Arquitectura frente a los terremotos

Vía: http://elpais.com/elpais/2016/08/26/media/1472231889_553909.html

Terremoto Iquique 2014

Este Video aclara la Intensidad del Terremoto de Iquique 2014

Distorsión sísmica de entrepiso de pórticos de concreto reforzado considerando la variabilidad del módulo elástico del concreto de Bogotá

 

Con el módulo de elasticidad del concreto, E, y con la geometría de los elementos estructurales los diseñadores establecen los desplazamientos en estructuras de concreto reforzado. Los autores recopilaron y analizaron estadísticamente la información de ensayos de resistencia a la compresión, f^{`</sup>c, con medición de E para Bogotá (más de 1500 ensayos). Posteriormente se realizó un diseño de edificaciones de 5 pisos siguiendo las especificaciones de la norma NSR-10 (AIS, Asociación Colombiana de Ingeniería Sísmica, 2010) y con dos de los espectros de la reciente microzonificación (año 2010). Con estos edificios y con 1500 números aleatorios de f<sup>`}c y E (basados en los análisis estadísticos de ensayos de laboratorio), se hicieron 6000 simulaciones computacionales variando E y f^`c para determinar las deformaciones máximas de entrepiso (en % de la altura del entrepiso) de los edificios. Se establecieron las deformaciones para análisis modales espectrales y para análisis de fuerza horizontal equivalente. De acuerdo con los resultados, las deformaciones de entrepiso serian en promedio 147% de las de diseño. Asimismo, en promedio 67 de cada 100 edificaciones de cinco pisos diseñadas en Bogotá con la NSR-10 (Norma Sismo resistente) tendrían deformaciones de entrepiso mayores a 1%. Por ello se propone modificar la fórmula de estimación de E de la NSR-10 (para Bogotá) para hacer una estimación más segura y confiable de las deformaciones de entrepiso sísmicas.

Implicaciones del tsunami de Tohoku del año 2011 para la gestión de desastres naturales en Japón

 

El 11 de marzo del año 2011 un terremoto de magnitud 9.0 en la escala Richter tuvo lugar en el mar próximo a lacosta noreste de Japón, generando un tsunami que causó graves daños en las zonas costeras. Un gran número de edificios, incluso muchos de ellos construidos en hormigón armado, fueron destruidos o sufrieron daños extensos, y una gran parte de la flota pesquera terminó encallada en tierra. Muchas estructuras de defensa costera como diques, rompeolas u otras estructuras construidas para resistir tsunamis, también sufrieron graves daños. Ha sido uno de los peores tsunamis que ha afectado Japón a lo largo de su historia. De hecho, el así llamado Gran Terremoto y Tsunami del Este está considerado como un evento que se produce solo cada varios miles de años, al igual que el tsunami de Jogan del año 869 d.C. (Sawai etal., 2006). Esta zona de Japón, conocida con el nombre de Tohoku, ha sido frecuentemente atacada por tsunamis, como el Tsunami de Keicho en el año 1611, donde las olas llegaron hasta 4 km tierra adentro, causando grandes daños en la región (Sawai et al., 2006), o los tsunamis de Meiji-Sanriku de 1896 y Showa-Sanriku de 1933.
Como consecuencia de este tsunami se hace necesario revisar la filosofía detrás de la Gestión de Desastres Naturales en Japón. El desastre ha proporcionado muchas lecciones de cómo se podrían mejorar muchos aspectos de esta gestión, y estas lecciones afectarán las consideraciones teóricas, morales y éticas de dicha gestión. En este artículo los autores describen las principales características del evento y sus implicancias.
Mucho de lo que será discutido tiene su base en problemas intrínsecos a la actual manera de gestionar desastres naturales. Durante muchos años se ha debatido entre los Ingenieros de Costas japoneses y la comunidad que gestiona los desastres naturales si los métodos físicos de protección basados sólo en infraestructura, como los rompeolas o diques, son preferibles a los métodos de planificación como los sistemas de alerta o planes de evacuación. La magnitud del evento de marzo del 2011 ha intensificado el debate, y de hecho en Japón se está comenzando a llegar a un consenso a este respecto. La idea de que las estructuras de protección son siempre capaces de proteger la vida de los habitantes de la costa ha sido abandonada, especialmente a la luz de este último evento. La función de estas estructuras es por tanto dar protección a las propiedades durante los eventos de mayor frecuencia, pero de una intensidad menor, típicamente con un periodo de retorno de entre 50 a 60 años y entre 150 a160 años (intervalos de frecuencia usados en Japón). Estos eventos comienzan a ser referidos como "Tsunamis de Nivel 2". El objetivo de los métodos de planificación sería la protección de vidas, y estaría diseñado teniendo en mente los eventos más infrecuentes pero de mayor intensidad que comienzan a ser definidos como "Tsunamis de Nivel 1". El costo financiero de construir estructuras para proteger contra tsunamis es bastante elevado, y su efectividad no está del todo clara, sobre todo para eventos superiores al tsunami de diseño, como sucedió en marzo del 2011.
En el futuro la construcción de infraestructura sólo debería proceder si se establece que tienen sentido desde un punto de vista de costo-beneficio, especialmente considerando que sólo se espera que protejan las propiedades de las zonas costeras. Hoy en día no está claro hasta qué punto los métodos físicos contribuyeron a aliviar el daño causado por el tsunami, especialmente dado el extenso (a veces catastrófico) daño que sufrieron estas estructuras. Un análisis preliminar de la altura de ola en frente y detrás del rompeolas situado en la bahía de Kamaishi muestra como la estructura podría haber contribuido a reducir la altura de inundación entre un 40 y 50% (utilizando datos del Tohoku Earthquake Tsunami Joint Survey Group (2011) y de PARI (2011)), aunque realmente es necesario investigar este fenómeno mucho más a fondo.
Una parte de esta discusión sobre los métodos de planificación y de infraestructura se centra en si las áreas costeras pueden ser consideradas como lugares de recreo o como el origen de posibles amenazas. ¿Se debería preservar la belleza de estas áreas, o protegerlas de potenciales ataques provenientes del mar?. Japón es un país que periódicamente experimenta desastres naturales como terremotos, tsunamis y tifones, entre otros. Para protegerse contra tifones y tsunamis es necesario no solo construir defensas costeras sino que también es necesario la adecuación de ríos y laderas de montañas para proteger contra otras consecuencias de estos desastres, como inundaciones y remociones en masa. Por lo tanto, las consideraciones estéticas y de ingeniería pertinentes al caso de Japón no son necesariamente las mismas de otros países. Esto se refleja también en la mentalidad de la población e Ingenieros Civiles japoneses, que asocian la idea de problemas costeros con amenazas y como protegerse de ellas. Por ejemplo, la costa de Sanriku tiene una economía que depende de la pesca y otras industrias asociadas con esta actividad. Para la población que vive en estas áreas las consideraciones estéticas son seguramente secundarias comparado con la protección de vidas y de su estilo de vida. Por esto la implementación de métodos de defensa físicos es esencial para que la zona continúe siendo habitada y que la población viva en relativa paz con el mar. Este sentimiento en Japón es en general bastante diferente al de otros países de Europa o América del Norte, donde la implementación de estructuras de defensa sería difícil debido a la oposición de la población del lugar, que protestaría sobre el impacto de las estructuras sobre el ambiente.
El Gran Terremoto y Tsunami del Este del 2011 sin duda conllevará a profundas reflexiones sobre los conceptos y formas de gestión de riesgos referentes a tsunamis en Japón y en el mundo. La gran cantidad de daños y el elevado número de víctimas en un país que se consideraba bien preparado para los tsunamis sin duda creará grandes debates entre Ingenieros Costeros, las personas y organismos que gestionan zonas costeras y los gobiernos nacionales y locales. A pesar de las trágicas consecuencias de eventos como éste, es importante comprender que también presentan oportunidades para impulsar cambios en la utilización y protección de la costa e incrementar la capacidad de defensa de las comunidades contra futuros eventos. En este caso es difícil llegar a la conclusión de que los errores del pasado están siendo repetidos, debido a que este evento tiene un periodo de retorno tan alto que lo hace relativamente único en la historia de Japón hasta este momento. A pesar de esto, este tipo de eventos serán a partir de ahora una parte constituyente de la historia de la humanidad, y pueden servir de ejemplos para otras regiones de Japón o del mundo.

