SISTEMA NACIONAL DE PROTECCIÓN CIVIL CENTRO NACIONAL …

SISTEMA NACIONAL DE PROTECCIÓN CIVIL

CENTRO NACIONAL DE PREVENCIÓN DE DESASTRES

ANÁLISIS DE EFECTO DE SITIO EN CIUDAD GUZMÁN, JALISCO

Carlos A. Gutiérrez MartínezMiguel A. Franco Sánchez

Informe preparado para el Cenapred

Área de Riesgos Geológicos

Mayo de 1997

ANÁLISIS DE EFECTO DE SITIO EN CIUDAD GUZMÁN, JALISCO

RESUMEN

Después de la ocurrencia del sismo del 9 de octubre de 1995 (Mw 8), con epicentro frente a las costasde Colima y Jalisco, se registraron varias réplicas usando sismógrafos digitales con sensores de banda anchaen Ciudad Guzmán, asentada predominantemente sobre suelos blandos v donde se han observado dañosimportantes como consecuencia de grandes sismos en el pasado. Con los registros obtenidos en tres sitios desuelo blando y uno de suelo rocoso, considerado como estación de referencia, se calcularon factores deamplificación mediante cocientes espectrales (Técnica de Amplificación Relativa), los cuales muestranvalores promedio de 20 para frecuencias alrededor de 1 Hz. Asimismo, empleando la Técnica de Nakamura,basada en las razones espectrales de componentes horizontales respecto del vertical en un sitio dado, secalcularon factores de amplificación. los que resultan inferiores a aquellos del análisis de cocientesespectrales.

Por otra parte, con un equipo de sonda suspendida se obtuvieron velocidades de ondas P y S a lolargo de un pozo de 110 m perforado en el centro de la ciudad. Se calcularon funciones de trasferenciateóricas para dos modelos de capas planas y horizontales, definidos empleando las velocidades registradas.Comparando las funciones de trasferencia teóricas resultantes de ambos modelos con los promedioslogarítmicos de razones espectrales de Amplificación Relativa y Nakamura, se observa que estos últimosmuestran la menor aproximación, por lo que esa técnica resulta, en este caso, menos confiable parapropósitos de microzonificación sísmica, a pesar de que en otras ciudades ha dado buenos resultados.

ABSTRACT

After the occurrence of the October 9, 1995 earthquake (Mw 8), with epicenter off Colima-Jaliscocoasts, several aftershocks were recorded using digital broad-band seismographs in Ciudad Guzmán, locatedmainly on soft soil. where important damages have been observed as a consequence of big earthquakes in thepast. With the records obtained at three soft sites and one hard site, considered as reference station, relativeamplification factors were estimated using spectral ratios, which show averages values of 20 for frequenciesaround 1Hz. Also, applying the Nakamura technique, based on the spectral ratios of both horizontal andvertical components at a given site, amplification factors were obtained resulting lower than those from therelative amplification analysis.

On the other hand. with a suspension logging system P and S waves velocities were determined alonga 110 ni depth borehole in the center of the city. Theoretical transfer functions were calculated for twohorizontal flat-layer models which were defined using the observed velocities. Comparing the theoreticaltransfer functions derived from the two geological models with both the Relative Amplification andNakamura spectral ratios log averages, it is noted that the latter show less approximation, showing thattechnique. in this case, as less reliable for seismic microzoning in spite that in other cities good results havebeen provided through its application.

