos de rellenovarían entre 10 - 60 m (SENARA, 1997). Los va-lores de velocidad de onda cortante registrados

en las capas de aluvión o suelo blando varían en-tre los 100 - 400 m/s, de lo cual se deduce que lossuelos originados pueden tener valores inferioresa los 360 m/s, clasificando como Tipo D según laFEMA (1994) y como S3: Suelo Blando según laATC (1985). Los valores de resistividad en éstosdepósitos aluviales varían entre los 5 - 40 oh-mios-metro, dependiendo de las proporciones degrava-arena-limo-arcilla, el grado de saturacióny sales minerales en la matriz.

Tipo E (suelo con Vs < 180 m/s): en estaclasificación entran los manglares o llanuras deinundación cuya clasificación según la ATC(1985) es como S4: Suelo Muy Blando.

Fig. 4: Mapa de tipos de suelos para las diferentes condicio-nes de sitio y períodos de oscilación del suelo. Fuentes con-sultadas: Sáenz, R., 1982; ATC, 1985; FEMA , 1994; Funaio-li & Rossi, 1991; Denyer & Arias, 1992 y 1993; Denyer et al.,1993; Arias, 1998; Tournon & Alvarado, 1997; SENARA (ba-se datos de pozos de 1999).

Fig. 3: Espectros para el 84,1% valor percentil para diferen-tes condiciones locales (Seed & Idriss, 1982).


Determinación de los parámetros geofísicos

Se consideraron cinco aspectos fundamen-tales para obtener los parámetros geofísicos delos perfiles de suelo y roca:

1. El tipo de litología presente (espesor yprofundidad).

2. Consideraciones de los niveles freáticos(medio saturado o no saturado).

3. La variación de la velocidad de onda cor-tante con la profundidad.

4. Densidad relativa de cada capa geológica.5. Determinación del módulo dinámico de

corte.

La litología de cada perfil geológico se de-finió con base en los datos estratigráficos de lospozos y los registros de resistividad eléctrica de

cada pozo. Los sondeos de resistividad eléctricapermitieron definir la profundidad del nivel freá-tico en cada pozo y a la vez correlacionar las ca-racterísticas litológicas para definir la presenciade capas de arcilla, limos, arena o grava, lo cualimplica variaciones en los valores de velocidadesde las ondas sísmicas compresiva y cortante ytambién, en los valores de densidad (Cuadro 2).

La consideración del nivel freático tieneimportancia para evaluar la variación que tiene lavelocidad de la onda compresiva en un medio sa-turado y no saturado. La onda compresiva, a di-ferencia de la onda cortante, puede propagarse enel agua, ésta generalmente aumenta su valor enmedio saturado, debido a que los espacios o va-cíos de los depósitos sedimentarios inconsolida-dos son ocupados por agua, lo cual también tieneimplicaciones indirectas en los valores de la ve-locidad de la onda cortante en tanto se modifique

Cuadro 2

Parámetros geofísicos del perfil geológico del pozo CN-73 (NW de la hoja Carrillo Norte)

#capas Litología Espesor PesoUnit. G max Vs(m) (kN/m3) (Mpa) (m/s)

