1.- Por qué el manto terrestre se considera sólido?

Afortunadamente sólo tres tipos básicos de ondas producen la sacudida que se siente y causa daños en un terremoto (primarias u ondas P, secundarias u ondas S y superficiales). De las tres sólo dos se propagan en el interior de las rocas (P y S). Las ondas P, son capaces de viajar a través, tanto de rocas sólidas, tales como montañas de granito, como de materiales líquidos, tales como magma volcánico o el agua de los océanos. Cuando una onda S se propaga, deforma la roca lateralmente en ángulo recto a la dirección de propagación. La observación confirma que si un líquido es deformado lateralmente o girado, no se recupera inmediatamente. De aquí se deduce que las ondas S no pueden propagarse en las partes líquidas de la Tierra tales como los océanos. Lo anterior nos confirma que el manto terrestre es considerado como sólido debido a que las ondas S pueden propagarse a través de él.

2.- Qué porcentage de la energía calorífica que alcanza la superficie de la Tierra es liberada por los terremotos cada año?

La cantidad de calor que se desprende de la Tierra cada año para perderse en el espacio a través de la atmósfera, es aproximadamente 1028 er­gios. Los terremotos también emiten gran cantidad de energía, éstos son el resultado de una liberación re­pentina de la energía elástica almacenada previamente en las rocas de la Tie­rra. A partir de medidas de la energía de las ondas sísmicas producidas por fractura repentina, se estima que, cada año, la energía liberada por los terre­motos en todo el mundo está entre 1025 y 1026 ergios, lo cual nos indica que corresponde a un valor entre el .1% y el 1% de la energía liberada por la tierra. Cuando se utilizan sismogramas de varias estaciones alrededor del mundo para calcular la ener­gía de las ondas registradas, un terremoto de magnitud Richter 5,5 resulta te­ner una energía de aproximadamente 1020 ergios.

3.- Explique la teoría del rebote elástico.

En el año de 1906 ocurrió un terremoto que ocasionó un movimiento horizontal dextrógiro en la ffalla de San Andreas a lo largo de la vieja carretera de Sir Francis Drake al norte de San Francisco en el extremo sur de Tomales Bay, California.

En la figura 1, se han dibujado en forma esquemática, las fuerzas que produ­jeron el terremoto de 1906. Imaginemos que este dibujo sea a vista de pája­ro un camino que cruza en ángulo recto la falla de San Andreas. Una línea blanca a lo largo del centro del camino corre en línea recta muchos kilóme­tros a cada lado de la falla. A medida que las fuerzas tectónicas actúan lenta­mente, la línea empieza a curvarse, indicando que el lado izquierdo se ha mo­vido en relación con el derecho. La deformación llegará a ser en el transcurso de los años hasta de unos pocos metros, aproximadamente. Podemos ver que esta deformación no puede seguir indefinidamente, sino que más prontoi o más tarde, las rocas más débiles, o aquellas situadas en el punto de mayor deformación, se fracturarán. Esta fractura será seguida por un salto hacia atrás o rebote, a cada lado de la fractura. Así, en la figura 1, las rocas a ambos lados de la falla, en D, rebotarán hasta los puntos D1 y D2., lo que es considerado como rebote elástico.

Reid consideró que este rebote elástico, es la causa inmediata de los te­rremotos y su explicación ha sido confirmada a lo largo de los años. Lo mis­mo que un muelle de reloj que se tensa cada vez más al darle cuerda, las ro­cas corticales a medida que se deforman elásticamente, almacenan más ener­gía. Cuando el muelle se rompe, se libera repentinamente la deformación elástica. Cuando una falla sufre ruptura, se libera la energía elástica almace­nada en las rocas, en parte como calor y en parte como ondas elásticas. Estas ondas constituyen el terremoto.

También es común que las rocas sean deformadas verticalmente. El rebote tiene lugar a lo largo de superficies de falla inclinadas, causando rotura verti­cal en las líneas de nivel en la superficie y algunas veces declives o escarpes de fallas. El movimiento vertical del suelo, producido por terremotos u otros fenómenos, puede alcanzar hasta decenas de centímetros en áreas extensas.

4.- Explique los fenómenos premonitorios de los sismos e ilustre su respuesta.

Desde hace siglos se ha tratado de predecir los terremotos, se han usado métodos que van desde el estado del tiempo típico de un terremoto a la disposición de los planetas y comportamoento anormal de los animales.

