83b Anexo N 6 Sismicidad y Peligro Sismico

PROYECTO: INGENIERÍA BÁSICA DEPOSITO DE RELAVES PLANTA

VALLENAR

INFORME:

“INGENIERÍA BÁSICA VALLENAR” ANEXO 6:

“SISMICIDAD Y PELIGRO SÍSMICO”

EMPRESA NACIONAL DE MINERÍA

SUBGERENCIA DE INVERSIONES

NOVIEMBRE 2010

INGENIERÍA BÁSICA DEPOSITO DE RELAVES PLANTA VALLENAR


Código:MIN-INFTE-GTE-04 Versión: B Fecha: Noviembre 2010

Sismicidad y Peligro Sísmico, Ingeniería Básica ENAMI 2/30

“SUBGERENCIA DE INVERSIONES”

Desarrollado por Firma Área

Sergio Barrientos

Especialista geofísico

Mario Vidal A.

Especialista geotécnico

Cristian Infante V.

Ing. de proyectos SIGA

Validado por Firma Área

Enrique Muñoz Q.

Jefe de proyecto SIGA

Aprobado por Firma Área

Luis Acevedo I.

Jefe de proyecto ENAMI

Vigencia: Noviembre 2010 Revisión: B





ÍNDICE DE CONTENIDOS 1 INTRODUCCIÓN. .................................................................................................................. 4

2 ANTECEDENTES. ................................................................................................................. 5

3 MARCO SISMOTECTÓNICO GENERAL. .............................................................................. 6

4 GRANDES SISMOS HISTÓRICOS. ....................................................................................... 8

5 SISMOTECTÓNICA REGIONAL. ......................................................................................... 13

6 FUENTES SISMOGÉNICAS. ............................................................................................... 16

7 PELIGRO SÍSMICO PROBABILÍSTICO Y DETERMINÍSTICO. ............................................ 19

8 PELIGRO SÍSMICO DETERMINÍSTICO. .............................................................................. 22

9 RESUMEN. .......................................................................................................................... 27

10 REFERENCIAS. ............................................................................................................... 28





1 INTRODUCCIÓN.

En este informe se describen los antecedentes sismotectónicos y de sismicidad que sirven de base para la estimación de aceleraciones horizontales máximas, tanto desde el punto de vista probabilístico como determinístico. Se inicia con el estudio del marco sismotectónico de la zona, que permite caracterizar las fuentes sísmicas que tienen incidencia en los movimientos fuertes en el sitio de estudio. La geometría de la subducción permite además la definición del sismo de diseño del tipo subductivo interplaca (thrust), y del sismo de diseño intraplaca tensional de profundidad intermedia.

La zona del proyecto (28,564ºS, 70,737ºW) se encuentra situada en un ámbito que representa sismicidad natural controlada por la convergencia (6.6 cm/año) de placas litosféricas de grandes dimensiones, conocidas como la placa Sudamericana -que abarca todo el continente sudamericano y parte del Océano Atlántico- y la Placa de Nazca. Esta última cubre un gran sector del Océano Pacífico, desde Panamá por el norte, la Península de Taitao, la dorsal mid-oceánica del Pacífico Este y la Fosa de Chile-Perú.

La actividad sísmica natural de la zona está bien documentada para sismos históricos de magnitud Richter mayor de 7,5. El sismo máximo ocurrido en la zona corresponde al terremoto de subducción de Noviembre de 1922 que abarcó la región costera del proyecto entre Copiapó y Vallenar. Anteriormente, la zona fue sacudida por los terremotos de 1796, 1819, 1909, 1922 y 1943 además de otros menores. El terremoto de Copiapó-Vallenar de 1922 corresponde al mayor del registro histórico, siendo éste con mecanismo típico de subducción (thrust).

El catálogo sísmico instrumental, que data desde la primera década del presente siglo y cuenta con datos más completos de magnitud M=5,0 a partir del año 1965, define con mayor precisión las zonas sismogénicas de influencia en el sector de Vallenar. La información existente respecto a la estadística de sismos se encuentra disponible en la biblioteca del Servicio Sismológico del Departamento de Geofísica de la Universidad de Chile, la que contiene también los sismos históricos a partir de la mitad del siglo XVIII.

Como no existen registros de acelerogramas en la región Copiapó-Vallenar para terremotos significativos, se deben utilizar relaciones de atenuación de las aceleraciones máximas en función de la magnitud de Richter y la distancia hipocentral generadas a partir de datos en otras zonas de país. Esta relación es regularmente actualizada cada vez que ocurre un terremoto mayor en el país. El terremoto del 3 de marzo de 1985, que afectó la zona central de Chile, proporcionó un conjunto de valiosos registros de aceleraciones a diversas distancias epicentrales. En el presente informe se consideran los últimos estudios sobre atenuación obtenidos a partir de los registros de aceleración generados por el terremoto del 3 de marzo de 1985 y posteriores, como Antofagasta (1995) y Tarapacá (2005) y el terremoto de Tocopilla ocurrido el año 2007. Los registros de aceleración asociados al terremoto del 27 de Febrero de este año, aún no se encuentran incorporados en las relaciones de atenuación. Es muy probable que en los próximos meses aparezcan publicaciones que incluyan estos datos, así como versiones actualizadas de las relaciones de atenuación.

El objetivo final de este estudio es determinar el peligro sísmico en el sector de Vallenar, mediante métodos probabilísticos y determinísticos.





2 ANTECEDENTES.

Para el estudio de la sismicidad y peligro sísmico se han recopilado los datos de sismos históricos ocurridos con anterioridad al año 1900 y la información de sismos determinados instrumentalmente a partir de ese año. Se abarcó la zona entre los 25,5ºS a 32ºS y los 66,5ºW a 73,5ºW, lo que permite considerar los efectos de grandes terremotos distantes hasta unos 200-250 km de Vallenar. Para los sismos históricos, las principales fuentes de información consultadas son Montessus de Ballore (1911), Greve (1964), Lomnitz (1970), Brüggen (1950) y, en especial, el magnífico escrito de Bailey Willis (1929) en relación al terremoto de 1922, además de diversas crónicas, artículos y tabulaciones aparecidas en los Anales de la Universidad de Chile. Los sismos con epicentros determinados instrumentalmente a partir de 1900, han sido recopilados por el Servicio Sismológico de la Universidad de Chile, utilizando información contenida en catálogos de sismos del U.S. Geological Survey, Internacional Seismological Center, Catálogo SISRA-CERESIS (1986), determinaciones realizadas por el Servicio Sismológico de la Universidad de Chile y trabajos específicos en la zona realizados con redes sísmicas locales. Las coordenadas epicentrales de sismos históricos han sido determinadas a partir de datos macrosísmicos, tales como descripción de daños, distancia máxima de perceptibilidad, deformaciones corticales permanentes, hundimientos y levantamientos tectónicos de la costa, intensidad y número de réplicas, distribución de derrumbes, deslizamientos y avalanchas. Con esta información, el error en las coordenadas epicentrales puede alcanzar un grado en latitud y longitud. El control de la profundidad de foco es en general deficiente, y los errores pueden llegar a sobrepasar fácilmente los 30 km, con excepción de sismos posteriores al año 1965. Los tests para la evaluación del grado de integridad del catálogo indican que es necesario considerar diferentes períodos de muestreo dependiendo de la magnitud de interés. Esto ocurre fundamentalmente porque los terremotos de mayor magnitud ocurren con menor frecuencia que aquellos de magnitud menor, de manera que es necesario determinar el intervalo de tiempo representativo para cada rango de magnitud.