1 Arcilla plástica con poca grava 4,6 14,4 33,0 150,0

2 Arcilla plástica con poca grava 2,7 16,0 27,6 130,0

3 Arena media (5-10% arcilla) 0,9 16,8 55,5 180,0

4 Grava fina con matriz de arena gruesa y arcillosa (30%) 2,1 17,5 102,6 240,0

5 Sed. lacustres con arenas, arcillas y mat. volc. (arcillas 10-35%) 22,6 18,2 189,8 320,0

6 Arcilla muy plástica 0,9 18,0 156,1 292,0

7 Sed. lacustres con arena y arcilla y mat. volc. 2,7 18,3 216,1 340,0

8 Arenisca poco cementada 1,8 18,4 229,8 350,0

9 Arcilla limosa con grava fina y lentes de arenisca (limo 40%) 6,4 18,6 266,3 375,0

10 Sed. lacustres con mat. volc. (arcillas 50%) y lentes de arenisca 2,7 18,7 292,7 392,0

11 Arena gruesa+grava con material volcánico (arcilla 5-10%) 1,8 18,7 305,7 400,0

12 Limos y arena limosa con poca grava y material volcánico 3,7 19,0 393,2 450,0

13 Arena gruesa+grava fina con mat. volc. (limo 10%, arcilla 10%) 2,7 19,2 431,4 470,0

14 Limo arcilloso con arena gruesa (arcilla 20% y arena 20%) 2,7 19,2 461,2 485,0

15 Basamento basáltico del Cretácico (Complejo de Nicoya) • 23,0 9904,3 2055,0

Nota: El espesor máximo de suelo blando es 60 m y el nivel freático se localiza a 4,6 m de profundidad. Las características delperfil geológico como tipo de litología, espesor y nivel freático se obtiene mediante correlación litológica del pozo y su registrode resistividad eléctrica.mat. volc.= material volcámico, sed.= sedimento


la estructura o empaquetamiento del esqueletodel sedimento o depósito aluvial, o bien conside-rando el factor profundidad. Las velocidades delas ondas sísmicas compresiva y cortante gene-ralmente aumentan con la profundidad debido ala compactación y rigidez del medio como resul-tado de esfuerzos litostáticos.

Se obtuvieron tres relaciones sobre la va-riación de las velocidades sísmicas de las ondasP y S con la profundidad en medio saturado y nosaturado y aplicado a depósitos aluviales (gra-vas, arenas y arcillas). Para estas relaciones seutilizaron datos reportados en el área de estudio(Herrera, 1980; Leandro, 1975; Mora & Protti,1978; Protti, 1980; Protti, 1981 y Vásquez,1985), mediciones realizadas en otras regionesde relleno aluvial, como Braja, 1993; Ishihara,1996 y otras muchas publicaciones del Bulletinof the Seismological Society of America. Se lesaplicó la regresión que mejor se ajustara a la dis-

persión de los datos para obtener el valor en lasvelocidades de onda P y S a cada profundidad(Figs. 5 y 6) o, dado el caso de tener el valor develocidad de la onda P, obtener por relación elvalor de velocidad de la onda cortante S (Fig. 7).

Los valores de velocidad de la onda P enlos depósitos aluviales se obtuvieron a partirde los resultados de refracción sísmica y resis-tividad eléctrica, obtenidos mediante los estu-dios de geofísica de varios informes técnicosdel SENARA. Se registran valores en el rangode 700 - 1700 m/s medidos a diferentes profun-didades y en condiciones saturadas y no satu-radas (Figs. 5 y 7). Se desarrolló una curva develocidad de onda cortante S, en función de laprofundidad y en condiciones saturadas (Fig.6). Dichas correlaciones se generalizaron a de-pósitos aluviales sin tomar en cuenta específi-camente si son arcillas, limos, arenas o grava,por cuatro factores:

Fig. 5: Variación promedia de la velocidad de onda compre-siva P con la profundidad en depósitos aluviales saturados yno saturados.

Fig. 6: Variación promedia de la velocidad de onda cortanteS con la profundidad en depósitos aluviales saturados.


1. La escala de trabajo (se cubre un área deestudio de 13 hojas cartográficas, Fig. 1).

2. La información de las fuentes (rellenos alu-viales, estudios generalizados, falta de in-formación detallada a depósitos de suelos).

3. La depositación de sedimentos en la cuen-ca del Tempisque es heterogénea (arcillas,limos, arenas y grava en mayor o menorproporción).

4. No se hizo geofísica exploratoria ni prue-bas de laboratorio.

La figura 5 muestra la variación de la ve-locidad de la onda P con la profundidad. Esta re-lación incluye datos registrados específicamenteen los depósitos aluviales al norte (hojas Belén yCarrillo Norte) y al suroeste (hojas Diriá y Villa-rreal). Se determinó que los datos registrados (27

entre los 10-70 m de profundidad) presentan elmismo patrón de dispersión que las otras fuentese inclusive algunos valores están dentro de lacurva de regresión. Esta curva incluye valorestanto en medio saturado como no saturado. Ana-lizando las correlaciones de datos se obtuvo quelos valores en medio saturado se ubican a la de-recha de la curva y los valores correspondientesal medio no saturado a la izquierda. Haciendouna evaluación de los valores con otras regionesde condiciones geológicas similares, se determi-nan tendencias muy similares para los primeros50 metros de profundidad en la cuenca del Tem-pisque. Otro aspecto importante es la mayor va-riación que presentan los valores de velocidadesde onda P entre los 5-70 m. Dicha curva empiezaa ser funcional a partir de los 5 m de profundidad,debido a que existe desviación en los valores aprofundidades menores.