iii

CONTENIDO

RESUMEN

ABSTRACT

CONTENIDO v

CAPÍTULO 1 INTRODUCCIÓN 1

CAPITULO 2 GEOLOGÍA DEL VALLE DE ZAPOTLAN 3

CAPÍTULO 3 REGISTRO DE EVENTOS SÍSMICOS 5

CAPÍTULO 4 ESTIMACIÓN DE AMPLIFICACIÓN RELATIVA 7

4.1 Espectros de amplitud de Fourier

4.2 Relación señal-ruido en los registros sísmicos

4.3 Razones espectrales

CAPITULO 5 ESTIMACIÓN DE AMPLIFICACIÓN MEDIANTE LA TÉCNICA

DE NAKAMURA 9

CAPÍTULO 6 FUNCIONES DE TRASFERENCIA TEÓRICAS 11

6.1 Perfiles de velocidades de ondas P y S

6.2 Cálculo de funciones de trasferencia teóricas

CONCLUSIONES 13

BIBLIOGRAFÍA Y REFERENCIAS 15 7-

RECONOCIMIENTOS 17

N

CAPÍTULO 1

INTRODUCCIÓN

Como consecuencia de sismos de gran magnitud, principalmente con epicentros en la región costera,en Ciudad Guzmán se han reportado daños acentuados en comparación con otras poblaciones cercanas y contipos similares de construcción. Los sismos que más han afectado a Ciudad Guzmán ocurrieron en 1568,1577, 1790, 1806, 1911. 1931, 1932, 1941, 1973 y 1985 (Vizcaíno, 1985), con epicentros principalmente enlas costas de Jalisco. Colima y Michoacán.

Aunque la sismicidad en esa región es menor en comparación con la de otras zonas costeras deMéxico, los sismos pueden alcanzar magnitudes muy grandes. Tal es el caso del sismo del 3 de junio de1932 (Ms 8.4), con epicentro en las costas de Jalisco y que está considerado como el de mayor magnitud enel presente siglo.. en México.

Es conveniente mencionar que, como consecuencia del sismo del 9 de octubre, no se registrarondaños importantes en Ciudad Guzmán. a pesar de que el sismo tuvo una magnitud grande y la distancia alepicentro es aproximadamente de 140 km. Es probable que esto se deba a efectos de directividad de las ondasprovenientes de la fuente por lo que. como complemento a este tipo de estudios, se tendrá que analizar laposibilidad de un fenómeno de ese tipo.

El grado acentuado de daños reportados en años anteriores hizo pensar, a la luz de resultadosrecientes de investigaciones en valles aluviales. que el suelo en Ciudad Guzmán tiene la capacidad deamplificar el movimiento sísmico. fenómeno que también se presenta en la Ciudad de México (Singh et al.,1988).

Por tanto, se vio claramente la necesidad de determinar los parámetros básicos asociados al efecto desitio para caracterizar el comportamiento del suelo en Ciudad Guzmán, llamada antiguamente Zapotlán elGrande. Para ello se utilizaron sismógrafos digitales con sensores de banda ancha así como un equipo desonda suspendida para la obtención de velocidades de propagación de ondas P y S en un pozo perforado en lazona centro de la ciudad, con profundidad de 110 in.

1

CAPÍTULO 2

GEOLOGÍA DEL VALLE DE ZAPOTLÁN

De acuerdo con la regionalización sísmica más reciente (CFE, 1993), Ciudad Guzmán se ubica en lazona de más alto riesgo en México (Zona D), fig 2.1. Sin embargo, en esta clasificación del territorionacional no se refleja el efecto debido a las particularidades geológicas locales que pueden resultar en unarespuesta del terreno muy distinta en sitios cercanos de una misma zona, ante la excitación sísmica.

Ciudad Guzmán se encuentra en el extremo este de la estructura geológica conocida como el Grabende Colima (fig 2.2), generada básicamente por esfuerzos de tensión co rt ical. En ésta se encuentran losvolcanes Nevado y de Fuego de Colima, que han contribuido significativamente en el aporte de materialesque han rellenado el valle, según estudios recientes de geología superficial (Barrera et al., 1995).

La zona urbana se ha asentado predominantemente sobre sedimentos arcilloarenosos del cuaternarioproducto de erupciones volcánicas (fig 2.3). Al oriente se tiene la Sierra del Tigre, constituida por tobascafés (Tpl-Q(T)), tobas andesíticas (Tpl-Q(A)), lechos rojos (Ks(lr)) y calizas (Ki(c)). En el extremosuroeste de esta sierra se tiene un cuerpo de basanitas (Q(b)) producto del volcán Apaxtepec.

Los espesores de los sedimentos volcánicos, que han rellenado la fosa tectónica, varían entre 300 y1,200 metros por debajo de la ciudad (fig 2.4). Se estima que los desplazamientos verticales entre lospaquetes litológicos varían entre 300 y 1500 metros, aumentando hacia el centro de la fosa.