Figura 1: Sismicidad (círculos oscuros) que delinea las placas tectónicas. La más prominente es la Sudamericana, luego la de Nazca, al norte la de Cocos y al sur-oeste la placa Antártica, son las placas que aparecen mejor delineadas. La placa de Scotia es apenas aparente en el sur-este.





3 MARCO SISMOTECTÓNICO GENERAL.

A lo largo del territorio nacional, y en particular en la zona en estudio, la actividad sísmica está estrechamente asociada al movimiento convergente de las placas de Nazca y Sudamericana, con un movimiento relativo de convergencia del orden de 6,6 cm/año (Fig. 1). El contacto entre ambas placas corresponde superficialmente a la fosa marina de Chile, distante unos 100 a 120 km de la costa, rasgo que marca el inicio de la subducción de la placa marina de Nazca por debajo del continente sudamericano según un plano inclinado, conocido como plano de Wadati-Benioff, con pendiente variable entre 15° y 30° a medida que la placa de Nazca se interna bajo el continente. La gran mayoría de los sismos, grandes y pequeños, están ubicados en este plano de contacto o en su entorno, constituyendo la zona de Wadati-Benioff una especie de megafalla, ubicada prácticamente entre la superficie y los 50 km de profundidad. Los sismos ubicados en este contacto entre placas se denominan sismos interplaca (tipo "thrust"), en contraste con aquellos ubicados lejos del contacto, es decir, francamente al interior de una de las dos placas (sismos intraplaca). Dado que el plano de Wadati-Benioff tiene manteo hacia el Este, los sismos originados en él tienen foco superficial cerca de la fosa y focos más profundos hacia el interior del continente, llegando a alcanzar profundidades de unos 100 a 200 km en la zona cordillerana, y profundidades mayores en Argentina y Bolivia, al Este del macizo andino. Sin embargo, en esta región entre los 26°S y 33°S, la placa de Nazca, penetra bajo la placa Sudamericana a un ángulo menor tal como se muestra en la Fig. 2 (paneles E y F).

Figura 2: Sismicidad (círculos oscuros) relocalizada por Engdahl y Villaseñor (2003) que revela cómo la placa de Nazca penetra bajo la placa Sudamericana con diferentes ángulos según latitud. Vallenar se sitúa en el sector E.





La distribución de la sismicidad en la Figura 2 muestra las características propias de una zona de subducción. Se muestran ocho perfiles de sismicidad en función de la profundidad. En estos ocho perfiles perpendiculares a la costa se aprecia la profundización gradual de los hipocentros desde la fosa marina hacia el interior del continente marcando la diferente geometría de subducción dependiendo de la latitud en el país. Desde prácticamente una subducción sub-horizontal en los segmentos A, E y F, se profundiza en los segmentos C, D, G y H.

Las diferencias en la geometría de la subducción se dejan observar claramente una vez que la placa que subducta, es decir la placa de Nazca, alcanza profundidades mayores que 50 km, que es el límite entre la zona de acoplamiento, donde se generan los grandes terremtotos de subducción, y aquella en que las condiciones de presión y temperatura inhiben la acumulación de esfuerzos. A partir de esta profundidad los sismos ocurren al interior de la placa que subducta, es decir, son temblores intraplaca.





4 GRANDES SISMOS HISTÓRICOS.

Numerosos son los trabajos realizados en Chile que tienen incidencia en el conocimiento tectónico general de Chile. Santo (1969), Stauder (1973, 1975), Nishenko (1985), Astiz et al. (1988), Kelleher (1972), Malgrange y Madariaga (1983), Beck et al. (1998), Campos et al. (2002), Barrientos (2007) y otros, han contribuido a conocer las características de sismicidad, estructura y tectónica del proceso de subducción en la zona de estudio.

La zona de subducción a lo largo de la costa de Chile, entre Arica y la Península de Taitao, ha experimentado la ocurrencia de importantes sismos destructivos durante el siglo XX, como se aprecia en la Figura 3, donde se muestran las áreas de ruptura de terremotos chilenos M~8 entre 1868 y el presente. Muchos, aunque no todos estos sismos, son eventos interplaca de mecanismo inverso de bajo ángulo ubicados en el plano de contacto de subducción de la placa de Nazca bajo la placa Sudamericana (plano de Wadati-Benioff).

El registro histórico de eventos, contenido en las primeras crónicas españolas, se remonta a mediados de los 1500, poco después de la conquista de Chile. En ausencia de estaciones sismológicas, un gran número de terremotos históricos hasta 1900 fueron dimensionados usando la distribución de efectos y daños, extensión y magnitud de levantamientos y hundimientos costeros, efectos de tsunamis, límite de perceptibilidad, duración de las vibraciones (Darwin, 1851; Montessus de Ballore, 1911; Greve, 1964; Brüggen 1950; Willis, 1929; Heck, 1947; Berninghausen, 1962; Lomnitz, 1970; Kelleher, 1972; Nishenko, 1985; Kausel, 1981; Kausel y Ramírez 1993; Beck et al. 1998 y otros).

La Figura 3 muestra las áreas de ruptura de estos grandes terremotos que han afectado el territorio nacional. Los tamaños de las elipses en la Fig. 3 son proporcionales a las zonas de ruptura. A modo de ejemplo, el terremoto de 1960 tuvo una longitud de ruptura de ca. 1000 km, localizada entre la Península de Arauco y la Península de Taitao.

Se debe tener en cuenta que la ubicación de los epicentros y las dimensiones de la fuente de sismos previos a 1900 (coordenadas del epicentro y la profundidad focal) no tienen gran precisión. La magnitud de estos eventos se ha determinado considerando la extensión del área afectada y los daños producidos, en comparación con sismos recientes registrados instrumentalmente (Kausel y Ramírez, 1993; Lomnitz, 1970).

Dentro de la zona sísmica asociada a este estudio se ubican los siguientes sismos significativos:





Figura 3: Esquema de áreas de ruptura de los grandes terremotos que han afectado a Chile durante los últimos 130 años. La elipse de color azul representa la zona de ruptura del terremoto del 27 de Febrero de 2010.