Al menos desde comiensos de siglo se han propuesto muchos tipos de fuerzas de disparo que pueden iniciar rupturas de terremotos. Algunas de las propuestas más serias son condiciones meteorológicas rigurosas, actividad volcánica y la atracción gravitacional de la Luna, el Sol y los planetas. Se han examinado para tales efectos, numerosos catálogos de terremotos, incluyendo una lista muy compleja para California, sin resusltados convincentes.

Ciertamente, un esquema operativo de predicción práctica debe basarse en una combinación de indi­cios de modo que las decisiones sean lo más firmes posible antes de que se anuncien las alarmas.

Ya se han discutido varios de los indicios más prometedores, tales como la detección de la deformación en rocas de la corteza por medidas geodésicas y la identificación de vacíos sospechosos en la ocurrencia regu­lar de terremotos, tanto en el espacio como en el tiempo. Y uno, más preciso, aunque no demasiado infalible, es la observación de precursores como en la secuencía de Oroville, en California, en 1975.

Tanto para vigilar tales precursores, como para predecir tsunamis locales peligrosos, se está instalando ahoora un tipo de estaciones sisniográficas, completamente distintas, en la plataforma continental y en la fosa oceánica, al este de Honshu, en Japón. Una serie de sismógrafos lla­mados de fondo oceánico, situados sobre elfondo del mar, son conectados por medio de un cable de más de 200 kilómetros, a una estación registradora en la costa. Ya se ha demostrado que si las estaciones se sitúan con cuidado, el fondo oceánico es un lugar sísmicamente tranquilo para el registro de terre­motos. La instalación de esta red dará comienzo a una nueva era en la sismo­logía de observación en la que las estaciones sismográficas no estarán restriii­gidas a continenies e islas.

En los últimos años, el mayor esfuerzo en predicción sísmica, ha sido el de medidas muy precisas de fluctuaciones de parámetros físicos en rocas de la corteza, de áreas continentales sísmicamente activas. Se han instalado instrumentos muy sensibles en orden a que se puedan observar cambios a largo térnimo en los parámetros. hasta ahora el número de medidas es limitado y los resultados son antagónicos: en algunos se ha notado un comportamiento anormal antes de un terremoto; en otros no se lía visto nada significativo antes del suceso o las variaciones que han habido no se asocian con terremotos. En la siguiente tabla se enuncian 5 parámetros muy prometedores. Estos son: la velocidad de las ondas sísmicas P, la elevación del suelo, la emisión de gas radón en pozos, la resistividad eléctrica de las rocas y el nú­mero de terremotos de la región.

Primero, los cambios precursores en las velocidades de la onda P en un área sísmica son de particular interés para los sismólogos ya que las estaciones sismograficas están diseñadas especialmeute para medir el tiempo de for­ma muy precisa. La idea en que sé basa el método es simple. Si las propieda­des de las rocas cambian antes de un terremoto, la velocidad de las ondas sís­liucas también debe variar. Por ejemplo, supongamos que la velocidad de la onda P varía un 10% a lo largo de un área de 20 km de sección. Entonces, el tiempo de recorrido de la onda P de un lado a otro variará en unos 0,4 seg. Estos cambios en el tiempo se miden fácilmente con modernos sismógrafos y cronómetros. Algunas de las primeras informaciones publicadas sobre cambios precursores en el tiempo de recorrido de las ondas en terremotos moderados, datan de una fecha tan tempraiia como 1962. Estas medidas sugieren que las veiocidades de la onda P deben variar alrededor del 10% al 15% antes de la ocurrencia de terremotos locales. Trabajos de campo en la URSS y en otras partes del mundo desde entonces, indican que la velocidad de las ondas P disminuye alrededor del 10% en la región focal para un valor durante algún tiempo y aumenta a un valor más normal justo antes de que ocurra el sismo princpal, al menos, bajo determinadas circulistaucias.

Un tipo distinto de estudio fue hecho por sismólogos dcl Instituto tecnológico de California. A partir de lecturas de sismogramas en su estación, concluyeron que antes del terremoto de San Fernando de 1971 en el sur de Ca­lifornia, hubo una disminución premonitora de la velocidad de la onda P, durante unos 30 meses. Encontraron que posteriorineute la velocidad volvió al valor normal, seguida a continuación por el terremoto. Dedujeron que el volúmen enm el que el tiempo de recorrido de las ondas P fue afectado, se extendía en un radio de 30 kilómetros en las proximidades del foco del terremoto. Dicho estudio fué realizado después de ocurrido el terremoto.