En los últimos años se han detectado algunas grietas en el suelo urbano con dirección aproximadaNE-SW, similar a la de las fallas normales que se observan en la fig 2.3. Existe la hipótesis de que se tratade las trazas superficiales de dichas fallas. Sin embargo, de acuerdo con los reconocimientos efectuadosrecientemente por el Centro Nacional de Prevención de Desastres y el Centro de Ciencias de la Tierra de laUniversidad de Guadalajara, el suelo de Ciudad Guzmán tiene, en las partes más superficiales, unagranulometría heterogénea, con una cohesión relativamente baja que, muy probablemente, al recibir ypermitir el paso hacia el oeste de los grandes volúmenes de agua captada en la Sierra del Tigre, pierdefácilmente los granos finos generando abatimientos en el terreno por tubificación (Barrera et al., 1995). Seconsidera que este fenómeno es, en gran medida, el que ocasiona los agrietamientos superficiales queprácticamente atraviesan toda la ciudad.

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Tabla 3.1

Fecha HHMM Mag Lat°N Long°W Prof Km

Oct 11 20:07 42 17.85 105.29 20 20:38 3.3

22:18 4.8 19.42 105.58 26Oct 12 08:13 3.4

16:53 6.1 18.99 103.95 2418:05 3.420:12 3.0

Oct 14 20:01 3.021:28 4.6 19.05 104.01 22

Oct 15 09:17 3.113:49 4.4 19.01 105.01 19

1

Estaciones

HSC, NORHSC, NORHSC, NORHSC, NORHSC, NORHSC. NORHSC. NORHSC. UNI, SEMHSC, UNI, SEMHSC, UNI, SEMHSC, UNI, SEM

CAPÍTULO 3

REGISTRO DE EVENTOS SÍSMICOS

Durante 6 días posteriores al sismo del 9 de octubre de 1995, se instalaron sismógrafos digitalesRefTek, con grabación en cinta magnética y sensores Guralp GMT 40, con periodo natural de 30 s. Comositio de referencia en suelo duro, se eligió un afloramiento de caliza cercano al poblado Huescalapa (HSC),al sureste de Ciudad Guzmán (fig 2.3). El primer punto de observación en suelo blando fue ubicado en elcampus de la Escuela Normal de Ciudad Guzmán (NOR). Posteriormente, se empleó un tercer instrumentocon el que fue posible obtener registros en el campus de la Universidad de Guadalajara (UNI) y lasinstalaciones del Seminario de Zapotlán (SEM). Los sismos utilizados en este estudio y las estaciones quelos registraron, se listan en la tabla 3.

Una de las condiciones para realizar estudios de efecto de sitio, comparando respuestas de diferentestipos de suelo, es que la separación de los instrumentos, con respecto a la distancia epicentral seasignificativamente pequeña, con el fin de que las diferencias observadas durante el análisis esténrelacionadas únicamente con el comportamiento del suelo y no con el azimut, la profundidad o laatenuación. En este caso las distancias de los sitios SEM, NOR y UNI con respecto a HSC son 6.5, 7.5 y 9.5km, respectivamente, mientras que la distancia a la zona epicentral es de aproximadamente 140 km.

Para los eventos de menor magnitud no fue posible calcular una localización epicentral confiable, sinembargo, tomando en cuenta las características de los registros y principalmente sus intervalos S-P, seconsideró que provienen de la misma zona epicentral (ver figs 3.1 a 3.26).

5

CAPÍTULO 4

ESTIMACIÓN DE AMPLIFICACIÓN RELATIVA

4.1 ESPECTROS DE AMPLITUD DE FOURIER

Uno de los procedimientos más utilizados para determinar los niveles de amplificación delmovimiento sísmico en terrenos blandos, conocido como Técnica de Amplificación Relativa, consiste encomparar los espectros de amplitud de Fourier de eventos en común con un sitio de referencia en terrenofirme, empleando cocientes espectrales. Para que esto sea aplicable es necesario, además de una distanciacorta entre estaciones con relación a la distancia epicentral. como se mencionó anteriormente, un contrastede impedancias acústicas notable entre el sitio de referencia y la zona donde se evalúa la amplificación(Singh et al., 198$). Ambas condiciones se cumplen satisfactoriamente en este caso.