cómo se producen los terremotos

Un terremoto o seísmo, es un fenómeno de sacudida brusca y temporal de la corteza terrestre producido por la liberación de energía acumulada en forma de ondas sísmicas. La mayoría se producen a raíz de los procesos geotectónicos, como movimientos y rupturas de la corteza terrestre.

Los terremotos tectónicos suelen ocurrir en zonas donde la concentración de fuerzas generadas por los límites de las placas tectónicas dan lugar a movimientos de reajuste en el interior y en la superficie terrestre, que comúnmente acontecen al final de un ciclo sísmico, período durante el cual se acumula deformación en el interior de la Tierra que más tarde se libera repentinamente generando el terremoto.

En esta interesante infografía realizada por la agencia RIA Novosti, se ilustra detalladamente la forma en la que se originan los terremotos, sus diversos tipos y los actuales métodos de pronósticos:

Observaciones preliminares de la ruptura de fallas Terremoto de Japon

 

Reconocimiento de eventos geotécnicos extremos (GEER)
Introducción
Un mes después del gran terremoto de Tohoku Mw9.0 frente a la costa del noreste Japón en marzo de 2011, la región de Iwaki de Fukushima experimentó una serie de moderada a grandes réplicas (JMA, 2011). El mayor de ellos, el terremoto de Mw6.6 Hamadoori,
se produjo el 11 de abril y fue seguido unas horas más tarde por un terremoto de Mw6.0 el 12 de abril; ambos fueron centrados debajo de la Prefectura de Fukushima onshore (figura 1). Estos terremotos ocurrieron a profundidades de corteza superficiales (a unos 12 km) y se considerarán que réplicas del 11 de marzo Mw9.0 Tohoku Offshore terremoto (figura 1). Otras réplicas
originario de la corteza superficial por debajo de la zona de Iwaki incluyen un Mw5.8 el 19 de marzo, un Mw5.7 y una Mw5.4 el 22 de marzo, un Mw5.5 el 11 de abril y Mw5.4 el 13 de abril (GCMT, 2011);
estos eventos generados localmente fuertes movimientos de tierra y parecen estar asociados con desplazamiento de fallas normales en la poco profunda subterránea (JMA, 2011), pero en este momento no son asociados con ruptura de fallas superficiales discretos. Sin embargo, campo observaciones inmediatamente
Tras el 11 de abril Hamadoori terremoto demostró que esta réplica de Mw6.6
genera ruptura fallas superficiales sobre una distancia de al menos 11 km en Fukushima sureste
Prefectura (Ishiyama et al., 2011a).
Este informe preliminar proporciona un resumen de las observaciones de superficie ruptura a lo largo de la falla de Idosawa (ahora, \"Shionohira\") cerca de la aldea de Tabito, Prefectura de Fukushima, en abril
23, 2011, doce días después del terremoto de Mw6.6 Hamadoori. La pista de reconocimiento y puntos de interés se muestran en las figuras 2 y 3. El reconocimiento fue guiado por informes iniciales disponible en internet en el momento de la partida de los Estados Unidos el 17 de abril de 2011
(Ishiyama et al., 2011a). Estos trabajadores han publicado desde entonces observaciones actualizadas en un mayor área, incluyendo sitios adicionales al noroeste de Tabito (figura 4; (Ishiyama et al., 2011b). Wartman
et al (2011) también visitó la zona de Tabito-cho y sitios de ruptura de posibles fallas unos 9 km al suroeste de la ciudad de Iwaki (figura 4).
1 Senior Director ingeniería geólogo, Fugro consultores, Inc., Walnut Creek, CA
2 Senior agua recursos técnico asesor, HDR Engineering, Inc., Folsom, CA
3 Profesor adjunto, Universidad de Chiba, Chiba, Japón
4 Geofísico, escuela de medio ambiente, Ciencias de la Universidad de Liverpool, Liverpool, Reino Unido
Figura 1: Lugares de 11 de abril de 2011 relacionados con eventos de Mw6.0 y Mw6.6 Hamadoori terremoto
el 12 de abril (mostrado en mapa de agitar la USGS para el 11 de marzo de 2011 Tohoku Offshore terremoto);
ruptura de fallas superficiales se produjo en las proximidades de los epicentros.
Ishiyama et al (2011a, visitada 16\/04\/11) señaló que el fallo experimentado ruptura superficial a lo largo de líneas de la falla de Idosawa, que fue asignada previamente por la investigación de fallas activas Grupo (1991) como una zona de numerosos, fallas inactivas sorprendente de northwest noreste. Ishiyama et al.
(2011b, visitada el 29\/04\/11) proporcionado observaciones de campo adicional de la ruptura de fallas superficiales, y el nombre esta función el fallo de \"Shionohira\" después de un pequeño pueblo al noroeste de Tabito-cho.
Ishiyama et al. 2011a (b) documentado ruptura superficial a lo largo de al menos 11 km de la
Shionohira culpa, teniendo principalmente down-sobre-el-west normal desplazamiento en una pronunciada occidental-
falla de inmersión o vertical. La ruptura implica un componente dextral leve y tiene un derecho-
patrón de echelon en pisar en su parte norte, donde es al oeste de la traza previamente asignada
el fallo de Idosawa (figura 4). El desplazamiento vertical máximo reportado hasta la fecha (31\/05\/11)
es de 2,3 m en la aldea de Shionohira (N36.994˚, E140.684 °), con mayoría de observaciones en el rango
de 0,8 a 1,5 m; las observaciones más septentrionales de Ishiyama et al (2011b) indican menor
cantidades de desplazamiento vertical (aproximadamente 0,5 m) al norte de Shionohira. En este momento, hay no
informaron las observaciones de ruptura de culpa al sur de la aldea de Tabito, aunque el fallo de Idosawa

