Peligro Sismico Paucarani

8/16/2019 Peligro Sismico Paucarani

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Estudio de Peligro Sísmico Presa Paucarani

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CAPÍTULO I

GENERALIDADES

1.1. OBJETIVO:

Determinar el peligro sísmico de la zona de ubicación de la PresaPaucarani, con fines de diseño de las obras de encimado del vertedero dedemasías, adecuación de la plataforma de operaciones, puente de accesoy demás obras conexas.

1.2. UBICACIÓN:

La zona del Proyecto se encuentra ubicada en la Provincia Tacna, Distritode Palca, Región Tacna, en la cuenca alta del río Uchusuma (Nacientesdel río Uchusuma), perteneciente al Sistema Hidrográfico del Pacífico. Elárea del proyecto se sitúa a una altitud cercana a los 4,600 m.s.n.m. ygeográficamente se ubica entre las coordenadas: -69.76 de longitud y -17.53 de latitud que corresponde al eje de la Presa Paucarani.

1.3. ACCESIBILIDAD:

El acceso a la zona del proyecto se inicia en la ciudad Tacna, siguiendopor la carretera Tacna – Collpa – La Paz (actualmente Afirmada), variantePaucarani, de donde se derivan una trocha carrozable que conduce a lapresa principal. El tiempo de recorrido es de aproximadamente 3.50 horasen vehículo liviano.


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CAPÍTULO II

TECTÓNICA Y SISMOTECTÓNICA

2.1. PRINCIPALES ELEMENTOS TECTÓNICOS DEL PERÚ:

Las características tectónicas del Perú, pueden ser descritas o evaluadasen función de su Zonificación Morfológica y Tectónica (Ver anexo Mapas:Elementos Tectónicos del Perú).

2.1.1. ZONIFICACIÓN MORFOLÓGICA:

Este tipo de zonificación permite distinguir para el Perú, cinco zonasmorfológicas referidas a la estructura y características del relieveterrestre. A continuación se realiza una descripción general de cadauna de estas zonas según Tavera y Buforn (1998):

a. La Zona Co stera (Z.C):

Esta zona está formada por una estrecha banda de terreno, lacual está limitada por el Oeste con el Océano Pacífico y por elEste con una estructura maciza de roca ígnea, llamada Batolitocostero. Esta zona tiene en promedio un ancho de 150 km en laregión Norte y de 40 km en el Sur. La zona costera se extiendehasta una cota de 300 metros sobre el nivel del mar y de 100metros bajo el nivel del mar.

b. La Cor dil lera Occ idental (C.CO):

Esta zona se constituye como la de mayor volumen y estáformada mayormente por un Batolito granítico cuyas crestastienen una altitud de 5000 m en la región Norte y Centro de Perú.

En la región Sur esta altitud disminuye. Esta zona considera elBatolito costero, parte de la zona del altiplano y su ancho aumentaconforme se extiende hacia el sur. En la Cordillera Occidental, elvolcanismo se presenta a partir de 13ºS hacia el Sur por decenasde kilómetros.

c. El Alt iplano :

El Altiplano se encuentra localizado entre la Cordillera Occidentaly la Cordillera Oriental nítidamente diferenciada en las regionesCentro y Sur de Perú. Esta unidad se localiza en las altas

mesetas del altiplano a unos 3,000 m. El Altiplano prácticamentedesaparece hacia el norte por encima de 9ºS. En la parte Central


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del Perú, esta unidad tiene un ancho de 10 a 50 km y en la Sur de120 km al nivel del Lago Titicaca.

d. La Co rdil lera Oriental (C.OR):

Esta unidad morfológica se encuentra bien definida de Norte aSur. La Cordillera Oriental en promedio alcanza una altura de3700-4000 m. La unidad se localiza entre el Altiplano y la ZonaSubandina y está compuesta por una zona extensa deplegamientos en la cual las estructuras buzan en sentido contrariode la dirección de formación de los plegamientos. En la región Sura la altura de 12°S, la Cordillera Oriental toma una dirección E-Wpara luego continuar paralela a las unidades mencionadasanteriormente.

e. La Zona Suband ina:

Corresponde a las faldas o laderas de los Andes limitados por elOeste por la Cordillera Oriental y por el Este con el escudobrasileño. Esta zona es de anchura variable y es aquí en dondese amortiguan las estructuras andinas formando plegamientos degrandes longitudes de onda. En esta zona se localizan losprincipales sistemas de fallas inversas orientadas en la direcciónNW-SE.

2.1.2. ZONIFICACIÓN TECTÓNICA:

Este tipo de zonificación permite identificar los diferentes relievesformados en Perú por efectos de la tectónica de placas; es decir, porla colisión de la placa oceánica de Nazca y la placa continental oSudamericana. Este contacto de placas, conocido como subducción,es causante de todos los procesos orogénicos que se desarrollan enel continente.