30 de Marzo de 1796, M=7,5. Este evento, que ocurrió a las 6:45 a.m., destruyó las villas de Vallenar, Copiapó, Huasco y Coquimbo. Mucho daño en La Serena. Según Lomnitz (1970) este terremoto fue un poco menor que aquel de 1922. Hubo una réplica importante el 24 de Agosto del mismo año. El mismo autor sugiere que anteriormente había habido dos terremotos que causaron daños, entre 1774 y 1796. A pesar de la severidad de este evento, no existen registros de algún tsunami asociado. 3 de Abril 1819, M=8,5. Este fue un evento triple que ocurrió el 3, 4 y 11 de Abril. Este último produjo la destrucción total de Copiapó y el tsunami que causó destruyó totalmente Caldera y se observó en un radio de 800 km afectando incluso la zona de Constitución. La secuencia de réplicas se mantuvo por tres años.

5 de Octubre de 1859, M=7,5. Daño severo en la ciudad de Copiapó, 115 casas fueron totalmente destruidas en esta ciudad. Deslizamientos de tierra en la mina Carmen Alto y prácticamente todos los edificios de Caldera fueron destruidos. El tsunami asociado produjo severos daños en Caldera. 18 de Diciembre de 1918, M=7 – 7,5. Daño severo en la ciudad de Copiapó pero no en Caldera o Vallenar. El tsunami en Caldera alcanzó una altura de 5 m sobre el nivel del mar.

10 de Noviembre de 1922, M=8,5. Epicentro frente a Huasco. Casi a la medianoche del 10 de Noviembre de 1922, la fuerza de la tierra se hizo sentir otra vez en Chile, ahora entre Vallenar y Coquimbo (aunque el sismo se sintió entre Antofagasta y Santiago). Por el Oeste fue sentido desde las islas San Félix y San Ambrosio, abarcando un radio de 1.200 km. Destrucción de Copiapó. Más de ochocientas fueron las víctimas, la mayoría de Vallenar (550), donde sólo 7 de las 740 casas existentes no registraron destrozos. Treinta minutos después del terremoto ocurrió un tsunami, inundando los pueblos costeros entre Antofagasta y Coquimbo. En Caldera se registraron olas de 9 m. En Chañaral, donde el mar entró cinco veces en marejadas sucesivas que llegaron hasta un kilómetro tierra adentro, destruyéndolo todo y cobrando al menos 17 víctimas. El tsunami en Hilo, Hawaii alcanzó una altura de 2,1 m, en tanto que en San Diego y San Francisco alcanzó una altura de 0,2 y 0,3 m respectivamente. Bailey Willis realizó un estudio de campo y publicó un detallado reporte en 1929. Beck et al. (1998) determinan una fuente de 75 segundos de duración para este evento que se constituye de tres subeventos.

6 de Abril de 1943, M=8,3. A las 12:07 se dejó sentir un terremoto que incluso se sintió en Buenos Aires. Produjo daños de consideración en Combarbalá y Ovalle. Deslizamientos en la zona costera y un tsunami menor en Los Vilos. Once personas fallecieron, cinco de las cuales como resultado del colapso de un tranque de relave en las cercanías de Ovalle (Lomnitz, 1970). 30 de Julio de 1995, M=8,0. Este reciente terremoto ocurrido en 1995 tiene su área de ruptura inmediatamente al sur del área del terremoto de Iquique de 1877. Su magnitud fue Mw=8,0 y Ms=7,8 y con una longitud de ruptura de unos 150 km desde la bahía de Mejillones al sur. Se trata de un sismo típico de subducción de fallamiento inverso de bajo ángulo (tipo "thrust"), con epicentro en 23.43°S, 70.31°W y profundidad de 47 km. El sismo produjo poca destrucción en Antofagasta. La marcada diferencia entre Ms y Mw se debe posiblemente a que una porción importante de momento sísmico Mo fue liberado en bajas frecuencias (sólo contribución a Mw) en relación a ondas de más alta frecuencia





(que contribuyen a Ms) y que generan mayores aceleraciones. En otras zonas como cerro Paranal el sismo produjo un desajuste de los equipos astronómicos instalados allí. Desplazamientos tectónicos verticales costeros prácticamente no se observaron en Antofagasta y sí en la Península de Mejillones (> 50 cm) y 12 a 22 cm en caleta Coloso. Desplazamientos horizontales permanentes hasta de 1 m se detectaron con GPS en dirección WSW. Los daños hacia el interior del continente fueron poco significativos. El acelerógrafo instalado en la ciudad de Antofagasta registro 0.29 g en la componente E-W. 13 de Junio de 2005, MW=7,8. Este terremoto tuvo una magnitud de momento Mw=7.7 con epicentro en 19.9°S - 69.13°W, a una profundidad del orden de 100 km. Se trata de un sismo tensional intraplaca de profundidad intermedia ubicado al interior del continente. Su mecanismo de foco corresponde a un plano de falla subhorizontal que comprometió parte del espesor de la placa de Nazca subductada. La superficie de la falla equivalente que se activó tiene dimensiones de 60 km x 30 km. El sismo se sintió en una amplia zona. El daño fue observado especialmente en construcciones de adobe de pueblos interiores. Se registraron además acelerogramas en 18 instrumentos. A distancias epicentrales menores que 150 km las aceleraciones fueron mayores que 0,20 g, siendo la mayor la obtenida en Pica, a 80 km del epicentro, donde se registro 0,735 g y 0,544 g en las componentes horizontales. En Poconchile, Cuya, Pisagua, Iquique y Pica las aceleraciones superaron los 0,3 g. 14 de Noviembre de 2007, M=7,7. A pesar que este terremoto no se encuentra en las cercanías de la región, al igual que el evento listado anteriormente, es interesante incluirlo por los antecedentes recopilados. La mayor parte del desplazamiento en la falla asociado a este terremoto ocurre bajo la costa entre la ciudad de Tocopilla hasta la parte norte de la Península de Mejillones, unos 100 km al sur. Se reconocen dos lugares de mayor liberación de energía –algunos autores les denominan “asperidades”- uno en la cercanías de epicentro y otro más tarde a unos 60 km al sur, siendo el primero considerablemente mayor que el segundo en términos de aceleración. El tsunami producido solamente fue detectado instrumentalmente a través de maréografos. La aceleración máxima registrada en el suelo del Hospital de Mejillones corresponde a 0,42g, en tanto que la estación ubicada en roca, en Soquimich muestra una aceleración de 0,41g. Ambos acelerogramas revelan que la duración de este evento de magnitud Mw=7,7 alcanza a valores del orden de 150 s (Informe Preliminar sobre el Terremoto de Tocopilla, Depto. Ingeniería Civil, Universidad de Chile, http://www. cec.uchile.cl/~renadic/red.html). 27 de Febrero de 2010, M=8,8. Este terremoto ha sido el más grande registrado en Chile desde 1960. En el Servicio Sismológico del Departamento de Geofísica, Universidad de Chile, existe un informe que contiene el análisis de este evento sísmico preparado con los últimos antecedentes sismológicos y geodésicos.