Figura 2: campo ruta de reconocimiento (en rojo) y puntos de interés suroeste de Iwaki realizada por
GEER equipo el 23 de abril de 2011 (a) imagen de Google Earth, mapa (b) geológicos (desde GSJ, 2009).

Figura 3: campo ruta de reconocimiento (en rojo) y puntos de interés en la aldea de Tabito, interpretada por
GEER equipo el 23 de abril de 2011 (a) imagen de Google Earth, mapa (b) geológicos (desde GSJ, 2009).
Figura 4: resumen de los lugares visitados por el equipo de GEER (puntos kk078 a kk082), Ishiyama y otros (2011b) y el equipo de ASCE (puntos jw3 a jw7 y jw14 a jw17; J.
Wartman, comunicación personal). Fallas GSJ (2009) se muestra en blanco delgado.
Trace (como asignados por el estudio geológico del Japón, 2009) extiende una adicional 11 km hacia el sur. La longitud total de la traza asignada por el GSJ (2009) y llamó a la Shionohira
es la culpa por Ishiyama et al (2011b) 22 km. Además, hay un rastro de culpa paralelo situado sobre
1 km al este de la falla de Shionohira (GSJ, 2009; Figura 4). Este último fallo tiene una longitud total de
unos 23 km, huelgas norte-noroeste (N10˚W) y aparece desplazar la misma suite de roca
unidades como lo hace la falla de Shionohira. Para mayor simplicidad, este fallo se conoce aquí como el \"Idosawa
Este fault.” Por último, GSJ (2009) identificó un fallo que golpea sobre N45˚W y se encuentra
al noreste de las fallas de la Shionohira y la Idosawa oriental (figura 2). Este fallo tiene un total
longitud de unos 24 km y pueden estar asociados con ruptura de superficie local (j. Wartman, Personal
Comunicación, 2011); se conoce aquí como la \"falla de Idosawa Norte\" (figura 4).

GEER 2011 (foto: Kelson k.)
Figura 6: Fotografiar mirando hacia el norte a lo largo de la superficie ruptura waypoint kk081 (N36.9735 °,
E140.6978 °; 23 De abril de 2011). Escarpa de falla del oeste es aproximadamente de 1,5 m de altura a lo largo de una cerca-
plano vertical desarrollado en roca desgastada. Dr. Tadahiro Kishida está en la base de la escarpa
cerca de la cresta de la dorsal de este-oeste-tendencias.