Entre los principales elementos tectónicos se puede mencionar lossiguientes:

a. La Fosa Marina : La fosa marina, indica de Norte a Sur y paralelo al litoral costero,el límite de contacto entre la placa oceánica y la placa continental.Este límite tiene la forma de una fosa de gran extensión, la mismaque alcanza profundidades de hasta 8000 m. Esta fosa estáformada por sedimentos que han sido depositados sobre rocaspre-existentes.

b. La Cordi l lera And ina :

La Cordillera Andina se ha formado como producto del proceso decompresión entre la placa oceánica y la placa continental en


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diferentes procesos orogénicos. Esta cordillera está conformadaen general por rocas ígneas plutónicas que afloraron a lasuperficie terrestre por procesos tectónicos. La Cordillera Andinase distribuye en el Perú de Norte a Sur, alcanzando un ancho de50 km aproximadamente en las regiones Norte y Centro hasta 300

km en la región Sur. Así mismo, la Cordillera Andina se orienta enpromedio en dirección NW-SE, aunque a la altura de la latitud de13°S, esta se orienta en dirección E-W a lo largo de la deflexiónde Abancay. Estudios de sismicidad, muestran que la Cordillera Andina tiene espesores del orden de 51 km en la región Central(Tavera, 1993); mientras que en la región Sur su espesor sería de75 km aproximadamente (James, 1978).

c. Lo s Sistemas de Fal las:

Los diferentes sistemas de fallas que se distribuyen en el

continente, se han formado como un efecto secundario de lacolisión de placa oceánica y la placa continental. Este procesogeneró la presencia de plegamientos y fracturas en la cortezaterrestre. Estos sistemas de fallas se localizan en el altiplano y enla región Subandina de Norte a Sur. Asimismo, estos sistemas selocalizan en a los pies de las Cordilleras o nevados (Cordillera deHuaytapallana, Cordillera Blanca, Cordillera de Vilcabamba)(James, 1978) y entre los límites de la Cordillera Occidental y lazona costera (Falla de Marcona, Huaypira, etc.)

d. La Caden a Vo lcáni ca:

La formación de la cadena volcánica según algunos autores(Udias y Mezcua, 1997), se debe a la colisión entre los márgenesde las placas Sudamericana y de Nazca; siendo el primero unmargen continental y el segundo oceánico. En el Perú, la cadenavolcánica se localizada al Sur de la Cordillera Occidentalconconos volcánicos activos como los de Ampato, Coropuna,Paucarani, Misti, Ubinas, Sarasara, etc. Según Udias y Mezcua(1997), los volcanes de la región Sur de Perú deben su origen altipo de subducción característico de esta región; es decir, una

subducción de tipo normal de mayor pendiente mediante el cual elmaterial del manto participa en los diferentes procesos queproducen el ascenso del magma. En la región Norte y Centro dePerú hay un ausentismo de volcanes debido a el proceso desubducción en estas regiones tiende a ser casi horizontal.

e. Dorsal d e Nazca:

Esta cadena montañosa o cordillera se localiza en el océanoPacifico entre 15ºS y 19ºS. La dorsal está formada por rocasvolcánicas con capas de minerales en los cuales predomina el

hierro, magnesio, potasio y sodios cálcicos (Marocco, 1980);siendo, estos minerales más comunes en la corteza terrestre. La


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estructura de la Dorsal de Nazca es producto de un proceso dedistensión de la corteza oceánica y se estima que su formacióntiene una edad de 5 a10 millones de años (Marocco, 1980).Estudios recientes sobre anomalías magnéticas, permiteconsiderar la hipótesis de que la dorsal debe su origen a una

antigua zona de creación de corteza.

2.2. SISMOTECTÓNICA REGIONAL:

Las principales fallas que se encuentran en la región de Tacna (Ver anexoMapas: Fallas en la región de Tacna) son:

2.2.1. Sistema de Fallas Incapuquio-Challaviento:

Es un sistema que pasa por el límite norte de la cuenca con

dirección andina NO-SE. Se Trata de un sistema transpresivosinestral (Jacay y otros, 2002), conformando en el área de MalPaso-Palca una estructura de bloques en flor positiva (Pino,2003).

El sistema es de carácter litosférico, evidenciado por elemplazamiento de numerosos intrusivos y conforma uncontrol de las características geomorfológicas regionales(Sempere y otros, 2002).

2.2.2. Sistema de Fallas Calientes-Chuschuco (Sempere y otros,2002):

Constituye un importante alineamiento estructural que corre 26km en dirección NO-SE, a través de los sectores deHiguerani, Chuschuco y Calientes. Además existen otraspequeñas fallas de dirección subparalela al alineamiento principal.

La falla limita un bloque alzado al NE donde afloran unidasantiguas Jurasico-Cretácico, y otra hundida al SO con unidadesmás jóvenes; esta relación de campo sumado a las

características geomorfológicas sugieren un comportamientoinverso. Otra evidencia de un juego de rumbo lo proporciona lafalla normal de Cerro Dos cumbres que es perpendicular alalineamiento principal. Las evidencias sugieren un sistema dealto ángulo con juegos inversos y de rumbo (Flores, En prensa).

2.2.3. Sistema de Fallas Cerro Desconocido- Solitario (Flores, Enprensa):

Se trata de un alineamiento estructural de dirección NO-SE, quecorre 27 Km en territorio peruano, pasando los cerros Precipicio,

Desconocido y Solitario, y prolongándose hacia territorio chileno.