Se calcularon espectros de amplitud de ondas S para todos los eventos listados en la tabla 3.1, loscuales se representan en las figs 4.1 a 4.7.

Es importante señalar que la estación HSC se ubicó en condiciones altamente deseables para unaestación de referencia : terreno netamente rocoso, producto de actividades mineras ya suspendidas y ausenciade fuentes de ruido locales, al menos en un radio de 300 m.

La estación NOR, para la que se tiene un mayor número de registros, situada en la zona centro de laciudad, presenta para cualquier evento periodos dominantes entre 0.7 y 1 Hz. Particularmente, se observauna prominencia de amplitudes en frecuencias de 10 Hz o mayores, con excepción del evento de mayormagnitud (M 6.1), registrado solamente en NOR y HSC. Esto, en principio sugirió la presencia de un efectono lineal para eventos de magnitudes mayores que 4.8: sin embargo, como se verá más adelante, se trata dela influencia del ruido ambiental en los registros. Cabe señalar, que NOR, por encontrarse en la zona centroes la estación que se encuentra más expuesta a fuentes de vibración ambiental producto de actividadeshumanas en general (tráfico de vehículos, maquinaria en funcionamiento. etc.)

Para las estaciones UNI y SEM en los extremos norte y sur de la ciudad, respectivamente, y a pocadistancia de la Sierra del Tigre, se tienen registrados los mismos eventos, lo cual permite hacercomparaciones importantes para la caracterización del comportamiento del terreno urbano. Las formas delos espectros de amplitud muestran diferencias muy pequeñas entre ambas estaciones. Particularmente, losdos eventos con magnitud 3 tienen espectros menos prominentes que los restantes. Los periodos dominantesque presentan se encuentran centrados en 1 Hz, con excepción del evento de las 20:01, que muestra un picocercano a 2 Hz, sobre todo en SEM.

4.2 RELACIÓN SEÑAL-RUIDO EN LOS REGISTROS SÍSMICOS

Con el propósito de establecer el rango de frecuencias en que los espectros y las razones espectralesdefinen claramente el comportamiento del terreno debido solamente a la influencia del sismo, se calcularon,además de los espectros de ondas S mencionados, espectros de amplitud de Fourier para ruido ambientalprevio al inicio de algunos registros : 20:38 (M 3.3), 20:12 (M 3.0) y 16:53 (M 6.1) en HSC y NOR y 13:49(M 4.4) en UNI y SEM. Asimismo, se calcularon razones espectrales ondas S/ruido ambiental.

Se consideró como aceptable una relación señal-mido mínima de 2 por lo que. en términos globales, apartir de dichas razones. el rango de aceptabilidad para las estimaciones de amplificación relativa y deNakamura. está entre 0.05 Hz y 7 Hz. excepto para el sismo de mayor magnitud. el cual supera claramente

7

CAPÍTULO 5

ESTIMACIÓN DE AMPLIFICACIÓN MEDIANTE LA TÉCNICA DE NAKAMURA

En los últimos años, con el fin de lograr la microzonificación sísmica de zonas urbanas de manerarápida y cubriendo el área con gran densidad de puntos, se han propuesto y aplicado diversas técnicas. Unade las más conocidas es la técnica de Nakamura, la cual establece que mediante el cálculo de razonesespectrales de los componentes horizontales respecto del vertical, es posible conocer la función detrasferencia empírica del sitio (Nakamura, 1989; Omachi, 1991).

Esta técnica supone que su aplicación es válida si se tiene un contraste alto de impedancias acústicasentre el basamento y el paquete sedimentario que se pretende caracterizar, ya que las trayectorias deincidencia de la energía sísmica hacia la superficie serán muy cercanas a la vertical. Esto implica que lasondas S. de acuerdo a su polarización, tendrán influencia mayor sobre los componentes horizontales,afectando al componente vertical en forma poco significativa.

En este caso se aplica a los registros de temblores, obteniendo cocientes de espectros de ondas S de loscomponentes horizontales con respecto al vertical, considerando que el contraste de impedancias entre elsustrato de lechos rojos y calizas y el paquete sedimentario que lo sobreyace, es grande.