GEER 2011 (foto: Harder de l. f.)
Figura 8: fotografiar mirando este cara de escarpa en kk081 waypoint (N36.9735 °, E140.6978 °;
23 De abril de 2011). Slickensides en la superficie de la roca estriado hunden abruptamente hacia el sur (cerca de 85˚ hacia
170˚), que indica el desplazamiento vertical dominantemente con ligero desplazamiento dextral. Drenaje en carretera
Alcantarilla de cuadro en la parte derecha de la fotografía también muestra el componente de desplazamiento dextr
Aproximadamente 0,8 km al sur de la localidad de kk081 (figura 5), la falla se extiende a través de la llanura de Bettougawa Creek (figuras 9 y 10, Ishiyama et al., 2011a, b). West-abajo
desplazamiento en el lado occidental de la escarpa resultó en una cuesta arriba hacia escarpa, encharcamiento de la
Arroyo al oeste de la falla y la inundación de la planicie aluvial baja (figura 11). Deformación de la
aluvión y campos agrícolas en el Valle sugiere neto desplazamiento vertical abajo del oeste de
cerca de 1.2 m y un componente menor de desplazamiento lateral derecho. La hebra de culpa es distinta aquí, carece de
sustancial fuera culpa plegables y parece ser continua con la escarpa en la localidad de kk081 a la
Norte.
Al sur de Bettougawa Creek, la ruptura de la falla se extiende a través de la carretera del Valle de Tabito en dos ubicaciones (localidades de 2 y 3 de Ishiyama et al, 2011a; Figura 5). La carretera tiene una horquilla activar
como trepa hacia el sur de la llanura de Bettougawa Creek hacia la cresta de una roca y el
ruptura de fallas atraviesa dos veces este giro de la horquilla. Ambas de estas localidades incluyen prominentes oeste-
frente a curvilíneos de fallas en la superficie de la carretera; ambos habían sido reparados antes a nuestra visita (figuras 12
a través de 14). Ishiyama et al (2011 un) mostró fotografías de estos curvilíneos antes de reparar, y
señaló el desplazamiento vertical de aproximadamente 1,2 m y dextral desvío de aproximadamente 0,3 m.
La ruptura de la falla se extiende desde estas carreteras curvilíneos del sur a la escuela media dadycolev (localidad kk080 en la figura 5), que se encuentra en una silla en la cresta de una cresta hundiendo oriental fundamentan por roca (figura 5). La presencia de la transversal de escarpa a través de la cresta admite una origen tectónico en lugar de licuefacción o pendiente de inestabilidad. Instalaciones y edificios escolares ubicado en el seguimiento de errores están deformadas (cifras de 15 a 17). El gimnasio se encuentra un

GEER 2011 (foto: k. i. Kelson)

Figura 13: Fotografiar mirando al norte de la localidad jw15 2011a localidad 3 de Ishiyama et al (b), desde la localidad kk080 (N36.9647˚N, E140.7016˚; 23 De abril de 2011; también ubicación 2 de Ishiyama et
otros, 2011a, b). Asfalto reparada indica la ubicación de escarpa de falla desarrollado en carretera.
Bettougawa Creek en distancia, entre la carretera y ladera boscosa.
Figura 14: Fotografía mirando al este oeste escarpa desarrollada en la carretera entre
Bettougawa Creek y Tabito Middle School (punto kk080; 36.9647˚N, 140.7016˚W; Abril
23, 2011; también ubicación 2 de Ishiyama et al., 2011a, b). Ruptura de falla producida cuesta abajo hacia
escarpa de falla a través de la carretera en esta ubicación.