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En las fotografías aéreas se nota claramente que los nivelesguía de la Formación Huaylillas se encuentran afectados por elsistema, formando algunas flexuras y aflorando como falla inversaen Cerro Desconocido. Las evidencias sugieren que se trate deun sistema mayormente ciego de alto ángulo e inverso, similar al

Sistema Calientes-Chuschuco.

2.2.4. Sistema de Fallas Magollo-Escritos (Flores, En prensa):

Corresponde a un alineamiento estructural de orientación NO-SEde 36 km. de largo, que pasa por Magollo, Cerros La Garita,Hospicio antiguo y Escritos, hacia territorio chileno.

El rasgo más claro de esta falla constituye el quiebre de loscerros antes mencionados hacia el cono deyectivo del RíoCaplina (Pampas de La Yarada), constituyendo un límite

marcado. Además, en las fotografías aéreas se puede observarflexuramientos y pequeñas fallas normales con compartimientosNE alzados. Las evidencias sugieren un funcionamiento normal,comportándose aparentemente como importante control en ladisposición del cono deyectivo del río Caplina.

2.2.5. Sistema de fallas en los Cerros La Yarada:

Corresponde a un sistema de fallas normales, que constituyenbloques hundidos uno con respecto al otro tanto hacia el SE,hacia las pampas de La Yarada, como hacia el SO, es decir haciael litoral.

Las pequeñas fallas son de poca longitud, presentando dosorientaciones principales NE-SO (perpendiculares a la playa) yNO-SE (paralelo a la playa), limitando bloques y afectando a lasFormaciones Chocolate y Millo.

La relación y comportamiento de este sistema de fallamientossugiere un sistema tipo Horst, como propuesto por muchos añospara la evolución de la Cordillera de la Costa.

De todo s los sis temas de fallas de mayor impor tancia en laregión d e Tacna, que pod rían afectar a la zon a donde se u bic a la

Presa Paucaran i, el Sistema de Fallas Incapu qu io-Challavien toes el q ue p od ría afectar a la Pr esa, sin embarg o la falla no

presenta mayor in formación para que pueda ser mo delada en laevalu ación d e riesg o sísm ico .


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CAPÍTULO III

SISMICIDAD

3.1. SISMICIDAD EN EL PERÚ:

El Perú está comprendido entre una de las regiones de más alta actividadsísmica que hay en la tierra, formando parte del Cinturón Circumpacífico.

El importante índice de actividad sísmica en el Perú es debidaprincipalmente a los rasgos tectónicos de la región occidental deSudamérica (anteriormente descritos) como son el proceso de subducción

de la placa de Nazca bajo la Sudamericana, presente de Norte a Sur ensu borde Oeste, con una velocidad relativa de 8 cm/año (De Mets, 1990).

El margen Oeste de Sudamérica, donde la litosfera oceánica subducebajo la continental, es uno de los más activos debido a su alta velocidadde convergencia, la misma que permite se genere un fuerte acoplamientoentre ellas.

A fin de realizar un mejor análisis de la distribución espacial de lossismos, estos han sido clasificados de acuerdo a la profundidad de susfocos en sismos superficiales (h < 70 km.), intermedios (71< h < 300 km.)y profundos (h > 300 km.).

3.2. SISMICIDAD EN EL ÁREA DE ESTUDIO:

Para la identificación de las fuentes sismogénicas y la caracterización desu actividad, la evaluación del peligro sísmico, además de los estudiosgeológicos y tectónicos, requiere de una información detallada de lasismicidad del área de influencia.

Esta información, que es obtenida de catálogos de sismos históricos e

instrumentales, permite delimitar en forma más precisa la ubicación de lasfuentes sismogénicas y la estimación de la frecuencia de ocurrencia desismos en los últimos cientos de años.

3.2.1. SISMICIDAD HISTÓRICA:

En la zona de estudio históricamente han sucedido 53 eventossísmicos de gran magnitud, delimitados con un radio aproximadode 300 km, los cuales afectaron directamente a la ciudad de Tacnadesde el año 1604 con intensidades de VI a XI MMI (Escalamodificada de Mercalli), el mayor evento sucedido es el del 13 de

agosto de 1868 con una intensidad de IX, lo que indicaría que en laciudad de Tacna se presenta un gran silencio sísmico.


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En el Anexo F.1 se presenta una descripción resumida de lossismos que han ocurrido en el área de influencia del Proyecto.Este Anexo está basado fundamentalmente en el trabajo deSilgado (1943-1992), Proyecto SISRA (Sismicidad de la Región

Andina), patrocinado por el Centro Regional de Sismología para América del Sur (CERESIS) y datos sísmicos del Instituto Geofísicodel Perú (2009).