La figura 6 muestra la variación de la ve-locidad de la onda cortante S con la profundidaden medio saturado. Se determinó que esta curvaes funcional en depósitos de granulometría grue-sa (arenas y gravas); sin embargo, puede serpráctica en depósitos de granulometría fina a pro-fundidades más superficiales (0,2-2 metros). Elvalor de R2 = 0,5506, que muestra mayor disper-sión en los datos relativos a las curvas dadas enlas figuras 5 y 7, puede ser explicado debido aque usualmente los valores en la velocidad de on-da S, se obtienen por métodos indirectos y sonmás difíciles de medir en relación con las veloci-dades de onda P. De ahí la importancia de anali-zar conjuntamente las variaciones de velocidadesde onda P y S con la profundidad en medio satu-rado y no saturado, que se representa como la ra-zón entre ambas en la figura 7. Esto nos lleva aun método de análisis para asignar los valores yvariaciones en las velocidades de onda S en cadacapa del modelo geológico de cada pozo.

La figura 7 muestra la relación entre lasvelocidades de las ondas P y S en medio satura-do y no saturado. Se determinó que la regresiónde la recta en medio saturado es aplicable en de-pósitos de granulometría fina y para valores develocidad de la onda P entre el rango 1300-2400m/s. La regresión de la recta en medio no satura-do es funcional en depósitos de granulometría

Fig. 7: Razón promedia entre las velocidades de onda cor-tante S y compresiva S en depósitos aluviales saturados y nosaturados.x Saturado • No Saturado


gruesa (arenas y gravas) o en sedimentos másconsolidados. Sin embargo, tiende a sobrestimarlos valores de velocidad de la onda cortante S.En la regresión lineal de los datos en medio sa-turado se reporta un dato del área de estudio(2690/650), el cual es representativo de aluvio-nes saturados en los alrededores de Nicoya.

Las correlaciones anteriores se utilizarontomando en cuenta el rango de variación en lavelocidad de onda P en gravas, arenas y arci-llas. De esta forma se obtuvo un valor a cadaprofundidad, según la regresión aplicada y lue-go se procedió a definir el valor de velocidad dela onda S, trasladándose a uno u otro lado de lacurva según el rango de variación para cada ti-po de sedimento (granulometría, espesor y gra-do de saturación).

Una vez que se obtuvo la velocidad de laonda cortante S, con la metodología anterior, seprocedió a obtener el valor de densidad segúnla variación en los valores de la velocidad de laonda S a cada profundidad. Tomando en cuentaque la velocidad de la onda cortante varía conla rigidez del medio y el grado de saturación, seelaboraron dos curvas que relacionan la veloci-dad con la densidad en medio tanto saturado,como no saturado. Ambas regresiones permitie-ron obtener el valor de la densidad a cada pro-fundidad según el valor de velocidad asignado(Figs. 8 y 9).

Al comparar ambas curvas para una velo-cidad de onda cortante dada, se puede observar

que la curva correspondiente al medio no satura-do presenta valores de densidad menor, compara-dos con la curva en medio saturado, en la cual au-menta significativamente (aprox.10%) los valo-res de densidad, debido a la presencia de agua enlos poros. El agua no presenta resistencia al cor-tante, cuyo efecto es el de la onda S, por tanto esde esperar que la velocidad de la onda cortanteno tenga una variación significativa si compara-mos los valores en medio saturado y no saturado,a menos que la presencia de agua o saturación enlos sedimentos inconsolidados modifiquen signi-ficativamente la estructura o empaquetamientode los depósitos de aluvión o suelo.