GEER 2011 (foto: Harder de l. f.)
Figura 17: Fotografía del sur buscando en el pool Tabito Middle School (36.9635˚N, 140.7017˚W;
23 De abril de 2011). Panel de pliegue oeste incluye la parte occidental de la agrupación; origen de nota de agua
en sólo la parte oriental de la piscina. Observaciones de campo del área directamente al sur de la piscina (en
Fondo de esta fotografía) indican una zona de 100 metros de ancho de distribuidos menores fallas normales.
amplio pliegue directamente en proyección con los curvilíneos culpa desarrollado en la carretera (véase supra), y está rodeada por una superficie de asfalto agrietado y inclinado (figura 15). El gimnasio se inclina sobre
3˚ hacia el oeste y ya no tiene marcos rectangulares o una puerta de entrada de nivel (figura 16). El
no se ha introducido la construcción durante nuestro reconocimiento. Directamente al sur del gimnasio, la
Piscina de la escuela también es deformado y inclinado ligeramente hacia el oeste (figura 17). Tanto la piscina y
Gimnasio overlie la zona de fallamiento pero no presentan pruebas de distintas fallas superficiales
ruptura; en cambio, estas estructuras se inclinación a través de una amplia zona de deformación. No está claro en
este punto si los edificios fueron colocados en una zona que afortunadamente experimentado distribuida
deformación, o si los edificios influenciaron el patrón y estilo de deformación superficial.
Directamente al sur de la escuela media Tabito, la ruptura de culpa es un poco más compleja, conformado por varias fallas normales menores dispuestas en un patrón de echelon es en una anchura de aproximadamente 100 metros. La zona de fallas incluye un par de edificios residenciales y parece se extienden a través o alrededor de estas estructuras modestas, una historia. Ningún daño sustancial a
Estas estructuras se observó durante este reconocimiento, que no incluye entrada en el edificios. Las numerosas rupturas de fallas en la normal pequeñas se observaron en fila recientemente aró- jardines de los cultivos y probablemente son muy efímera. Fue activa erosión de las características de fallas observada durante nuestro reconocimiento (en las precipitaciones de alta intensidad).
Kk079 de la localidad (figura 5) actualmente se aproxima al extremo norte de un valle lineal ocupada por varios campos de arroz, dentro del cual Ishiyama et al. 2011a (b) identificó la culpa
ruptura. En el extremo norte del Valle, la ruptura tiene un escalón de en versión de derecho general patrón, y es una zona amplia (100 m) de plegado (figura 18). En las partes centrales y meridional de el Valle, la deformación es más clara, que ocurren en una anchura de unos 50 metros o menos (Figuras 19 y 20), aunque la escarpa estaba formada principalmente por plegamiento de cerca de la superficie materiales. Interpretamos que esta diferencia en la morfología de escarpa de falla está relacionada con la características de los materiales cerca de la superficie, tal que el aluvión no consolidado en el Valle ha deforme con un carácter más dúctil que las áreas que fundamentan por roca superficial (es decir, hacia el norte
la secundaria). Como se señaló por Ishiyama et (2011 a, b), la escarpa atravesar los campos de arroz exhibe alrededor de 0,8 a 1,2 m de desplazamiento vertical, aunque esto puede ser un mínimo si
no se midió el desplazamiento a través de toda la zona de deformación.
En el extremo sur del valle que contiene los campos de arroz, cruza oblicuamente la hebra de culpa el nuevamente la carretera principal y deformación ha sido reparado. Observamos curvilíneos frescas, oeste
en caminos de asfalto adyacentes a la carretera (figura 21), pero fueron incapaces de determinar net desplazamientos. Estos curvilíneos son colineales con características observadas a través de los campos de arroz y con reparaciones que concluyeron en la carretera y un canal del río revestida de hormigón y al oeste de la
vial. Interpretamos que la ubicación de estas reparaciones refleja el patrón de superficie deformación en el extremo sur del Valle de Tabito. No pudimos hacer observaciones en
la zona al sur del Valle de Tabito (debido a la oscuridad y la lluvia), aunque parece probable que la ruptura de error extendido más al sur.
GEER 2011 (foto: k. i. Kelson)
Figura 18: Fotografía del sur buscando a través del extremo norte del campo de arroz deformes (cerca de la localidad kk078; N36.9622˚, E140.7023˚; 23 De abril de 2011; también ubicación 1 de Ishiyama et al., 2011a, b).
Pliegue oeste se muestra mediante tiras de hierba; el plegado se estrecha hacia el sur a una más clara escarpa de falla en la distancia.
GEER 2011 (foto: k. i. Kelson)
Figura 19: Fotografía mirando este escarpa error\/pliegue desarrolló el campo de arroz deformes (cerca de kk078 de la localidad; N36.9611˚, E140.7024˚; 23 De abril de 2011) y tierra craqueo presentes en la cresta de escarpa de falla. Ishiyama et al. 2011a (b) señaló 0,8 m de altura escarpa y desplazamiento dextral de sobre
0,3 m; deformación vertical total es probablemente superior a 0,8 m debido a plegable distribuidos lejos de escarpa de error\/pliegue distintos.
GEER 2011 (foto: k. i. Kelson)
Figura 20: Fotografiar mirando hacia el sur a través del campo de arroz deformes (localidad kk078; 36.9608˚N,
140.7030˚W; 23 De abril de 2011). Grupo Oeste pliegue mostrada por las fronteras de hierba de los campos;
planta de craqueo representa formación graben menor el footwall de fallas normales, como también ha señalado
Ishiyama et al 2011a (b).
GEER 2011 (foto: k. i. Kelson)
Figura 21: Fotografiar mirando al este de escarpa a través de la vía de acceso de asfalto en el extremo sur de la
Valle de Tabito (cerca de la localidad de kk082; N36.9569˚N, 140.7040˚W; 23 De abril de 2011). Altura de escarpa
aproximadamente 0,5 m, aunque no se conoce el desplazamiento vertical neto total en esta ubicación.
Comparación con Coseismic interferograma (Aftershock)
Coseismic interferograms ALOS PALSAR fueron procesados en la Universidad de Liverpool a investigar posibles ubicaciones y patrones de deformación superficie resultante de la tierra secuencia de Aftershock. Interpretamos el patrón de deformación coseismic durante mediados de abril réplicas por tratamiento un par de imagen ALOS PALSAR en pista 403 con fecha de inicio en marzo
3 (16 días antes de la primera aftershock moderado en esta área) y fecha de finalización el 18 de abril. Procesamiento de estas imágenes digitales seguido protocolos de procesamiento estándar, como se describe en la Ryder et al (en revisión, 2011). Después de su transformación, una función cuadrática de longitud de onda en el interferograma
fue trasladada a minimizar la señal coseismic desde el 11 de marzo Tohoku mainshock a la al noreste.
El interferograma envuelto en la figura 22 muestra varios distintos y en algunos casos superpuestos, conjuntos de flecos de fase, que pueden estar asociados a varios de los terremotos 11 de post-March centrados en el área onshore del sudeste la Prefectura de Fukushima. En la figura 22, réplicas mayores
que Mw5.4 están numerados en secuencia temporal de 1 a 7, con la Hamadoori de Mw6.6 se muestra como evento número 4. El desplazamiento de fase más distintivo es asociado espacialmente a esta mayor Aftershock y sugiere la deformación en un fallo del noroeste en huelga. Otras discontinuidades de fringe sugieren posible deformación superficial (aunque en menor grado) asociado con el Mw6.0 terremoto del 12 de abril (número 6 en la figura 22), así como todos las otra moderada magnitud réplicas que se muestra en la figura. Estos datos apoyan la interpretación que el área de corteza superior en la Prefectura de Fukushima sureste experimentado normal bloque fallas, inclinación y discreto ruptura de superficie de la corteza superficial durante varias semanas tras el 11 de marzo mainshock.
 
Liverpool,mosiianclo patrones ele deformación supedicial entre mediadosdematZo ymediados ele abril de 2011.
Eventos numerados de 1 a 7 mues1ran inte¡pretación de deformación asociado con notable réplicas.
GEER Asoeiación informe N° 50 GEER-025 - preliminar