Los sismos más importantes que afectaron la región y cuya historiase conoce son: el sismo de 1581 con intensidad de IX MM enYanaoca, Cuzco; el sismo del 22 de Enero de 1582 con intensidadde X MM en Socabaya; el sismo del 19 de Febrero de 1600 conintensidad X MM en Omate; el sismo del 31 de Marzo de 1650 conintensidades de IX MM en Yaurisque, Oropesa y Paucartambo yVIII MM en Cuzco; el sismo de 1747 con intensidad VIII MM en

Ayapata, Puno; el sismo del 13 Mayo de 1784 con intensidad deVIII MM en Arequipa; el sismo del 18 de Setiembre de 1833 conintensidad de VII MM en Tacna; el sismo de 1847, con intensidadde VII-VIII MM en Huacarama, Apurimac; el sismo del 13 de Agostode 1868 con intensidad de X MM en Arica y IX MM en Arequipa; elsismo del 9 de Mayo de 1877 con intensidad VII MM en Arica; elsismo del 6 de Agosto de 1913 con intensidad de VIII MM enCaravelí; el sismo del 9 de Abril de 1928 con intensidad de VIII MMen Ayapata; el sismo del 24 de Agosto de 1942 con intensidad deIX MM en Nazca; el sismo del 21 de Mayo de 1950 con intensidadVIII MM en Cuzco; el sismo del 15 de Enero de 1958 conintensidad de VIII MM en Arequipa; el sismo del 13 de Enero de1960 con intensidad de VIII MM en Arequipa; el sismo del 18 de Agosto de 1972, con intensidades de VI-VII MM en Canapo yHuamanquiquia y VII MM en Huancasancos; el sismo del 16 deFebrero de 1979, con intensidad de VII MM en Camaná; el sismodel 5 de Abril de 1986 con intensidad VIII MM en la LagunaQoricocha, Cuzco; el sismo del 12 de Noviembre de 1996 conIntensidad VII MM en Nasca, Ica; el sismo del 3 de Abril de 1999con intensidad de VI MM en Camaná y el sismo del 23 de Junio del2001 con intensidad de VI y VII MM en Arequipa. (Ver anexo F.2:Mapa de Isosistas)

3.2.2. SISMICIDAD INSTRUMENTAL

La información sísmica en el Perú ha mejorado a partir del año1963, con la instalación de la red sismográfica mundial

La información sísmica instrumental para la zona de estudio seencuentra recopilada en cuatro catálogos sísmicos:

Catálogo Sísmico República del Perú (1471-1982),desarrollado por Leonidas Ocola. (Proyecto SISAN – 1984)


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Catálogo Sísmico del Perú (1500-1984), desarrollado por A.Espinoza, L. Casaverde, J. Michel, J. Alva, J. Vargas-Neumann. (Instituto Geográfico Nacional de España, USGS,PUCP, UNI – 1985)

Catálogo Sísmico del Perú (1500-1982), desarrollado por Daniel

Huaco, Instituto Geofísico del Perú. (Proyecto SISRA, 1986) Catálogo sísmico del International Seismological Centre (ISC)

de los años 1960 hasta el abril del 2009, debido a que los datosdel 2010-2011 para adelante no han sido corroborados por elISC.

La información utilizada en este estudio es la recopilada en elcatálogo sísmico del Proyecto SISRA (1985), hasta el año 1992con los datos verificados publicados por el ISC (InternationalSeismological Centre) y actualizados hasta abril del año 2010 porel IGP.

El mapa de distribuciones de máximas intensidades sísmicasobservadas (Ver anexo Mapas: Mapa de Intensidades Ref. Ing. Jorge, AlvaHurtado). Se presenta el mapa de distribución de epicentros en elárea de influencia del Proyecto (Ver anexo Mapas: MapaSismotectónico Ref. Ing. Jorge, Alva Hurtado), elaborado en base alcatálogo sísmico del Proyecto SISRA (Sismicidad de la Región Andina) patrocinado por el CERESIS. Dicho mapa presenta lossismos ocurridos entre 1963 y 1992, con magnitudes en función delas ondas de cuerpo, mb. Además, se han dibujado las diferentesprofundidades focales de sismos superficiales (0-70 Km), sismosintermedios (71-300 Km) y sismos profundos (301-700 Km).

Se presenta también un perfil transversal perpendicular a la costacon un ancho de 200 Km pasando por el área en estudio lo que nospermite ver la profundidad del sismo con respecto a la distancia(Ver anexo Mapas: Perfil sísmico Ref. Ing. Jorge Alva Hurtado).


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CAPÍTULO IV

PELIGRO SÍSMICO

4.1. PELIGRO SÍSMICO:

El Peligro Sísmico se define por la probabilidad de que en un lugardeterminado, ocurra un sismo de una intensidad igual o mayor a un valorfijado. Este término “intensidad” se refiere a cualquier parámetro físico quepermita medir el tamaño de los sismos, como la magnitud, aceleraciónmáxima, distancia epicentral, distancia hipocentral, el tipo de material comopuede ser rocas ígneas, sedimentarias o volcánicas a través del cual lasondas se transportan, etc.

4.2. ANÁLISIS DE PELIGRO SÍSMICO PROBABILÍSTICO

A diferencia de los métodos deterministas, los probabilistas consideran losefectos de todos los terremotos que pueden afectar a un emplazamientodado, y tienen en cuenta las leyes de recurrencia de los mismos. Dan comoresultado estimaciones de la probabilidad de excedencia para cada valorde la intensidad del movimiento esperado en el emplazamiento, durante unperiodo de tiempo dado, quedando así representada la peligrosidad porcurvas de probabilidad.