La Figura 3 muestra esquemáticamente la distribución de los sismos en la zona de subducción y las fuentes sísmicas respectivas. En general, los sismos interplaca a lo largo de la zona de Wadati-Benioff, cuyas magnitudes pueden alcanzar valores 8,0 a 8,8 en la escala de Richter, se ubican en la porción más superficial de la subducción, es decir, desde prácticamente la fosa – o a unos 15 km- hasta unos 50 km de profundidad. Esta fuente sísmica es importante desde el punto de vista del peligro sísmico, debido a que es capaz de generar sismos de gran magnitud con hipocentros poco profundos. La Figura 3 muestra los sismos de este tipo (interplaca tipo thrust), con magnitudes del orden de 8,0 o





mayores, ocurridos en Chile en los últimos 150 años. Se trata -de norte a sur- de los terremotos de Arica (1868), Iquique (1877), Antofagasta (1995), Atacama (1922), Illapel-Combarbalá (1943), Valparaíso (1906 y 1985), Talca (1928), Chillán (1939) y Valdivia (1960). Las únicas excepciones las constituyen los terremotos de 1950 al interior de Tarapacá (2005), Calama (1950) y Chillán (1939), los tres del tipo intraplaca tensional de profundidad intermedia. La gran magnitud que pueden alcanzar los sismos costeros se debe al mayor acoplamiento interplaca que prevalece en esta parte del plano de Wadati-Benioff. Más hacia el Este, a profundidades mayores de 50 km, las condiciones de presión y temperatura acentúan las características de plasticidad del material rocoso, impidiendo la acumulación de tensiones a lo largo del Plano de Wadati-Benioff para la generación de terremotos de magnitudes mayores que 7.0 - 8.0. Por estas razones, se ha definido una segunda fuente sísmica (círculos color verde en la Figura 4), que se sitúa pendiente abajo de la fuente de sismos tipo thrust y en el interior de la placa que subducta. La magnitud máxima en esta segunda fuente generalmente no sobrepasa en Chile magnitudes de 7.5, salvo los tres terremotos mencionados anteriormente.

Kausel y Campos (1992) estudiaron en detalle este sismo de Antofagasta (1950) y concluyen que se trata de un evento intraplaca del tipo tensional a lo largo de una falla casi vertical de rumbo norte-sur que comprometió la totalidad del espesor de la placa de Nazca subductada. Esta placa, a profundidades de 100-150 km por debajo de la Cordillera de Los Andes, mantiene todavía temperaturas menores que su entorno, lo que hace posible que ocurran sismos intraplaca de gran magnitud a esas profundidades. El terremoto de Chillán, 1939, pertenece al mismo tipo de sismo: intraplaca tensional. El sismo de Tarapacá (2005), de carácter tensional, también ha sido estudiado en detalle y muestra un plano de falla subhorizontal a una profundidad del orden de 100 km.





5 SISMOTECTÓNICA REGIONAL.

La Figura 4 muestra la distribución de los epicentros de los sismos. Para confeccionar esta figura se utilizó sólo el intervalo de tiempo desde el año 1973 - Julio 2010, debido a que las coordenadas epicentrales son de mayor calidad que aquellas de principios de siglo. En la misma figura también se muestran la fosa y las líneas proyectadas en la superficie correspondientes a las profundidades de eventos a lo ancho de la zona de Wadati-Benioff, que se observan en el panel superior, evidenciando la profundización de los eventos hacia el Este.

La localización de Vallenar aparece destacada con un círculo de color verde tanto en el panel inferior como en el superior. Los triángulos rojos muestran la ubicación de los edificios volcánicos de los cuales el Volcán Ojos del Salado es uno de los más meridionales en esta región. También en esta figura se puede apreciar aquellos eventos distribuidos con profundidades de foco menores que 50 km y en el rango 80 - 130 km.

Figura 4: Sismicidad (círculos azules) en torno a Vallenar (círculo verde). Las curvas norte-sur que aparecen en el panel inferior corresponden a la fosa, y aquellas que representan la profundidad de los eventos a 50, 100 y 150 km, según Gudmunsson y Sambridge (1998). Aquellos eventos que se encuentran en el rectángulo prácticamente Este-Oeste se presentan en profundidad en el panel superior.

Tanto en la Fig. 4 como en la Fig. 5 se aprecia la existencia de sismos de poca profundidad (0-50 km) al interior del continente, que representan sismos intraplaca por encontrarse dentro de la placa sudamericana, claramente encima del plano de Wadati-





Benioff. Los sismos intraplaca poco profundos se conocen también como sismos corticales y tienen importancia, especialmente en la zona central de Chile y en la región argentina de Cuyo y Mendoza. En los últimos años se han detectado varios sismos superficiales de mediana magnitud en el antearco. El más importante de ellos ha sido aquel ocurrido el 21 de Abril de 2007 en la región de Aysén, de magnitud MW=6,2.

En la región en estudio los sismos superficiales se han reconocido sólo en los últimos años, desconociéndose la relación magnitud-frecuencia.

Adicionalmente a las dos fuentes sísmicas descritas, la Figura 4 muestra también sismos de poca profundidad con hipocentros en el interior de la Placa Sudamericana (sismos intraplaca), ubicados bajo la Cordillera de Los Andes y en territorio boliviano y argentino, lejos del plano de Wadati-Benioff y con magnitudes en su mayoría no mayores que 6.0, en ocasiones excepcionales hasta 6,5. Se trata de sismos corticales, es decir, que en su mayoría tienen su origen dentro de la mitad superior de la placa continental, generalmente dentro de la corteza terrestre (0 - 30 km de profundidad). Estos sismos son producto de acumulaciones de tensiones corticales generadas durante el proceso de convergencia asociado a la subducción. A pesar de que ellos no alcanzan magnitudes mayores en territorio chileno, tienen importancia desde el punto de vista sísmico, por cuanto su reducida profundidad puede situarlos a distancias hipocentrales cortas respecto de estructuras construidas en zonas cordilleranas. Este es el caso de los eventos superficiales en la zona central de Chile (terremoto de Las Melosas de 1958, M= 6,9, Lomnitz, 1969) o el caso del terremoto de Chusmisa ocurrido en el año 2001. Como se indicó anteriormente, existe poca información respecto a la relación frecuencia-magnitud de estos sismos para la zona en estudio. De hecho, Comte et al. (2002) no reportan sismicidad superficial alguna después de realizar un trabajo de campo que incluyó 26 estaciones digitales en tierra y otras 10 estaciones ubicadas en el fondo marino.

La manera más directa de establecer el sistema de esfuerzos actual en una región determinada es a través de la inversión del tensor de momento. Este tensor no es más que la representación del campo de esfuerzo que se asocia a una ruptura (dislocación) determinada y se realiza a través de la inversión (en amplitud y tiempo de arribo a cada estación) de las ondas que se generan en el foco. Como se trata de registros de estaciones mundiales, los eventos deben ser de magnitud significativa para que las ondas generadas sean registradas adecuadamente. En el caso de Chile, esta magnitud mínima varía entre 5,5 y 6.





Figura 5: Campo de esfuerzos regional a partir de la inversión del centroide del tensor de momento sísmico. Representación en color rojo corresponde a sismos con profundidades focales menores que 30 km. La ubicación de Vallenar corresponde al círculo color verde.