En las figs 5.1 a 5. 4 se muestran los cocientes espectrales obtenidos con la técnica de Nakamura,para todos los eventos registrados en suelo blando. Asimismo, se calcularon promedios logarítmicos, los quese grafican junto con su desviación estándar en las figs 5.5 y 5.6.

Para la estación NOR, los promedios logarítmicos (fig 5.5), muestran similitud en la forma conrespecto a los promedios obtenidos para estimaciones de amplificación relativa (fig 4.14). Sin embargo, losniveles de amplificación difieren, siendo mayores en el caso de amplificación relativa por un factor cercano a3 para ambos componentes.

En la estación UN1. no se observa similitud entre las formas de promedios espectrales obtenidos conla técnica de Nakamura (fig 5.6) y con amplificación relativa (fig 4.15). De igual manera, los niveles deamplificación resultan menores hasta en cuatro veces considerando frecuencias hasta de 1 Hz.

Una semejanza mayor se puede apreciar entre los promedios logarítmicos calculados, para la estaciónSEM (figs 4.14 y 5.6). para frecuencias hasta 1 Hz. Los niveles de amplificación son ligeramente inferiorespara los correspondientes a Nakamura. Esto concuerda con resultados de experimentos recientes (Field andJacob, 1995), en los que se confirma la diferencia sistemática de los valores obtenidos con el método clásicode amplificación relativa.

Aunque recientemente se ha aplicado esta técnica en otras ciudades importantes de México (Lermo yChávez, 1993), obteniéndose resultados muy parecidos a los que se logran con amplificación relativa, seconsidera, con base en el presente ejercicio, que aún no es posible confiar completamente en la aplicación deesta técnica para obtener funciones de trasferencia empíricas de manera confiable, argumentando su bajocosto y plazos cortos para obtención de resultados.

9

6.2 CÁLCULO DE FUNCIONES DE TRASFERENCIA TEÓRICAS

Para evaluar la respuesta del paquete sedimentario, se calcularon funciones de trasferencia teóricas,utilizando la distribución de velocidades obtenidas en el pozo y la información geológica regional. Para ellose aplica la metodología desarrollada por Thomson y Haskell a mediados de este siglo.

Se supone para estos cálculos, la incidencia de ondas SH, un modelo de estratos con comportamientolineal, horizontales. isótropos e infinitos que sobreyacen a un semiespacio con las mismas características.

Para tal fin. se definieron estratos con velocidades promedio, que no necesariamente corresponden aestratos sedimentarios, según se muestra en la fig 6.2 . Además, integrando la interpretación geológica de laregión, se definieron dos modelos (fig 6.3) tomando como base la interpretación geológica mostrada en elCapítulo 2.

Las funciones de trasferencia teóricas resultantes para cada modelo se muestran en las figs 6.4 y 6.5.Éstas predicen factores de amplificación máxima, en frecuencias cercanas a 1 Hz, de 18 y 11 veces, para losmodelos 1 y 2 , respectivamente. Este último se consideró el más realista de acuerdo a los perfiles geológicosdiscutidos en el Capitulo 1.

Para verificar la resolución de los dos métodos aplicados para evaluar funciones de trasferenciaempíricas, en las figs 6.4 y 6.5 también se grafican los promedios logarítmicos de razones espectrales deamplificación relativa para las tres estaciones en suelo blando, para componentes norte-sur y este-oeste,respectivamente.

Del examen de estas gráficas se tiene que las razones espectrales de amplificación relativa seaproximan razonablemente a las funciones de trasferencia teórica, en la forma y en los niveles deamplificación, especialmente entre 0.2 y 2 Hz.

Para aquellos promedios calculados con la técnica de Nakamura, sólo en NOR y SEM se tiene unaaproximación aceptable en la definición del periodo dominante. En cuanto a niveles de amplificación, lamejor aproximación se tiene en SEM.

12

CONCLUSIONES

Se determinaron las características fundamentales del efecto de sitio en el área urbana de CiudadGuzmán mediante el análisis de sismos registrados en suelos blandos y duro y mediante el cálculo defunciones de trasferencia teóricas derivadas de perfiles de velocidades de ondas sísmicas en el centro de laciudad y de estudios recientes de la geología regional.