Una vez que se tiene la velocidad de ondacortante y la densidad (dado en peso unitario,kN/m3), se calcula el módulo dinámico de corte(G) en MPa, según la relación:

(1)

donde:ρ: es la densidad en kg/m3

Vs: es la velocidad de la onda cortante en m/s

Los estudios de refracción sísmica en elárea, establecen varios rangos en la velocidad dela onda P para roca. Estas velocidades correspon-den a las rocas del Complejo de Nicoya, que seconsideran como el basamento de la región. Di-chas rocas son generalmente basaltos e intrusivosy en algunos casos rocas silíceas sedimentarias.

Fig. 8: Variación promedia de la densidad con la velocidad deonda cortante en depósitos aluviales no saturados.

Fig. 9: Variación promedia de la densidad con la velocidad deonda cortante en depósitos aluviales saturados.


Se reportan valores entre el rango 2700-5800 m/sen la cuenca del río Andamojo al suroeste delárea (Protti, 1980), 3030-4860 m/s en la margenderecha del río Tempisque (S de Filadelfia y Wde Belén), San Blas y Sardinal (Protti, 1981),2700-3560 m/s al SW de Filadelfia (Vásquez,1985). Considerando estos rangos en la veloci-dad de onda P, se procedió a tomar un valor pro-medio en cada caso y asignar el valor correspon-diente en cada pozo según su cercanía al lugardonde se reportan los datos de velocidad en losestudios de refracción sísmica. Para tomar el va-lor correspondiente de velocidad de la onda S, seutilizó la siguiente relación que generalmente seaplica en sismología para roca:

(2)

También se utilizó una curva de correla-ción entre las velocidades sísmicas P y S paraasignar valores de velocidad de onda cortante enroca para cada pozo. La densidad en roca se ob-tuvo relacionando la velocidad de la onda S conla densidad.

MÉTODOS ESPECTRALES YFUNCIONES DE TRANSFERENCIA

Los espectros de respuesta de terremotosreales son altamente irregulares, sus formas re-flejan los detalles de sus contenidos de frecuen-cia específicos y fase. Existen varios aspectosque tienen influencia en las características del es-pectro de respuesta: la magnitud, el mecanismode ruptura de la falla y la distancia entre la esta-ción y el epicentro son los más importantes.

Los espectros de respuesta describen larespuesta máxima de un sistema de un grado delibertad ante una excitación sísmica o la historiade aceleraciones dada, como una función de lafrecuencia natural y amortiguamiento propios delsistema. Por lo tanto, la forma de los espectros derespuesta indican que los valores máximos deaceleración, velocidad y desplazamiento estánasociados a rangos de frecuencia diferentes. Poreso estos se dividen generalmente en tres zonas:

zona de dominio de la aceleración (frecuenciasaltas), zona de dominio de la velocidad (frecuen-cias intermedias) y zona de dominio del despla-zamiento (frecuencias bajas). Dado que el espec-tro representa el movimiento en una componen-te, lo usual es evaluar éste, en una región deter-minada a partir de un registro de aceleración delterreno, tomando la componente horizontal demayor amplitud que representa el movimiento deentrada en el programa.

Los depósitos de suelos blandos (aluvia-les) se comportan como un filtro que atenúa oamplifica las diferentes frecuencias de las ondassísmicas que forman la señal original. Este proce-so de filtrado o transformación de la señal sísmi-ca original y su importancia en el comportamien-to de las estructuras se visualiza mejor, cuando seutiliza el espectro de respuesta del registro obte-nido en la superficie del terreno. Este comporta-miento se puede representar mediante una fun-ción de tipo espectral (función que depende de lafrecuencia o el período), que se denomina gene-ralmente como espectro de amplificación del de-pósito de suelo en particular, o función de trans-ferencia, que toma la señal base y la transforma amedida que viaja hacia la superficie. Es impor-tante observar en este sentido, que la señal ensuelo se amplifica para los períodos largos conrespecto a la respuesta en roca (Figs. 2 y 3).