En la Figura 5 los colores representan división por profundidad (< 30 km de color rojo y >30 km en negro) determinadas automáticamente por el proyecto CMT de Harvard y difundidas a través de su sitio web (www.globalcmt.org). La mayor parte de las inversiones del tensor de momento en las cercanías de la costa corresponden planos nodales ubicados en orientación norte sur indicando compresión (centro de la proyección focal es de color), evidenciando que los sismos que ocurren responden a la compresión provocada por la convergencia de las placas de Nazca y Sud América. Un par de eventos ubicados mar afuera de la fosa, y al norte de los 29°S, muestran un campo de esfuerzos tensional. Estos eventos son el resultado de la curvatura que sufre la placa de Nazca al penetrar bajo la placa Sudamericana; al igual que una barra que se dobla, se produce una tensión en la parte externa del lugar de mayor curvatura. También muestran evidencia de un campo en extensión aquellos eventos que se encuentran a mayor profundidad, bajo Argentina.

La Figura 5 muestra claramente la concentración de actividad sísmica en profundidad desde la fosa hacia la costa. Hacia el interior del continente, la sismicidad se difunde y se hace menos homogénea. Esta situación se aprecia nuevamente en la Figura 6, que muestra la actividad sísmica de menor magnitud.





6 FUENTES SISMOGÉNICAS.

Se denomina fuente sísmica a una zona o región dentro de la cual los sismos tienen una característica en común que permite separarlos de aquellos de otras regiones o fuentes sísmicas adyacentes. Se acepta el supuesto que dentro de una fuente sísmica los eventos están homogéneamente distribuidos.

Para estudios de riesgo sísmico, se acostumbra caracterizar las fuentes sísmicas mediante una expresión que define la frecuencia de ocurrencia de los sismos en función de la magnitud. Para ello se utiliza la relación magnitud-frecuencia de Gutenberg y Richter

log N = a - bM

en que N es el número anual de sismos de magnitud mayor que M, y a y b son constantes que caracterizan a la fuente sísmica. Para cada fuente se debe especificar además la máxima magnitud esperada. La constante a define el número anual de sismos de magnitud mayor que 0,0 (hay que recordar que de acuerdo a la definición de magnitud, existen sismos de magnitud negativa). La constante b representa la pendiente de la recta, definida por las variables log N y M.

Figura 6: Dos zonas sismogénicas consideradas en este estudio. Los círculos amarillos representan la zona de los grandes terremotos de subducción, aquellos celestes representan la zona intraplaca en las cercanías de Vallenar (círculo de color verde). A pesar de que hay sismicidad mar afuera de la fosa, ésta es de menor magnitud, de modo que no se incluye en el cálculo del peligro sísmico.

Barrientos (1980) y más recientemente Martín (1990), definen las fuentes sísmicas al sur de los 18ºS. Estas regionalizaciones tienen la particularidad de considerar no sólo las variaciones de sismicidad en sentido norte-sur (Labbé y Saragoni, 1976), sino que también introducen el efecto Este-Oeste producido por el buzamiento hacia el este del





plano de Wadati-Benioff. Martín (1990), incorpora leves cambios a las zonas de Barrientos (1980), haciendo uso de información adicional obtenida durante el decenio siguiente.

Siguiendo las ideas anteriores, hemos dividido la zona de estudio en dos zonas sismogénicas: una costera, en la cual ocurren los grandes terremotos de subducción, fundamentalmente en la zona de acoplamiento entre la placa de Nazca y la placa Sudamericana, y la otra, la zona de terremotos de profundidad intermedia, en la que se pueden originar los eventos de extensión debido al régimen tensional que existe en esas profundidades (Fig. 4). Para determinar los valores de a y b en la región es necesario determinar los intervalos de tiempo que representen de mejor manera los rangos de magnitudes a analizar. Indudablemente, aquellos sismos de menor magnitud, no están igualmente representados. Probablemente desde hace unos 20 años son homogéneamente muestreados, dados los avances de las redes mundiales y locales. Sin embargo, 20 años no es un período suficientemente extenso para determinar la ocurrencia de aquellos eventos de magnitud superior a 7. Es por esto que hay que considerar diferentes intervalos de tiempo para diferentes rangos de magnitud.

Figura 7: Relación magnitud-frecuencia para sismos costeros que se encuentra en la base de datos del Servicio Sismológico, Departamento de Geofísica, Universidad de Chile.

Los valores de a y b que se han calculado a partir de los datos contenidos en la base de datos citada, caracterizan las dos zonas consideradas son los siguientes:

Zona costera a = 5,64 b = 0,92 Mmáx = 8,5





Zona de profundidad intermedia a = 5,0 b = 0,99 Mmáx = 7,4

Figura 8: Relación magnitud-frecuencia para sismos de profundidad intermedia.

Se ha considerado que no es necesario incorporar además la zona de sismicidad superficial ubicada en las faldas de la cordillera debido a la ausencia de sismicidad significativa.





7 PELIGRO SÍSMICO PROBABILÍSTICO Y DETERMINÍSTICO.

El peligro sísmico se estimará siguiendo un método probabilístico y un método determinístico.

Para la determinación probabilística del peligro se utilizará la sismicidad histórica y la definición de fuentes sísmicas para generar estimaciones de actividad futura. La probabilidad de exceder ciertos niveles de aceleración en períodos dados de tiempo se calcula haciendo uso de relaciones empíricas de atenuación del movimiento del suelo, suponiendo que los eventos siguen una distribución de Poisson en el tiempo y una distribución exponencial de frecuencia-magnitud (relación de Gutenberg y Richter). El peligro sísmico se define en términos probabilísticos como la probabilidad de que ocurra al menos un sismo de características preestablecidas en cuanto a nivel de movimiento fuerte del suelo durante un período dado de T años. Para evaluar esta probabilidad se utiliza la distribución de Poisson

P(n)= (T/Tr)n e -T/Tr n!

Donde P(n) es la probabilidad de ocurrencia de n situaciones de la clase considerada, con período de retorno Tr durante un período de T años. Evaluando esta expresión para n=0 se encuentra la probabilidad de que no ocurra ningún caso durante el período T:

P(0)= e –T/Tr

Luego, la probabilidad de que ocurra al menos un evento en el período T será

Ps = 1 - e–T/Tr

Donde Ps = Peligro Sísmico, T = Vida útil considerada y Tr = Tiempo medio de retorno.

Los sismos considerados en el cálculo de Tr pertenecen a una determinada clase que se define previamente atendiendo a alguna característica propia, como por ejemplo, aquellos sismos registrados en el período disponible que originen en el lugar de interés una aceleración máxima del suelo mayor que un valor prefijado.