El análisis de peligro sísmico probabilístico también puede ser descritocomo un proceso de cuatro pasos:

a. El primer paso, que consiste en la identificación y caracterización de lasfuentes sismogénicas

b. Seguidamente, se debe caracterizar la sismicidad o distribucióntemporal de la recurrencia sísmica.

c. Mediante el uso de relaciones de predicción (leyes de atenuación) sedebe determinar el movimiento sísmico que puede ser producido en elsitio por terremotos de cualquier tamaño posible que ocurran en

cualquier punto de la fuente.d. Finalmente, se combinan las incertidumbres en la ubicación, tamaño yen los parámetros de predicción del movimiento sísmico para obtenerla probabilidad de que el parámetro del movimiento sísmico seaexcedido durante un periodo de tiempo particular.

4.3. PRINCIPALES FUENTES SÍSMICAS

Las fuentes sismogénicas utilizadas para representar la sismicidad del Paíscorresponden a una actualización a las propuestas en 1993 por Castillo y Alva. Castillo y Alva basados en la distribución espacial de la sismicidad y

en los aspectos neotectónicos del Perú definieron 20 fuentes sismogénicascon características particulares.


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El hecho que la actividad sísmica en el Perú es el resultado de lainteracción de las placas Sudamericana y de Nazca y el proceso dereajuste tectónico del Aparato Andino, nos permite agrupar a las fuentesen: Fuentes de Subducción y Fuentes Continentales.

Las Fuentes de Subducción modelan la interacción de las placasSudamericana y de Nazca.

Las Fuentes 1, 2, 3, 4 y 5 están ubicadas a lo largo de la costa yrepresentan la sismicidad superficial en la zona de Benioff (0-70 Km). LasFuentes 13, 14, 15, 16, 17, 18 y 19 representan la sismicidad intermedia(71 a 300 Km). La Fuente 20 representa la sismicidad profunda en lasuperficie de Benioff (500 a 700 Km). Las Fuentes Continentales 6, 7, 8, 9,10, 11 y 12 están relacionadas con la actividad sísmica superficial andina(Ver anexo figuras: Fuentes sismogénicas superficiales, intermedias y profundas

Referencia CISMID).

Para la identificación de las principales fuentes sismogénicas que afectan ala zona de estudio, se analizaron las características generales de lasismicidad asociada al proceso de subducción, deformación continental yfuentes con origen en los principales sistemas de fallas geológicascercanas a la zona de estudio.


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Tabla N°1: Coordenadas geográficas de las f uentes de subducciónsuperficiales y de las f uentes continentales.

FUENTES COORDENADAS GEOGRÁFICAS

FUENTE 1-80.29 02.00 -78.32 02.00-81.39 -00.97 -79.65 -01.21-81.52 -02.39 -80.19 -02.50

FUENTE 2-82.00 -03.39 -80.17 -03.45-82.00 -06.83 -80.67 -05.42-81.17 -09.00 -79.27 -07.90

FUENTE 3-81.17 -09.00 -79.27 -07.90

-77.00 -14.80 -75.84 -13.87FUENTE 4

-77.00 -14.80 -75.84 -13.87-74.16 -17.87 -73.00 -16.53

FUENTE 5-74.16 -17.87 -73.00 -16.53-71.85 -19.87 -69.21 -19.00-71.85 -22.00 -69.21 -22.00

FUENTE 6

-77.50 01.58 -76.92 01.19-79.83 -01.65 -78.90 -02.53-79.96 -02.46 -78.97 -03.43

-80.92 -02.96 -80.79 -03.44FUENTE 7

-78.28 -08.20 -77.86 -08.07-77.21 -10.47 -76.83 -10.23

FUENTE 8-75.84 -13.87 -74.76 -13.13-73.00 -16.53 -71.41 -14.67

FUENTE 9-73.00 -16.53 -71.41 -14.67-69.71 -18.67 -68.12 -16.13

FUENTE 10-76.92 01.19 -76.50 01.00-78.90 -02.53 -77.35 -02.40-79.10 -05.20 -77.00 -04.77

FUENTE 11-79.10 -05.20 -75.10 -04.33-76.34 -10.67 -74.17 -09.33-74.76 -13.13 -72.48 -11.40

FUENTE 12-74.76 -13.13 -72.48 -11.40-68.12 -16.13 -67.76 -13.80


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Tabla N° 2: Coordenadas geográficas de las fuentes intermedias y profundas.