La función de transferencia se define co-mo la razón entre la amplitud del movimientodel suelo en la superficie respecto a la amplituden roca aflorante y se supone que es característi-ca de cada sitio. Permite determinar a cuales fre-cuencias o períodos se producen las mayoresamplificaciones en el terreno. Los factores deamplificación obtenidos de dichas funciones seaplican a los parámetros de aceleración, veloci-dad y desplazamiento.

RESULTADOS DE LOS TRES GRUPOSDE POZOS ANALIZADOS

Los resultados de los tres grupos de pozosse presentan en términos de aceleración espec-tral, correlacionado con los resultados de las fun-ciones de transferencia. La importancia de las


funciones de transferencia transciende en el he-cho de que constituyen una forma de corroborarlos datos espectrales, dado que en principio losresultados de éstas dependen más de las caracte-rísticas del perfil geológico que del movimientosísmico de entrada utilizado.

El Cuadro 1 resume los resultados genera-les que se obtienen de los tres grupos de pozosanalizados. Se toman en cuenta los valores de pe-ríodos de mayor amplificación, los rangos de pe-ríodo y el período de mayor amplificación utili-zando los valores espectrales y las funciones detransferencia con ambos sismos. Los resultadosse enfocan en determinar los rangos de período yel período de oscilación del suelo en el cual ocu-rre la máxima amplitud, mas que en determinarla magnitud del parámetro amplificado (acelera-ción) debido a que se ha observado que en algu-nos casos el programa tiende a sobrestimar losvalores de amplificación.

Para el primer grupo de pozos se obtieneun rango de períodos entre 0,55-0,91 s dondeocurre amplificación y con los mayores espesoresde suelo blando entre 35-60 m (Cuadro 1). Se tie-nen ocho períodos importantes de amplificaciónen orden de importancia dados en 0,85; 0,55;0,65; 0,24; 0,32; 0,14; 0,26 y 0,18 s, siendo losmás importantes en 0,88 y 0,71 s correlacionandolos valores espectrales y las funciones de transfe-rencia en ambos sismos (Fig. 10 y Cuadro 1).

Para el segundo grupo de pozos se tieneun rango entre 0,24-0,85 s, con espesores inter-medios de suelo blando entre 30-50 m (Cuadro1). Se tienen siete períodos de amplificación im-portantes dados en 0,55; 0,85; 0,46; 0,24; 0,65;0,14 y 0,18 s, siendo los más importantes en 0,65y 0,54 s correlacionando los valores espectrales ylas funciones de transferencia en ambos sismos(Fig. 11 y Cuadro 1).

Para el tercer grupo de pozos se tiene unrango entre 0,10-0,55 s donde ocurre la amplifi-cación máxima y con los espesores mínimos desuelo blando entre los 10-20 m (Cuadro 1). Parael grupo A se tienen ocho períodos de mayor am-plificación en orden de importancia dados en0,24; 0,1; 0,55; 0,26; 0,18; 0,32; 0,85 y 0,65 s,siendo el más importante en 0,23 s de igual for-ma correlacionando los valores espectrales y lasfunciones de transferencia en ambos sismos (Fig.12a y Cuadro 1). Para el grupo B se tienen seisperíodos de mayor amplificación dados en 0,14;0,12; 0,24; 0,55; 0,65 y 0,85, siendo el más im-portante en 0,14 s (Fig. 12b y Cuadro 1)

La Fig. 4 muestra el mapa con la distribu-ción de los resultados de períodos de oscilacióndel suelo para los valores críticos de amplifica-ción, obtenidos a partir de las correlaciones delos valores espectrales y las funciones de transfe-rencia según el Cuadro 1. Del mapa se observa,que los períodos de oscilación del suelo se dan en

Fig. 10: Espectros de respuesta promedio de las aceleracio-nes (primer grupo de pozos).

Fig. 11: Espectros de respuesta promedio de las aceleracio-nes (segundo grupo de pozos).


el rango entre 0,55 – 0,91 s en la región noroeste(primer grupo de pozos). Los valores de períodosintermedios (0,24 – 0,85 s) y mínimos (0,10 –0,55 s) se presentan en la región central - sureste,correspondiendo con las áreas del segundo y ter-cer grupo de pozos.