Figura 23: Interferograma generados desde ALOS PALSAR (InSAR) datos por la Universidad de
Liverpool, mostrando patrones de deformación superficial entre mediados de marzo y mediados de abril de 2011.
Epicentros del 11 de abril de Mw6.6 y Mw6.0 el 12 de abril réplicas de GCMT (2011); culpa
huellas asignadas por GSJ (2009) se muestran en negro. Documentado superficie ruptura aparece en rojo, con
parte sur de ruptura coincidiendo con fallas de Shionohira (este informe, Ishiyama et al., 2011a, b).
en particular, el área experimentó primero pequeñas cantidades de deformación en el suroeste el 19 de marzo y en el noreste poco después (de dos réplicas el 22 de marzo), seguido por un cúmulo de
moderados terremotos (y documentado ruptura superficial) en el área de intervención desde el 11 de abril a
13 (Figura 22). Podría ser especulación hizo que el conglomerado de mediados de abril de terremotos (y superficie
representan de ruptura) la respuesta de la corteza superior a los cambios de tensión local campos resultantes
el mainshock de mediados de marzo y posteriores réplicas de magnitud moderada.
Figura 23 muestra el mismo interferograma se centró en el área que contiene el fallo Shionohira identificado por Ishiyama et al. 2011a (b) y el \"Idosawa oriental\" y \"Idosawa Norte\" fallos
identificados en este documento; Estas fallas asignadas se muestran como líneas negras. Sobre esta cifra, las líneas rojas indic las ubicaciones de ruptura superficial documentado a lo largo de la falla de Shionohira, basándose en observaciones por
nuestro equipo y Ishiyama et al. 2011a (b). Este interferograma muestra claramente la coincidencia de la ruptura de superficie a lo largo de la falla de Shionohira con deformación definida por los datos InSAR. En Además, figura 23 sugiere posible deformación superficial en las proximidades de este Idosawa
fallas, aunque el grado de desplazamiento de fase es menor que a lo largo de la falla de Shionohira y por tanto mayo
no ser perceptible en la superficie de la tierra a través del reconocimiento de campo. Por último, el interferograma en
Figura 23 sugiere la aparición de deformación superficie a lo largo o cerca de la Idosawa
Falla de Norte, que probablemente se produjo durante el Mw6.0 de abril 12 aftershock (figura 22). El
posibilidad de ruptura de fallas superficiales a lo largo de esta estructura se desconoce por el momento, aunque
observaciones por j. Wartman (Universidad de Washington, comunicación personal, 19 de mayo de 2011)
sugieren que el fallo puede han desplazado carretera 14 con pariente en noreste hacia abajo
movimiento (sitio jw7, figura 4). Según los datos de InSAR, la cantidad de deformación superficial, si
cualquiera, parece ser menor que el documentado a lo largo de la falla de Shionohira, como se señaló anteriormente.
Llegamos a la conclusión que el patrón de deformación exhibida por los datos de satélite, junto con las observaciones de campo de ruptura superficial, pruebas de post-mainshock, distribuido re - ajustes de la corteza superficial en la pared colgado de la zona de subducción y que éstas
ajustes se producen a lo largo o cerca de fallas de corteza superiores previamente asignadas. Una cuestión importante derivado de los datos y análisis presentado aquí es si las estructuras que parecen tener
no experimentado algunas deformaciones son, en el actual campo de estrés (reordenados), listo y
\"preparado\" para la deformación durante posibles réplicas en un futuro próximo.
Conclusiones
El 11 de abril aftershock Mw6.6 Hamadoori el 11 de marzo de Mw9.0 Tohoku terremoto produjo rotura de fallas superficiales a lo largo de la parte centro-sur de una traza de falla previamente asignada, en el presente documento se denomina Shionohira culpa. La ruptura de falla proporciona evidencia de Occidente
fallamiento normal en un fallo que golpea aproximadamente N10˚W y tiene una caída pronunciada. La cantidad de desplazamiento oscila entre acerca de 0,8 a 2,3 m, con la mayor parte de la escarpa mostrando alrededor de 1,2 a 1,5 m de la deformación vertical. Hay aproximadamente 0,3 m de desplazamiento dextral así. Donde presentar en rasas Roca, la ruptura de la falla era relativamente distintos y lineal; Sin embargo, donde se presentan en
aluvión no consolidada la ruptura se caracteriza por un pliegue escarpa y agrietamiento de pared colgantes.
En algunos lugares, edificios u otras estructuras de ingeniería estuvieron presentes en la zona de deformación,
Aunque ninguno experimentó el colapso. Medidas limitadas sugieren que las estructuras eran
inclinado tanto como sobre 3˚ hacia el oeste pero no experimentó ruptura estructural. Las estructuras
fue sorprendentemente bien, aunque la mayoría de ellos aparentemente han sido ubicados en zonas de
deformación distribuido; no está claro si esto era simplemente una afortunada aparición o si la
estructuras propias influyó el patrón y el ancho cerca de la superficie fallamiento y plegable.
Por último, el patrón de deformación superficie documentado desde el reconocimiento de campo es consistente
con la definición basada en satélites de rectificaciones de bloque regional de corteza terrestre tras el Mw9.0 principal
terremoto de zona suduction. Llegamos a la conclusión que el patrón de deformación exhibida por el
datos del satélite, junto con las observaciones de campo de ruptura superficial, pruebas de post-mainshock, rectificaciones distribuidos de la corteza superficial en la pared de la suspensión de la
zona de subducción, y que estos ajustes se producen a lo largo o cerca de corteza previamente asignada superior fallas.
Recomendaciones para la investigación de futuro
(1) Varios sitios visitados durante nuestro reconocimiento el 23 de abril podrían ceder información importante en estructuras de ingeniería cómo responder a normal fallamiento corteza superficial:
• Gimnasio Tabito secundaria debe ser evaluada más daño y interrelaciones con fallamiento y plegables;
• Estructuras residenciales directamente al sur de Tabito secundaria deben evaluarse para ruptura posibles daños o influencias en los patrones de ruptura;
• También, a 6 km al sur de Tabito, la falla de Shionohira es en o cerca de un grande, de 83 metros de altura presa de tierra (N36.906˚, E140.718˚, construido en 1970); la proximidad de la culpa de esto estructura debe ser evaluado.
(2) Deben evaluarse el carácter regional y el alcance de la ruptura; en particular:
• Debería definirse la extensión sur de deformación superficial;
• Documentación de la variabilidad a lo largo de la huelga de desplazamiento total debe completarse,
para definir el patrón general de ruptura y la variabilidad de un punto;
• Documentación del patrón en huelga de deformación total debe completarse en
áreas de materiales de sustrato diferentes; por ejemplo, el patrón de la falla total de Cruz
deformación debe documentarse para áreas fundamentan por aluvión no consolidado, por
roca superficial y casos entre estos miembros final.
(3) Otros posibles lugares de ruptura de la superficie deben ser comprobados y documentados, incluyendo:
• Posible ruptura de superficie a lo largo de la falla del norte de Idosawa, especialmente cerca de su sureste final donde j. Wartman observó una superficie escarpa en carretera 14 (sitio jw7; Figura 4);
• Localidades seleccionadas en aluvión a lo largo de la falla de Idosawa oriental (figura 2).
Agradecimientos
GEER es apoyado por la National Science Foundation (NSF) bajo CMMI-00323914. Planificación y ejecución de los esfuerzos del equipo de reconocimiento fue apoyada por numerosas
personas que trabajan para apoyar un mayor esfuerzo GEER. Los autores están agradecidos por todo esto asistencia, junto con la ayuda de nuestros colegas japoneses, incluyendo Dr. Kohji
Tokimatsu, Dr. Jiro Takemura y Dr. Akihiro Takahashi (todos con Instituto de Tokio de Tecnología) y por Toshiro Suzuki y Shingo Sato de Ministerio de tierras del Japón, Infraestructura y transporte (MLIT). Reconocemos con gratitud el Dr. Joseph Wartman (Universidad de Washington; Equipo de Comité de laderas ASCE) para las imágenes de la superficie posible
ruptura en la zona atravesada por la falla del norte de Idosawa. El equipo de GEER valora enormemente la asistencia y esfuerzos proporcionados por estos colegas. Todas las opiniones expresadas en este informe no necesariamente reflejan las opiniones de las organizaciones respectivas de los autores.
Referencias
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actualiza la versión disponible en línea en http:\/\/riodb02.ibase.aist.go.jp\/activefault\/
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Versión, mapa 2009-12-01; http:\/\/riodb02.iBase.AIST.go.jp\/db084\/
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Ishiyama, Tasuya; Sato, Hiroshi; Tanio, Ito; Sugito, Nobuhiko; Echigo, Tomoo; Kato, Naoko
y Imaizumi, Toshifumi (2011b), \"la culpa sismo superficial del 11 THAbril de 2011
terremoto en la Prefectura de Fukushima Hamadoori,\"divulgación de la información de la
La Universidad de Tokio, 20 de abril de 2011, (http:\/\/outreach.eri.u-
Tokyo.AC.jp\/eqvolc\/201103_tohoku\/ENG\/fukushimahamadoori2\/).
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Chile: presentado a Geophysical Journal International, de mayo de 2011
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La sociedad americana de ingenieros civiles, (http:\/\/content.geoinstitute.org\/JapanEQ2011.html).