El método probabilístico fue publicado originalmente por Cornell (1968) y posteriormente adaptado para permitir su uso numérico por Algermissen y Perkins (1976). Para la zona costera, las curvas de atenuación de aceleraciones máximas horizontales en función de la magnitud de Richter y de la distancia hipocentral desarrolladas por Martin (1990) y modificadas recientemente por Medina (1998), serán utilizadas para estimar el movimiento fuerte del suelo en la zona de estudio. Estas curvas incorporan los datos de





acelerogramas registrados con ocasión del terremoto del 3 de marzo, 1985, Magnitud M=7.8, y reemplazan las curvas generalmente usadas por Saragoni et al. (1981) propuestas con anterioridad al sismo de 1985, que sólo consideran los sismos de la Ligua de 1965 y de 1971, de magnitudes 7,1 y 7,5 respectivamente, y otros sismos menores. La expresión de atenuación de Medina (1998) estima aceleraciones sistemáticamente mayores que la de Saragoni et al. (1981), especialmente para magnitudes grandes y distancias menores que 100 km. Sin embargo, entregan valores similares a las expresiones obtenidas por Schaad y Saragoni (1989) y Schaad (1991). Complementariamente, para aquellas fuentes sísmicas de profundidad intermedia se utilizará la relación de atenuación de aceleraciones horizontales máximas determinada por Ruiz y Saragoni (2005).

Haciendo uso de la relación de atenuación empíricas de Medina (1998) para aceleraciones horizontales máximas debido a fuentes costeras de poca profundidad

a = 733 • e 0.7M • (R + 60) -1.31

y aquella de Ruiz y Saragoni (2005) para fuentes de profundidad intermedia

a = 565898 • e 1.29M • (R + 80) -3.24

Con a en cm/seg², M magnitud de Richter y R distancia hipocentral en km, se calculó para el sitio en estudio el número esperado de ocurrencias anuales de aceleraciones asociadas a los sismos de cada subzona de las fuentes sísmicas. El producto final de este cálculo es la distribución del número anual de ocurrencias en función de la aceleración máxima en el sitio de la mina. A partir de esta distribución se determinó la probabilidad de que cierta aceleración pueda ser excedida en un período dado de años, bajo la hipótesis de que las aceleraciones siguen un proceso de Poisson en el tiempo.

Figura 9: Fmax, t (a) representa la probabilidad de que una aceleración dada A0 no sea excedida en 10, 30, 50 ó 100 años. Ej. A0 = 250 (cm/s2) representa una aceleración con 10% de probabilidad de ser excedida en 10 años.





Los resultados obtenidos con nuestro programa de cálculo de peligro sísmico probabilístico están graficados en la Fig. 9. Esta figura indica que existe un 10% de probabilidades de exceder la aceleración horizontal 380 cm/s2 (0,38 g) en 50 años y 0,43 g en 100 años. Para construcciones de menor envergadura y menor vida útil, aceleraciones de 0,35g tienen 10% de probabilidad de ser excedidas en 30 años.





8 PELIGRO SÍSMICO DETERMINÍSTICO.

Los cálculos de aceleraciones máximas determinadas en el punto anterior se han hecho siguiendo un procedimiento predominantemente probabilístico. Es posible también hacer estimaciones de acuerdo a criterios determinísticos, lo que se consigue haciendo un análisis tanto de las probables causas y mecanismos que ocasionan los sismos de gran magnitud como de la geometría y posición del sismo que puede producir las aceleraciones máximas probables en el sitio de interés.

Una buena estimación de la sismicidad de la zona está contenida en la base de datos del catálogo de sismos del Servicio de Sismología del Departamento de Geofísica, Universidad de Chile y en el catálogo de sismos relocalizados por Engdahl et al. (1998). Los sismos tienden a concentrarse entre la fosa marina (línea punteada) y la cordillera, como se observa en la Figura 5. El sitio en estudio figura como círculo de color verde. El aumento paulatino de la profundidad de foco de los eventos, a medida que la placa subductada de Nazca desciende bajo el continente, se aprecia en el panel superior de esta figura. Sismos de menor profundidad ocurren principalmente cerca de la fosa y costa continental. El resto de los eventos superficiales ocurre en la zona cordillerana y son de menor magnitud. Sismos de profundidad intermedia (~100 km) se ubican especialmente en la zona interior. Los sismos en torno al sitio de estudio (28.81ºS, 71.00ºW) son tanto de profundidad somera (< 50 km) como de profundidad intermedia.

Para delimitar en forma precisa la ubicación de la zona de Wadati-Benioff en el entorno al sitio en estudio, se muestran en la Figura 2 los distintos perfiles perpendiculares a la costa. La tendencia de aumento de profundidad focal hacia el Este es evidente, tendencia que queda muy bien expuesta en los perfiles. Se observa que la sismicidad define bien el plano de contacto de subducción de Wadati-Benioff, contacto donde ocurren la gran mayoría de los grandes terremotos costeros (sismos tipo thrust interplaca). Se observan también en las Figuras 4 y 6 algunos sismos de poca profundidad. La geometría de la zona de Wadati-Benioff de los perfiles, se utilizará más adelante en la definición del sismo máximo probable.

Un sismo se origina por la ruptura del material rocoso del interior de la tierra, provocada por los esfuerzos acumulados a lo largo del tiempo por el movimiento convergente de las placas de Nazca y Sudamérica. La ruptura se produce a lo largo de un plano de falla, donde la superficie de dislocación es tanto mayor cuanto mayor sea la magnitud del sismo. Magnitudes M~8 producen una ruptura en el plano de falla de unos 200 o más km de longitud por unos 80-100 km de ancho, con desplazamientos relativos de las caras de la falla que pueden sobrepasar varios metros. Superficies de ruptura de estas dimensiones están generalmente asociadas a zonas de contacto entre placas tectónicas (sismos interplaca). En el caso de Chile los sismos interplaca se producen en planos de falla coincidentes con el plano de subducción de Benioff, es decir, macrofallas de rumbo predominante norte-sur, buzamiento de bajo ángulo hacia el este de 10º-30º y desplazamiento relativo según el movimiento de subducción de la placa de Nazca (sismos tipo thrust). La excepción la constituyen los sismos del tipo Antofagasta (1950) que se analizarán más adelante (sismos intraplaca de profundidad intermedia) y los sismos superficiales cordilleranos, que en este caso debido a su práctica ausencia, no se





consideran como en otras regiones del país.

Los sismos tipo thrust de magnitudes mayores que M=8 están generalmente confinados a las porciones más superficiales de la zona de subducción entre la fosa marina y la línea costera (zona amarilla en la Figura 6), es decir, corresponden a sismos con hipocentros bajo el mar o levemente desplazados hacia el continente. La profundidad máxima de la zona de acoplamiento entre las placas tectónicas alcanza en general unos 50 km. Ejemplos típicos de sismos con estas características son el terremoto de Valdivia de 1960, los de Valparaíso de 1906 y 1985, el de Atacama de 1922, Antofagasta (1995), etc. (Figura 3), en ocasiones acompañados de maremotos (tsunamis) debido a la brusca deformación del fondo marino a raíz de la dislocación sísmica. Si la superficie de dislocación se desplaza hacia el interior del continente, siguiendo el plano de subducción de Wadati-Benioff, los sismos máximos disminuyen de magnitud debido que la extensión en profundidad de la falla en actividad es fija y se acerca al límite de los 50 km.