DISCUSIÓN Y CONCLUSIONES

El escenario geológico donde ocurren lossismos de subducción frente a la península de Ni-coya se dan generalmente hacia el borde de lacosta pacífica, cuyo proceso de ruptura de falla-miento inverso favorece un patrón de radiación dela energía hacia el océano (Kelleher et al., 1973).Los resultados del programa indican que las ma-yores amplificaciones se dan en rangos de fre-cuencia similares a los contenidos en los movi-mientos de entrada utilizados. Si comparamos lasfrecuencias predominantes dadas en los espectrosde Fourier de las aceleraciones en los dos movi-mientos de entrada utilizados y los resultados delas frecuencias predominantes dadas en los espec-tros de Fourier de las aceleraciones con ambossismos para los pozos analizados, notamos queexiste buena correlación con los resultados de larespuesta espectral y las funciones de transferen-cia (Rojas, 1998). Es importante la similitud queexiste en los resultados obtenidos con las funcio-

nes de transferencia para el sismo de Loma Prietaen relación con la respuesta espectral del sismo deLimón para el período de mayor amplificación(Cuadro 1). A pesar de que son sismos ocurridosen escenarios geológicos diferentes, existe buenacorrelación en los períodos de máxima amplitud.Sin embargo, los factores de amplificación son di-ferentes y por lo tanto los valores de amplifica-ción dan resultados diferentes. Las diferencias enlos valores de amplificación se puede explicar de-bido a que el nivel energético de cada sismo es di-ferente, al comparar los espectros de potencia delas aceleraciones en ambos sismos (Rojas, 1998).Los espectros muestran que el nivel energéticodel sismo de Limón es 1,84 veces mayor que elsismo de Loma Prieta para la máxima amplitud.Los sismos de subducción registrados a larga dis-tancia tienden a tener contenido de frecuenciasbajas dependiendo de la distancia de la fuente alsitio donde es registrado. Dado que los dos sismosutilizados no se dieron en un escenario de subduc-ción sería de esperar que los resultados del pro-grama difiera para una situación real.

Un aspecto importante en el análisis deresultados es que los períodos de mayor amplifi-cación dados en 0,85; 0,55; 0,24 y 0,14 s para elsismo de Limón y 0,65 y 0,18 s para el sismo deLoma Prieta son característicos como períodosde mayor amplitud en ambos sismos. Esto es quelos registros sintéticos son muy dependientes del

Fig. 12a: Espectros de respuesta promedio de las aceleracio-nes (tercer grupo de pozos).

Fig. 12b: Espectros de respuesta promedio de las aceleracio-nes (tercer grupo de pozos).


registro del movimiento introducido. La conclu-sión importante es que el período de oscilacióndel suelo disminuye con el espesor de sueloblando, lo cual es independiente del registro deentrada utilizado. Para el caso particular del áreade estudio, los resultados dan una variación delperíodo de oscilación del suelo de 0,88 s hastavalores mínimos de 0,14 s en dirección NW-SE,paralelo al eje del valle de la cuenca del Tempis-que. Por tanto, las oscilaciones del terreno pue-den darse en el rango de frecuencias de 1 – 7 Hz.

Tales variaciones en los valores y rangosde períodos de oscilación del suelo obtenidos enlos tres grupos de pozos y ubicados en tres áreasdiferentes están dados por tres factores funda-mentales: cambio en el espesor del suelo blandocon valores máximos de 60 m hasta valores mí-nimos de 10 m en dirección NW–SE; la condi-ción de roca sedimentaria como basamento delsuelo blando, parcialmente en el área del segun-do grupo y totalmente en el área del tercer gru-po y cambios físicos y geofísicos de las propie-dades del suelo blando, según el modelo de ca-pas geológicas analizado en cada uno de los gru-pos de pozos analizados. Los cuales son dadospor diferencias genéticas y diagénesis de los se-dimentos derivados de las formaciones geológi-cas adyacentes.

Los resultados de aceleraciones máximaspara el primer grupo de pozos se dan en el rangode períodos entre 0,55-0,91 s para un períodofundamental de oscilación del suelo aproximadoen 0,88 y 0,71 s. En esta área se ubican los ma-yores espesores de suelo blando, con valores en-tre los 35-60 m.