Terremoto en GuatemalaMagnitud 7.4 COSTA AFUERA GUATEMALA

 

Magnitud 7.4 COSTA AFUERA GUATEMALA

Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

Un fuerte terremoto estremeció las afueras de las costas del Pacífico de

Guatemala la mañana del Miércoles, sacudiendo la capital y moviendo edificaciones tan lejanas como la Ciudad de México y El Salvador.

El terremoto ocurrió 24km (15 millas) al sur de Champerico, Guatemala y 163 km (101

millas) WSW de la ciudad capital Ciudad de Guatemala, Guatemala.

Existen reportes de estructuras colapsadas, 39 fallecidos, fallas en el servicio telefónico y eléctrico.

Dos mujeres pasan frente a un edificio colapsado después de un terremoto de magnitud 7.4. Los pueblos de las montañas, a unas 80 millas (130 kilómetros) del epicentro, sufrieron la mayoría de los daños con más de 30 casas colapsando en el medio de la misma. Existen tres muertes confirmadas y muchos desaparecidos. Este es el terremoto más fuerte que estremeciera Guatemala desde el mortífero terremoto de 1976 que causo la muerte de 23,000.

(AP Foto/Moises Castillo)

Magnitud 7.4 COSTA AFUERA GUATEMALA

Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

Este terremoto ocurrió como resultado de una falla inversa sobre o cercana de la interface de la zona de subducción entre las Placas de Cocos y del Caribe. (USGS)

En la latitud de este terremoto, la Placa de Cocos se mueve al nor-noreste con respecto a la Placa del Caribe a una velocidad aproximada de 77 mm/año, y se subduce debajo de América Central en la Fosa Mesoamericana.

Magnitud 7.4 COSTA AFUERA GUATEMALA

Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

Placa de

Norteamérica

Fosa

Terremoto

Triángulos Rojos = volcanes

Placa del

Mesoamericana

Caribe

Placa del

Pacífico

Placa de

Cocos

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Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

El terremoto (estrella roja) es posicionado con epicentros de terremotos en esta región desde

1990.

De acuerdo con el Servicio Geológico de los EEUU (USGS), en los últimos 40 años, la región localizada a un radio de 250 km de este terremoto experimentó 50

terremotos con magnitudes de 6 y mayores; dos de los cuales

fueron de magnitud superior a 7.

Imagen Cortesía del Servicio Geológico de los EEUU

Magnitud 7.4 COSTA AFUERA GUATEMALA

Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

El hipocentro de este terremoto fue localizado a 41.6 km (25.8 millas) de profundidad. Para un terremoto de una magnitud dada, un evento más profundo causaría menos daños pero sería sentido en un radio mucho mayor. Mientras que las ondas sísmicas radían alejándose del hipocentro, su energía es expandida sobre una gran área del frete de onda. Una menor cantidad de energía por unidad de área del frente de onda quiere decir que las amplitudes de las oscilaciones de las ondas sísmicas son más pequeñas.

Con un hipocentro a una profundidad de 41.6 kilómetros, las amplitudes de las oscilaciones superficiales del suelo producidas por este evento en Guatemala fueron mucho menor que si hubiese ocurrido con un hipocentro localizado más cerca de la superficie. A manera de comparación, el hipocentro del terremoto de Haití en el 2010 fue de solamente 10 km de profundidad.

Imagen Cortesia de quakeinfo.ucsd.edu

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Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

Escalas de intensidad de movimiento fueron desarrolladas para estandarizar las mediciones y facilitar la comparación de diferentes terremotos. La modificación de la escala de intensidad de Marcelli una escala de doce niveles, numeradas del I al XII. Los números bajos representan los niveles de movimientos imperceptibles, XII

e

representa destrucción total. Un valor IV indica un nivel de movimiento que es sentido por la mayoría de las personas. El área más cercana al epicentro experimento de fuertes a muy fuertes

movimientos telúricos.