Sismos bajo la cordillera se localizan a profundidades del orden de 85-130 km y sus magnitudes no sobrepasan valores de 7,0-7,4. La excepción la constituye el terremoto de 1950 al interior de Antofagasta (ver Figura 3). Kausel y Campos (1992) estudiaron este terremoto en detalle por inversión de formas de ondas de volumen y concluyeron que se trata de un terremoto intraplaca con fallamiento en un plano casi vertical que comprometió la placa subductada de Nazca en todo su espesor. Sismos de esta naturaleza y magnitud son de rara ocurrencia. En la zona de estudio, la máxima magnitud alcanzada por los sismos en esta región, según el catálogo, es de 7,4.

Recientemente se han reconocido sismos intraplaca en fallas subverticales por debajo de la zona de mayor acoplamiento costero, pero todavía no se conocen bien sus características, frecuencia de ocurrencia y efectos. Beck et al. (1998) mediante un análisis de forma de onda, concluyen que el terremoto de Chillán (1939) es también del tipo tensional intraplaca con superficie de falla vertical con mecanismo similar al terremoto de Antofagasta (1950) y con profundidad focal de aproximadamente 90 km. La importancia de este tipo de terremotos tensionales intraplaca es que, al parecer, generan movimientos fuertes algo mayores que sismos tipo thrust a igual magnitud y distancia. Un buen ejemplo lo constituyen los dos terremotos de la Ligua, zona central de Chile, ocurridos en marzo de 1965 y julio de 1971. El sismo de 1965 es del tipo tensional intraplaca, en cambio el de 1971 es thrust interplaca. Las intensidades de Mercalli observadas con ocasión de estos sismos son muy similares a pesar de que el sismo de 1965 tuvo una magnitud de M=7,1 y el de 1971 M=7,5. Las aceleraciones máximas registradas en Santiago con el único acelerógrafo existente en esa época fueron 0.18g y 0,15g respectivamente para una distancia hipocentral de unos 165 km para ambos. Otros sismos recientes de tipo intraplaca de profundidad intermedia son el de Punitaqui (1997) de magnitud M=7,6 y el de Tarapacá (2005) de magnitud MW=7,8.

Volveremos ahora a la caracterización de sismos clásicos de subducción tipo thrust, es decir, fallamiento inverso de bajo ángulo. El sismo de 1922 M=8,5 con una longitud de ruptura de unos 300 km y un ancho según la máxima pendiente del plano de Wadati-Benioff de unos 100 km puede considerarse representativo del sismo característico de diseño. La Figura 6 muestra esquemáticamente la posición del plano de ruptura de grandes sismos interplaca costeros (círculos amarillos). Varios estudios (Barrientos, 1981; Nishenko, 1985; Kelleher, 1972) concluyen que en la zona norte de Chile debe





considerarse M=8,5 como la probable magnitud máxima en estudios de ingeniería civil para sismos tipo thrust.

En sismos de gran tamaño es difícil predecir las características de aceleración máxima, duración y contenido de frecuencia de los movimientos fuertes para una localidad determinada. Además de las características propias del sitio en cuestión, influyen factores como la ubicación azimutal del sitio respecto de la superficie de ruptura, el epicentro o inicio de la ruptura, el desplazamiento total de la falla, la caída de tensión (stress drop), la distribución de las asperezas generadoras de aceleraciones de alta frecuencia, etc. A pesar de que en Chile hay ciertas evidencias que indicarían que en muchos terremotos la ruptura se inicia en el extremo norte de la superficie de dislocación, propagándose hacia el sur a velocidades de ruptura del orden de 2,5 – 3,5 km/s (por ejemplo, los terremotos de 1960, 1985 y 1995), es todavía difícil generalizar esta característica. Tampoco hay suficientes datos como para predecir con exactitud el desplazamiento de la falla en función de la magnitud. Para un sismo como el de Valparaíso en 1985, se estima que dicho desplazamiento en dirección de la máxima pendiente del plano de Wadati-Benioff (dip slip) debió ser del orden de 3 a 5 m. La caída de tensión sólo ha sido estimada para este terremoto. Ella no sobrepasa los 100 bar y posiblemente no alcance siquiera los 30-50 bar, valor característico de sismos interplaca en zonas de subducción.

Tomando en cuenta las consideraciones anteriores, se deduce que podemos estimar sólo aproximadamente la aceleración máxima que el sismo máximo probable puede producir en el sitio de interés. De acuerdo a la Figura 6, la distancia más corta del sismo interplaca a la Mina es 50 km. Esta estimación está de acuerdo con las características de subducción en la zona estudiada. Utilizando la fórmula de Medina (1998), para un sismo de magnitud M=8,5 las aceleraciones máximas para esta distancia son de 595 cm/s2 (0,61g). Para un sismo de magnitud equivalente al del 27 de Febrero de 2010 se registrarían aceleraciones del orden de 734 cm/s2 (0,75g). Aceleraciones de 0,75g se registrarán sólo por tiempos cortos, durante la ruptura de las zonas más próximas del plano de falla al sitio en estudio. Todos estos valores se refieren a suelos duros.

Los períodos predominantes se estiman en 0,2 s, de acuerdo a experiencias anteriores (Araya y Saragoni, 1980). Posteriormente, Schaad y Saragoni (1989) concluyeron que este valor no se ajustaba bien para el terremoto de 1985, y propusieron una expresión para el número de cruces por cero (ν0) en función de magnitud y distancia. Considerando que el número de cruces por cero es una buena medida de la frecuencia (f) característica o predominante (ν0 ~ 2f), la expresión de Schaad y Saragoni (1989) se puede escribir como:

f= ½ • 40.3 • e0.31M • (R+60) -0.8 c/s

Para M=8,8 y R=50 km se obtiene f = 7,2 c/s (período de 0,14 s). Recientemente Ruiz (2002) desarrolló una fórmula que incorpora un mayor número de sismos y hace diferencia entre sismos del tipo thrust y del tipo tensional de profundidad intermedia. Para sismos thrust propone para roca y suelo duro.





f= ½ • 3.9 • e0.182M • (R+30)-0.081 c/s

Que para M=8,8 y R=50 km arroja un valor de 6,8 c/s ó un período de 0,15 s.

Por las consideraciones anteriores, se considerará un período predominante de 0,15 segundos.