El segundo parámetro que puede usarse en predicción, es un cambio precursor en e! nivel del suelo, tal como declives en zonas sísmicas. Ahora bieii, ¿cómo interpretaremos una interpretaremos una rápida elevación de un área considerable cerca de Palmdale, en California, que aparenentemente comenzó en 1960? La elevación que alcanzó un máxino de 35 centímetros, se extiende por lo menos 150 kilómetros a lo largo de la falla de San Andreas, hacia el sur, en los Transverse Ranges . Se han estudiado tan pocas elevaciones de esta escala que no puede deducirse una relación segura sobre la correlación con futuros terremotos.

El tercer parámetro es la liberación de radón en la atmósfeta, un gas inerte a lo largo de las zonas de fallas activas, particularmente en pozos profundos. Por ejemplo se ha detectado un aumento significativos en la concentración de radón justo antes de terremotos en algunas zonas de la URSS. Sin embargo, debido a que hay pocas medidas aprovechables de la concentración de radón en diversas sircunstancias geológicas, normalemente es imposible detectar cuando los aumentos observados son excepciones de las variaciones de este gas.

El cuarto paránietro que ha llamado la atención es la conductividad eléc­trica dse las rocas en una zona sísmica. A partir de los experimetitos de laboratorio en muestras de rocas, se sabe que la resistencia eléctrica de rocas sa­turadas de agua, tales como el granito, cambia drásticamente en aparatos de alta presión, justo antes de la fractura de las rocas. Se han hecho algunos experimentos de campo para probar esta propiedad en zonas de falla en la República Popular China, Japón, Estados Unidos y otras partes. A pirtir de estos estudios, algunos científicos han informado de disminuciones en la resistencia eléctrica antes de un terremoto. Una vez más, Son necesarios experimentos ex­perimentos de este tipo para confrontar este método, Pero hasta el mometito los resultados parecen alentadores.

El quinto parámetro es la variación en la proporción de sismicidad. Hay más información aprovechable sobre éste método que sobre los cuatro anteriores,pero los resultados actuales no son definitivos. En resumen, se ha notado un fuerte canibio en la sismicidad normal de fondo, normalemente un aumento en la proporcionn de terremotos pequeños. Esotos cambios se observaron en 1975, antes del terremoto de Oroville y del terremoto de Liaoning.

Podemos suponer que las variaciones de estos cinco parámetros o propie­dades, tienen lugar en cinico etapas que se manifiestan en las rocas deformadas de la corteza, anes, durante, y justo después de un terrremoto. Consideremos la ocurrencia de un terremoto en cinco etapas como se vé en la tabla. La primera etapa es un lento refuerzo de la deformación elástica debido a las fuerzas tectónicas fundamentales. Durante esta etapa los parámetros sísmicos tienen sus valores normales. En la etapa II se desarrollan fracturas de las rocas en la corteza en zonas de falla y esto ocasiona aumento o dilatación del volúmen total. Como las fracturas estan abiertas la velocidad de las ondas de compresión P disminuyea traves del volúmen dilatado, aumentya la superficie del suelo, se escapa el gas radon, Disminuye la resistividad eléctrica y puede haber un cambio en el nivel de microsismicidad de la zona. En la etapa III el agua se esparce en las rocas de las proximida­des, dentro de los poros y microfracturas, dando lugar a condiciones inestables. Como el agua llena las grietas, comienza a aunientar otra vez la veloci­dad de las ondas P en la región, cesa la elevación del suelo la emisión de gas radón de las fracturas disminuye, y disminuye también la resisbvidad eléctri­ca. La etapa IV es la ocurrencia del terremoto. Esta es seguida de inmediato por lka etapa V durante la cual hay numerosas réplicas en el área.

5.-

Vigas 30*40 F´c=180Kg/cm2

Columnas 25*25 F´c=210 Kg/cm2

- Laviga es lo suficentemente rígida pra evitar los giros en los nodos

- La masa de las columnas y las vigas es despreciable

6.- El peso total del edificio es de 200ton y es sometido a vibración libre, liberado (para T=0) desde un desplazamiento igual a 3cm. Si el máximo desplazamiento después de un ciclo es de 2 cm para un tiempo igual a 0.64 seg. Determinar:

a.- La rigidez K.

b.- El coeficiente de amortiguamiento .

c.- El coeficiente de amortiguamiento c

d.- Cuál es la amplitud después de 4 ciclos.

INTRODUCCIÓN AL ANÁLISIS SÍSMICO

UNIVERSIDAD FRANCISCO DE PAULA SANTANDER

FACULTAD DE INGENIERÍA

PLAN DE ESTUDIOS EN CIVIL

CÚCUTA

1999

Wu=4T/m

5m

6m

4m

W=M*G

K/2

K/2