Intensidad de Mercalli modificada

Percibida

Temblor Extremo Violento Severo

Muy Fuerte

Fuerte Moderado Ligero Débil

Imperceptibl

Imagen Cortesía del Servicio Geológico de los EEUU

USGS Intensidad de Movimiento Estimada del Terremoto M7.4

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Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

El mapa localizador del Servicio Geológico de los EEUU muestra la población expuesta a diferentes niveles de intensidad modificada Mercalli (MMI). MMI describe la severidad de un terremoto en términos de sus efectos en estructuras humanas y es una vasta medida de la cantidad de movimientos telúricos en un lugar dado.

En general, la población en esta región reside en estructuras que son vulnerables a los movimientos teluricos, aunque existen estructuras resistentes.

El tipo predominante de edificaciones vulnerables

son de bloques de adobe y paredes de barro.

El código de colores de las líneas de contorno marca las regiones de intensidad MMI. La población total expuesta a un valor de MMI dado es obtenida sumando la población entre las líneas de contorno. La estimación de la población expuesta a cada intensidad MMI es mostrada en la tabla de la parte inferior.

Imagen Cortesía del Servicio Geológico de los EEUU

USGS PAGER

Población Expuesta a los Movimientos Telúricos

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Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

La pelota playera de color, describe un mecanismo focal, es como los sismólogos posicionan la orientación del estrés del terremoto en 3-D. Desde que un terremoto ocurre como un ajuste en la porción de una falla, genera cuadrantes de compresión (área sombreada) y extensión (Blanco) mientras que los dos lados de la falla se mueven.

Sismólogos identifican la orientación de estos cuadrantes con registros de ondas sísmicas, y los usan para caracterizar el tipo de fallado que genera el terremoto.

Tensor Momento Sísmico- Centroide, USGS

Áreas sombreadas muestran el cuadrante de la esfera focal en la cual los primeros movimientos de las ondas P están alejas de la fuente, y las áreas sin sombra muestran los cuadrantes en la cual los primeros movimientos de las ondas P se acercan a la fuente. Los puntos representan los ejes de máximo esfuerzo compresional (en negro, llamado el "eje P") y el eje de máximo esfuerzo extensional (en blanco, llamado “eje T") como resultado del terremoto.

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Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

El mapa de la parte superior muestra el tiempo de viaje (teórico) en minutos, de la primera onda compresional (P) desde el terremoto a lo largo de los Estados Unidos.

Cuando las ondas de un terremoto viajan a lo largo de la superficie de la Tierra, estas causan los movimientos telúricos. Con las 400 estaciones de registro de terremoto de la red transportable de EarthScope, los movimientos de la tierra pueden ser capturados y desplegados como animación usando los datos registrados del terremoto.

La película muestra las ondas sísmicas cruzando los EEUU registrados por la USArray.

Los círculos en la película representan estaciones de registro de terremoto y el color de cada círculo representa la amplitud, o altura, de la onda del terremoto detectada por el sismógrafo de la estación. El color de los círculos cambia mientras que las ondas de diferente amplitud viajan pasando por el sismógrafo. El color azul representa movimiento del suelo hacia abajo, el rojo representa movimiento del suelo hacia arriba, y los colores más oscuros indican amplitudes mayores.

Un seguimiento representativo aleatorio es mostrado en la parte inferior de la animación con su eje horizontal representando el tiempo (en segundos) después del evento. La localización de la estación representativa está marcada en el mapa por un círculo rojo.

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Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

USArray: Un Observatorio Sísmico de Escala Continental

El Despliegue transportable USArray es una red de 400 sismógrafos con ancho de banda de alta calidad que se están moviendo (cada 2 años) a través de los Estados Unidos, de este a oeste, y

Alaska, en un patrón

regular.

Estos datos están siendo usados para responder preguntas sobre el continente Norteamericano y

las capas del manto.

Estaciones de la USArray operativas. Las 400 estaciones de despliegue transportable activas están representadas en rojo. Las estaciones permanentes están representadas en azul.

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Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

Teachable Moments

Animación Configuración Tectónica y trayectoria de las ondas sísmicas.

Se requiere Quicktime

TM_CostaRica_120905

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Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

El registro del terremoto observado en el sismógrafo de la Universidad de Portland (UPOR) es ilustrado en la parte inferior. Portland está ubicada aproximadamente 4523 km (2810 millas, 40.75°) desde la localización de este terremoto.

Seguido del terremoto, las ondas compresionales P se tomaron 7 minutos y 36 segundos en viajar una trayectoria curva a través del manto desde Guatemala a Portland, Oregón.

Ondas PP son ondas compresionales que rebotan fuera de la superficie de la Tierra a mitad de camino entre el terremoto y la estación de registro. La energía PP arribó 9 minutos 11 segundos después del terremoto.

Ondas SS y S son ondas cortantes que siguen la misma trayectoria a través del manto como las ondas P y PP, respectivamente.

Las ondas de superficie , ambas Love and Rayleigh, viajaron 4523 km (2810 millas) a lo largo del perímetro de la Tierra desde el terremoto hasta la estación de registro.

Magnitud 7.4 COSTA AFUERA GUATEMALA

Miércoles, 7 de Noviembre, 2012 a las 16:35:50 UTC

Proyecciones de Fondo son animaciones creadas usando una secuencia de procesamiento de datos automatizados que acumula ondas de energía P registradas en varios sismógrafos en una rejilla plana alrededor de la región de la fuente. Esta rejilla tiene la función de ser una superficie de falla y crea una historia

de tiempo y espacio de los terremotos.

Colores cálidos indican haces de gran potencia. En las animaciones, el círculo rojo muestra la ubicación de la potencia del haz pico cuando los haces de potencia absoluta son bajos.

La duración de la ruptura a lo largo de la falla puede ser vista en el grafico.

Más info: http://www.iris.edu/spud/backprojection