La duración de movimiento fuerte t del sismo de diseño se puede estimar utilizando una fórmula desarrollada por Araya y Saragoni (1980) para sismos sudamericanos:

t = 0.0002 • e1.51M - 0.0021M • (D-60) • H(D-60)

Válida para profundidades de foco menores que 60 km. En ella, t es la duración de movimiento fuerte en segundos, D es la distancia epicentral en km y H ( ) es la función escalón. Haciendo uso de esta fórmula se encuentra que la duración del movimiento fuerte del sismo de diseño es del orden de 118 s, lo que se compara muy bien con estimaciones del tiempo de ruptura de 120 s (Ruff, comunicación. personal)

A valores similares se puede llegar estimando la duración total de la ruptura. La velocidad de ruptura se considera generalmente del orden de la velocidad de propagación de las ondas transversales, es decir, unos 3,0 km/s. Para una falla de 450 km de largo, la duración total para la ruptura unidireccional es de 117 s, que reducida en un 10% para considerar sólo la parte significativa del movimiento fuerte, se obtiene una duración del orden de 100 s.

Indudablemente es necesario levantar una palabra de precaución respecto a las ecuaciones y fórmulas que se han presentado en esta sección. El universo de datos a partir de los cuales estas relaciones se han generado, incluye información originada de eventos sísmicos de magnitud hasta 8 solamente. Aún los datos de aceleraciones observados para el terremoto de Febrero del 2010 no se encuentran disponibles en su totalidad para efectuar estimaciones actualizadas, de modo que la relaciones utilizadas anteriormente extrapolan datos válido solamente hasta magnitud 8. El terremoto del 27 de Febrero tuvo una magnitud de 8.8. Esto indica que las estimaciones de aceleraciones máximas deberán ser revisadas en el futuro, una vez que se cuente con los datos del terremoto de Febrero último.

Sismo intraplaca de profundidad intermedia. De acuerdo a estudios de Kausel (1979), Kausel (1991) y Campos y Kausel (1990), corroborados recientemente por Ruiz (2002a), Moya (2002) y Sanhueza (2002), los terremotos del tipo intraplaca de profundidad intermedia como el sismo de Chillán (1939) generan aceleraciones mayores que los sismos tipo thrust a la misma distancia y magnitud, debido a las siguientes razones (Kausel, 1991): (i) la caída de esfuerzo (stress drop) es mayor debido a la profundidad focal y a que la falla es generada por la ruptura de material no fracturado por sismos previos (como ocurre con sismos thrust que fallan la superficie de acoplamiento interplaca en el mismo lugar que lo hizo en el transcurso del anterior ciclo sísmico); (ii) a mayor caída de esfuerzo, mayor es el contenido de alta frecuencia, causante de mayores aceleraciones; (iii) la velocidad de ruptura, proporcional a la velocidad de propagación de





las ondas transversales (S), es sistemáticamente más grande a mayores profundidades, lo que genera aceleraciones también mayores; (iv) la atenuación de las ondas a profundidad es menor que en la superficie. La comparación de intensidades de Mercalli de terremotos intraplaca (Chillán 1939, versus Talca, 1928; La Ligua, 1965, versus La Ligua, 1971) confirman esta característica.

Ruiz (2002b) desarrolló una fórmula de atenuación para sismos intraplaca, utilizando registros intraplaca del 13/09/95 (M=7,1), 28/03/65 (M=7,1), 12/11/74 (M=6,2), 07/11/81 (M=6,7), 08/08/87 (M=6,9), y 15/10/97 (M=6,7). Por regresión simple obtiene una expresión que en general más que duplica los valores de aceleración de formulas clásicas en el rango M~8. Lamentablemente, los datos eran aún muy exiguos y en un intervalo efectivo de magnitudes muy pequeño (M = 6,7 – 7,1), lo que hacía muy riesgoso extrapolar resultados a magnitudes M~8. Afortunadamente Ruiz y Saragoni (2005) incorporaron nueva información proveniente de sismos muy recientes, entre ellos el sismo de Tarapacá (2005). La nueva fórmula es ahora más confiable:

a(cm/s2) = 565898 • e 1.29M • (R + 80) -3.24

Aplicando esta fórmula para M=7,4 y distancia hipocentral R= 85 km, se obtienen aceleraciones máximas horizontales de 0,53 g para Vallenar.

Las frecuencias predominantes en estos sismos intraplaca también son mayores que las de sismos interplaca. La fórmula de cruces por cero propuestas por Ruiz (2002b) para sismos intraplaca, traducida a frecuencia f.

f=1/2 • 2159.64 • (R+80)-0.612 • e-0.234M c/s

puede usarse con confianza porque f varía poco en función de distancia y magnitud. Para M=7,4 y R= 85 km, esta fórmula entrega un valor de 8,4 c/s, es decir, un período característico o predominante de 0,12 segundos.

Se tiene muy poca información para estimar duración de sismos de profundidad intermedia. Sólo podemos utilizar antecedentes de sismos similares en Chile como el terremoto de Chillán de 1939. Beck et al. (1998), mediante modelación de formas de onda, obtienen una duración total del proceso de ruptura de 60 segundos, compuesto de dos pulsos de 25 s y 20 s, separados por un intervalo de 15 s. La duración del movimiento fuerte es de 25 s, de acuerdo a dicho proceso de ruptura. Estos valores parecen adecuados para un sismo como el de Tarapacá (2005) cuya superficie de ruptura se estima en 60 km x 30 km. En todo caso, ésta es una estimación máxima, ya que la magnitud del terremoto máximo de profundidad intermedia se estima, de acuerdo al catálogo, en 7,4.





9 RESUMEN.

Los resultados del estudio de peligro sísmico para el sitio de emplazamiento en las cercanías de Vallenar se resumen en lo siguiente:

1.- El análisis probabilístico del peligro sísmico para el sitio colindante a Vallenar entrega aceleraciones horizontales máximas de 0,37 g con 10% de probabilidad de ser excedidas en un período de exposición de 50 años; y 0,43 g en 100 años. En estas estimaciones se ha utilizado un terremoto máximo de magnitud 8,8 pero con relaciones de atenuación que no incluyen los últimos datos registrados originados a partir del terremoto de Febrero de 2010.

2.- El análisis determinístico entrega los siguientes valores:

a) Sismo interplaca costero, M = 8,8

Distancia hipocentral R = 50 km

Aceleración horizontal máxima = 0,75g

Duración movimiento fuerte = 100 s

Período predominante = 0,14 s

Duración total del sismo = 2 min.

b) Sismo intraplaca de profundidad intermedia M=7,4

Distancia hipocentral R = 85 km

Aceleración horizontal máxima = 0,53g

Duración movimiento fuerte = 25 s

Período predominante = 0,12 s

Duración total del sismo = 60 s

De acuerdo a estos resultados, el sismo máximo a considerar sería el sismo interplaca costero que alcanza a magnitud 8,5. Este produce las mayores aceleraciones en el lugar de estudio y posee mayor duración. Sin duda, estos valores determinísticos seguramente variarán, de manera decreciente, cuando se incluyan los datos originados a partir del terremoto de Febrero de 2010 con estimaciones de leyes de atenuación actualizadas. Se han registrado aceleraciones del orden de lo expresado más arriba (>0,70g) pero en suelos que no corresponden necesariamente a roca dura o de buena calidad, que son los cuales donde debiesen estimarse estos valores.





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83b Anexo N 6 Sismicidad y Peligro Sismico

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