Para el segundo grupo se dan en el rangoentre 0,24-0,85 s, para un período fundamentalde oscilación aproximado en 0,65 y 0,54 s. Sepresentan los espesores intermedios con valoresentre los 30-50 m.

El tercer grupo presenta valores máximosen el rango de 0,10-0,55 s, presentándose dosperíodos fundamentales de oscilación del sueloen 0,23 y 0,14 s. Para este grupo los períodos demayor amplificación de las funciones de trans-ferencia se correlacionan muy bien con los valo-res espectrales. Es importante mencionar que

estos períodos se presentan también como perío-dos importantes en los dos movimientos de en-trada utilizados. En este grupo se presentan losmayores factores de amplificación, tanto que so-brestiman los valores para las amplitudes máxi-mas. En el área de este grupo se presentan los es-pesores mínimos menores a los 20 m con excep-ción del pozo TAL-122 que es mayor a los 30 m.

El resultado general de que el período fun-damental de oscilación del suelo disminuye conla disminución del espesor del suelo blando pare-ce ser una conclusión evidente, acorde con losestudios de Seed & Idriss (1982).

Los valores espectrales de amplificaciónen los rangos de períodos determinados se danentre 0,5-1,1 g para el caso del primer grupo depozos; 0,55-0,98 g para el segundo grupo; 0,4-1,5 g para el caso del tercer grupo de pozos. Losfactores de amplificación para el tercer grupotienden a sobrestimar los valores máximos deamplificación con valores de hasta 2 g.

Según los principios básicos del programaSHAKE, el análisis debe ser aplicado a perfilesgeológicos ubicados en las partes centrales de lascuencas sedimentarias, para evitar los efectos la-terales como acuñamientos e interdigitaciones delos depósitos sedimentarios, así también comolas reflexiones y refracciones de las ondas sísmi-cas debido a las irregularidades de los límites in-feriores de las cuencas. Se consideró importanteel hecho de que los grupos de pozos analizadossean paralelos al rumbo de lo que se considera eleje del valle sinclinal o graben del la cuenca delTempisque, donde se ubican los mayores espeso-res de aluvión, por lo cual se minimizan los efec-tos laterales del valle sedimentario y las irregula-ridades del límite inferior de la cuenca.

Según los resultados los valores de perío-dos obtenidos con las funciones de transferenciacomparados con los valores de períodos espectra-les, se obtienen en rangos de frecuencia que pue-den ser aplicados mejor en el dominio de las ace-leraciones en cada grupo de pozos. Lo anteriordebido a que, por lo general se observa que losperíodos de amplificación en las funciones detransferencia para los segundos y terceros valoresson menores que los valores espectrales en cada


grupo de estudio. De tal forma, que los valores deperíodos mayores puedan ser aplicados en el do-minio de las velocidades.

Según los criterios de la FEMA los suelosen el área de estudio se pueden clasificar en cua-tro tipos: B, C, D y E (roca, suelo muy denso yroca blanda, suelo blando, suelo muy blando) res-pectivamente. La clasificación anterior se hizocorrelacionando criterios litológicos de las for-maciones geológicas y propiedades geofísicas(velocidad de onda cortante, resistividad, densi-dad) que en algunos casos se infieren o son gene-ralizados debido a la escala de trabajo.

La metodología y la investigación permiteobtener una aproximación de las áreas con ame-naza de amplificación sísmica y los principalesfactores involucrados. También identifica áreasdonde se debe de tomar en consideración las ca-racterísticas de las formaciones geológicas su-perficiales (suelos rocosos, firme, blando y muyblando) y ayuda a definir factores de amplifica-ción dinámica, para perfiles de suelo blando.También permite orientar recursos económicos yestudios geológicos, geotécnicos y geofísicos pa-ra el desarrollo de infraestructura civil. Es impor-tante la determinación de las propiedades in si-tuu, desde el punto de vista geofísico de la geo-logía superficial para la evaluación de obras crí-ticas. Sin embargo, la metodología permite obte-ner una correlación con sitios de condicionesgeológicas similares, para una aproximación delos resultados.

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