FUENTES COORDENADAS GEOGRÁFICAS

FUENTE 13-78.73 02.00 -76.00 01.82-81.00 -00.67 -79.59 -02.55-81.00 -03.07 -79.20 -03.07

FUENTE 14-81.00 -03.07 -79.20 -03.07-81.93 -05.73 -78.60 -04.00-79.80 -00.13 -77.17 -06.53

FUENTE 15-79.80 -08.13 -77.17 -06.53-76.38 -14.30 -73.86 -12.46

FUENTE 16-76.38 -14.30 -73.86 -12.46-73.28 -16.87 -71.21 -14.40

FUENTE 17-73.28 -16.87 -71.21 -14.40-70.86 -18.80 -68.93 -15.73-70.38 -22.00 -67.98 -22.00

FUENTE 18

-79.59 -02.55 -77.50 -00.73-78.60 -04.00 -75.51 -02.06

-77.17 -06.53 -75.27 -05.33

FUENTE 19-77.17 -06.53 -75.27 -05.33-73.86 -12.46 -72.03 -11.13

FUENTE 20-72.31 -06.67 -71.00 -06.33-71.14 -11.30 -69.69 -10.93

4.4. EVALUACIÓN DE LA RECURRENCIA SÍSMICA:

Para evaluar la variación en el tamaño de los eventos sísmicos que cadafuente sísmica pueda generar es necesario conocer la recurrencia sísmicade la fuente. La recurrencia sísmica representa el número de eventosmayores o iguales a alguna magnitud dentro de la fuente y está descrita

por la pendiente de la relación de recurrencia de Gutenberg y Richter (b), latasa media anual de actividad sísmica (v), la magnitud mínima y lamagnitud máxima.

Para cuantificar la relación de recurrencia de la actividad sísmica de lazona en estudio se utilizó la expresión propuesta originalmente porIshimoto-Ida en 1939 y posteriormente adecuada por Richter (1958).

Log N = a - bM

Donde N es el número de sismos con magnitud mayor o igual a M, a es

igual al logaritmo del número de sismos de magnitud mayor que cero y b esla proporción de sismos de una cierta magnitud.


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La expresión anterior también se puede describir como:

N= T0e

-βM

Donde:

To = 10a es el número de sismos por unidad de tiempo con M > 0.

ß = b x ln 10.

Los parámetros estadísticos de recurrencia para cada una de las fuentessismogénicas se han calculado utilizando la magnitud Ms y la magnitud demomento Mw, debido a que las nuevas leyes de atenuación utilizadasestán expresadas en magnitud de momento (Mw), y se requiere uniformizarla entrada de datos para la integración de la amenaza sísmica.

Se calculó la siguiente relación entre las magnitudes mb y Ms (Ver anexofiguras: Correlación Ms-Mw).

Mb = 3.30 + 0.40 Ms.

Para la relación entre Ms y Mw se consideró la obtenida por Bolaños yMonroy (2004) (Ver anexo figuras: Correlación Ms-Mb) utilizando el método demínimos cuadrados en una muestra de eventos registrados en Perú y Chileque reportaron tanto Ms como Mw, la relación propuesta se presenta entres rangos:

Mw = 0.740 Ms + 1.742 Ms ≤ 6;Mw = 0.683 Ms + 2.039 6 < Ms


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Mmax es la magnitud máxima probable que puede ser liberada como energíasísmica (McGuire, 1976). Para determinar esta magnitud se utiliza elsiguiente criterio: el más grande evento que ha ocurrido en la fuente en elpasado, es el máximo sismo que se espera en el futuro.

Para determinar las profundidades representativas de los hipocentros enlas zonas sismogénicas se hizo un trabajo estadístico del cálculo defrecuencias de sismos versus profundidad. Las Tablas Nº 3 y 4 presentanlos parámetros de recurrencia en base a Ms y Mw, utilizados para lasfuentes sismogénicas anteriormente mencionadas (Ver anexo figuras: Fuentessismogénicas superficiales, intermedias y profundas). En el Anexo F.3 Cálculode parámetros de recurrencia (Ref. Ing. Jorge, Alva Hurtado) se muestranlos cálculos realizados en cada una de las fuentes para la obtención de losparámetros de recurrencia. Se puede apreciar en dicho anexo que se hanrealizado cálculos de regresión por el método de mínimos cuadrados, tanto

para magnitudes Ms como magnitudes Mw.

Tabla Nº 03:

Parámetros Sísmicos calculados en base a Magnitudes Ms

MAGNITUD (Ms)

FUENTE a b Mmin Mmax BETA TASA PROF (Km)

F1 2.853 0.3468 3.0 8.1 0.80 1.62 40.00

F2 4.4932 0.5955 4.5 7.9 1.37 1.63 40.00

F3 4.1264 0.4836 3.5 8.0 1.11 6.79 40.00F4 4.2187 0.5393 4.0 8.2 1.24 2.88 40.00

F5 4.1756 0.5254 4.0 8.2 1.21 2.97 40.00

F6 2.7701 0.3822 2.8 7.4 0.88 1.25 40.00

F7 2.2523 0.4252 3.5 7.4 0.98 0.15 45.00

F8 3.2145 0.5414 2.8 7.0 1.25 1.25 45.00

F9 3.1971 0.4536 3.5 7.5 1.04 1.02 40.00

F10 3.2445 0.4265 3.8 7.3 0.98 1.05 40.00

F11 3.7534 0.4362 3.0 7.1 1.00 6.96 40.00

F12 2.9039 0.4447 3.0 7.1 1.02 0.93 45.00

F13 3.0047 0.4711 3.0 6.9 1.08 0.98 125.00

F14 3.2452 0.4747 3.5 6.5 1.09 0.96 130.00

F15 3.4352 0.4352 3.8 7.2 1.00 1.51 130.00

F16 4.4482 0.6110 4.0 7.2 1.41 2.52 115.00

F17 5.5512 0.6915 4.8 7.5 1.59 4.26 130.00

F18 3.5942 0.4026 3.5 7.5 0.93 3.83 155.00

F19 4.3398 0.5671 4.3 7.0 1.31 1.99 160.00

F20 3.0434 0.3660 4.5 7.5 0.84 0.62 580.00


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Tabla Nº 04:

Parámetros Sísmicos calculados en base a Magnitudes Mw

MAGNITUD (Mw)

FUENTE a b Mmin Mmax BETA TASAPROF(Km)

F1 3.7217 0.4795 4.0 8.3 1.10 1.59 40.00

F2 6.0894 0.8392 5.1 7.4 1.93 1.61 40.00

F3 5.4177 0.6828 4.3 8.2 1.57 7.57 40.00

F4 5.6176 0.7528 4.7 8.4 1.73 3.00 40.00

F5 5.5403 0.7337 4.7 8.4 1.69 3.09 40.00

F6 3.7363 0.5305 3.8 7.1 1.22 1.31 40.00

F7 3.2533 0.5746 4.3 7.1 1.32 0.15 45.00

F8 4.4890 0.7316 3.8 6.8 1.68 1.28 45.00F9 4.3551 0.6309 4.3 7.2 1.45 1.10 40.00

F10 4.2485 0.5763 4.5 7.0 1.33 1.13 40.00

F11 4.8948 0.6126 4.0 6.9 1.41 6.96 40.00

F12 3.9508 0.6010 4.0 6.9 1.38 0.88 45.00

F13 4.1138 0.6367 4.0 6.8 1.47 0.92 125.00

F14 4.3627 0.6415 4.3 6.5 1.48 1.01 130.00

F15 4.5287 0.6015 4.5 7.0 1.39 1.66 130.00

F16 5.8866 0.8257 4.7 7.0 1.90 2.53 115.00

F17 7.4704 0.9855 5.3 7.2 2.27 4.42 130.00

F18 4.6431 0.5638 4.3 7.2 1.30 4.14 155.00

F19 5.7901 0.7880 4.9 6.8 1.81 2.12 160.00

F20 4.0533 0.5213 5.1 7.2 1.20 0.62 580.00

4.5. LEYES DE ATENUACIÓN:

a. Ley de Atenuación de Aceleraciones de Subducción:

Para los sismos de subducción se ha utilizado la ley de atenuación de

aceleraciones propuestas por Youngs, Chiou, Silva y Humphrey (1997).

Youngs et al (1997) han desarrollado relaciones de atenuación parazonas de subducción de sismos de interfase e intraplaca usando datosde sismos registrados en Alaska, Chile, Cascadia, Japón, México, Perú ylas Islas Salomón para distancias entre 10 y 500 km, teniendo en cuentalas características del sitio, clasificándolas en tres grupos: roca, sueloduro poco profundo y suelo profundo.

Los terremotos de interfase son aquellos que ocurren precisamente en lasuperficie de contacto entre la placa oceánica de subducción y la placa

continental. Los terremotos intraplaca son aquellos que ocurren dentro


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de la placa oceánica que está subductándose por debajo de la placacontinental.

Ley de atenuación para roca:

ln = 0.2418 1.414 10− ln 1.7818. 0.00607 0.3846

= 0 ; = 0 ; = −2.552 ; = 1.45 ; = −0.1

Ley de atenuación para suelo:

ln = 0.6687 1.438 10− ln 1.097. 0.00648 0.3643

= 0 ; = 0 ; = −2.329 ; = 1.45 ; = −0.1

ó = Donde:

a = aceleración del suelo (g)M = magnitud momento (Mw)R = distancia más cercana a la rotura (km)H = profundidad (km)Zt = 0 para interfase, 1 para intraplaca

b. Ley de Atenuación de Aceleraciones Continentales:

Para los sismos continentales se ha utilizado la ley de atenuaciónpropuesta por Sadigh, Chang, Egan, Makdisi y Youngs (1997).

Esta relación está basada principalmente en sismos de la Costa Oestede los Estados Unidos y en datos obtenidos de los sismos de Gazli(Rusia, 1976) y Tabas (Irán, 1978), por medio de un análisis deregresión utilizando una base de datos de 121 acelerogramas deterremotos de magnitud momento de M=3.8 o mayor, registrados ensitios dentro de los 200 kilómetros de la superficie de ruptura. Tambiénse incluye datos de terremotos de la USSR e Irán. Esta ley de

atenuación se aplica a sismos continentales.

Ley de atenuación para roca:

ln = 8.5. ln( +) ln 2

≤ 6.5 ∶ = −0.624 ; = 1.0 ; = 0 ; = −2.1 ; = 1.29649 ; = 0.250 ; = 0 > 6.5 ∶ = −1.274 ; = 1.1 ; = 0 ; = −2.1 ; = −0.48451 ; = 0.524 ; = 0

ó = 1.39 − 0.14 ; 0.38 ≥ 7.21


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Ley de atenuación para suelo profundo

ln = − ln( ) C 8.5−M.

= −2.17 ; = −1.92

= 1.0 ; = 1.70 ; = 2.1863 ; = 0.32 ≤ 6.5 ; = 0.3825 = 0.5882 > 6.5 ; = 0 ; = 0

ó = 1.52 − 0.16

Donde:

a = aceleración del suelo (g)M = magnitud momento (Mw)R = distancia más cercana a la rotura (km)


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CAPÍTULO V

RESULTADOS

Una vez conocida la sismicidad de las fuentes y los patrones de atenuación de

las ondas generadas en cada una de ellas, incluyendo los efectos de lageología local, puede calcularse el peligro sísmico considerando la suma de losefectos de la totalidad de las fuentes sísmicas y la distancia entre cada fuente yel sitio donde se encuentra el proyecto.

Se ha determinado el peligro sísmico en la zona de estudio utilizando elprograma de cómputo CRISIS 2007 versión 7.0, desarrollado por el Instituto deIngeniería de la Universidad Nacional Autónoma de México (UNAM),considerando la ley de atenuación de Young et al (1997) para los sismos desubducción y la ley de atenuación de Sadigh et al (1997) para sismoscontinentales.

Las coordenadas geográficas de la zona de ubicación de la Presa Paucaranison: -69.76 de longitud y -17.53 de latitud, respectivamente.

En el anexo F.4 Resultado de análisis probabilístico, se presenta laaceleración máxima en función a la probabilidad anual de excedencia, para unmallado que cubre el área de influencia del proyecto y una corrida con lacoordenada de ubicación de la Presa Paucarani.

La Tabla N°5 muestra las máximas aceleraciones esperadas para periodos deretorno de 50, 100, 200, 475, y 1000 años.

PERIODO DERETORNO EN

AÑOS

ACELERACIÓNMÁXIMA

ESPERADA (%g)

50 0.168

100 0.219

200 0.268

475 0.345

1000 0.428

La selección del movimiento sísmico de diseño depende del tipo de obra. Parala zona en estudio se considera un periodo de retorno de 475 años para elsismo de diseño, que corresponde a estructuras con una vida útil de 50 años yun nivel de excedencia del valor propuesto de 10%, que en el presente casocorresponde a un valor de 0.345g.


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Para calcular la aceleración espectral en cada una de las direccionesanalizadas, se utiliza un espectro inelástico de pseudo-aceleraciones definidopor:

=

∗ (01)

Dónde:

Z = 0.40 (Zona 1)U = 1.5 (Categoría A, edificaciones importante)S = 1 (Suelo rocoso)Tp = 0.4 del tipo de suelo 1R = 7 (sistema dual)g = 9.81 (Aceleración de la gravedad m/seg2)C = 2.5 x (Tp/T) C: 2.5 (Factor de amplificación sísmica)

Con estos parámetros y haciendo la salvedad que el valor de Z obtenido con lacorrida del programa CRISIS 2007 es 0.345g, pero hemos adoptado un valorconservador de 0.40g obtenido de la norma E-030, luego se elaboró el espectroinelástico de pseudo-aceleraciones.

Se ha considerado que en la zona en que se asienta la torre del vertedero, estácompuesta por roca blanda constituidas por tobas, por lo cual el fenómeno deamplificación sísmica por efecto de sitio no se presentará.

En el CUADRO Nº 01 y GRÁFICO Nº 01, se presentan los datos y curva del

espectro de aceleraciones a utilizar en el análisis sísmico.

CUADRO Nº 01VALORES DEL ESPECTRO DE ACELERACIONES DE DISEÑO

GRÁFICO Nº 01CURVA DEL ESPECTRO DE ACELERACIONES

Periodo 0.00 0.05 0.10 0.15 0.20 0.25 0.30 0.35 0.40 0.45 0.50 0.55 0.60 0.65 0.70 0.75 0.80 0.85 0.90 0.95 1.00 1.05

Aceleración (m/s2) 2.10 2.10 2.10 2.10 2.10 2.10 2.10 2.10 2.10 1.87 1.68 1.53 1.40 1.29 1.20 1.12 1.05 0.99 0.93 0.89 0.84 0.80

Periodo 1.10 1.15 1.20 1.25 1.30 1.35 1.40 1.45 1.50 1.55 1.60 1.65 1.70 1.75 1.80 1.85 1.90 1.95 2.00 2.05 2.10

Aceleración (m/s2) 0.76 0.73 0.70 0.67 0.65 0.62 0.60 0.58 0.56 0.54 0.53 0.51 0.49 0.48 0.47 0.45 0.44 0.43 0.42 0.41 0.40

0.00

0.50

1.00

1.50

2.00

2.50

0.00 1.00 2.00 3.00

S a

Periodo

Espectro de Aceleraciones

Espectro de…


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Se ha considerado el mismo espectro de pseudo-aceleraciones para ambasdirecciones, debido a que en ambas direcciones el sistema estructural es elmismo (sección de anillo circular o tubo).

Peligro Sismico Paucarani

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