El análisis de amplificación relativa, en el que se compara la respuesta de terrenos blandos y duromediante razones espectrales, muestra factores de amplificación promedio de hasta 20 veces para frecuenciasmuy cercanas a 1 Hz. en el componente este-oeste.

Mediante la aplicación de la técnica de Nakamura, se calcularon funciones de trasferencia empíricasque muestran diferencias importantes respecto de las obtenidas con amplificación relativa, particularmenteen la definición de niveles de amplificación.

Las funciones de trasferencia teóricas calculadas para un sitio en el centro de la ciudad, tienen mayorconcordancia con las funciones de trasferencia empíricas obtenidas mediante la técnica de amplificaciónrelativa. La técnica de Nakamura no tiene el mismo nivel de resolución para periodos dominantes y nivelesde amplificación que esta última por lo que, a pesar de haber sido probada con éxito en otras ciudades, debendefinirse sus limitaciones y no considerarla eficaz para cualquier experimento de microzonificación.

Solamente en un caso (función de trasferencia empírica promedio de NOR, componente EW, modelo1) el ajuste con la función de trasferencia teórica es satisfactorio en cuanto a periodos dominantes y nivelesde amplificación. Esto señala un cierto grado de incertidumbre en la estimación de funciones de trasferenciaempíricas aún cuando puedan suponerse, con base en la geología a detalle, contrastes altos de impedanciaacústica entre estratos planos y horizontales. como en este caso.

Aunque el número de eventos sísmicos registrados fue relativamente reducido, éstos cubren un rangode magnitudes amplio. incluyendo un evento de M 6.1. Sin embargo, aunque los resultados son útiles paracaracterizar de manera general el efecto de sitio, se juzga conveniente afinar las estimaciones con un númeromayor de eventos sísmicos.

13

16. Vizcaíno, J. Crónicas de Zapotlán de 1543 a 1985. Historia de los temblores. Archivo Municipal deCiudad Guzmán, 1985.

16

RECONOCIMIENTOS

Las criticas y sugerencias por parte del Dr.gran valor para el desarrollo de este estudio.

El apoyo del Prof. Vicente Carrera Bravo,determinante. al permitir la perforación del pozo yescuela.

Shri K. Singh así como del Dr. Mario Ordaz fueron de

Director de la Escuela Normal de Ciudad Guzmán fuela instalación de uno de los sismógrafos en terrenos de la

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LONGITUD (grados)

Fig. 2.1 Regionalización sísmica de la República mexicana. Localización del área de estudio y del epicentro del sismodel 9 de octubre de 1995.

105• 104• 103• 102•

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Fig. 2.2 Marco tectónico del Graben de Colina y ubicación de Ciudad Guzmán

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Fig. 2.3 Geología superficial en el Area de Ciudad Guzmán

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Tpl - 0(1) Toha café

Ks (Ir) Lechos rajas

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20 40 60 80 100 120

segundos

Fig. 3.7

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N —S

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0 20 40 60 80 100 120

segundos

Fig. 3.8

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.005

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–.010 -

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20 40 60 80 100 120

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I 1 i20 40 60 80 100 120

segundos

Fig. 3.9

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segundos


Fig. 3.10

N-S

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- E-W

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segundos

80 100 120

HSC 13:49 Mc 4.4.004

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o -.002 -

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20 40 60 80 100 120

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o -.002 -

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Fig. 3.1 1

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NORMAL 22:18 Mc 4.8

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20 40 60 80 100 120

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E–W

1

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120

segundos

Fig. 3.12

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40 60 80 100 120

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40 60 80 100 120

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segundos

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100

120

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_ U–D

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segundos

NORMAL 18:05 Mc 3.4.08

.04

^ .00

o –.04

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120

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–.08

_ E–W

...Av,v^NAmmtlA,ake , AlIVAAM

20

40

60

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100

120

Fig. 3.14

- E–W

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12010060 804020

.010

.005

^ .000

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- U–D

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1

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segundos

NORMAL 08:13 Mc 3.4

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–.010 -

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100

120

Fig. 3.15

U–D

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.04

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NORMAL 20:07 Mc 4.2.08

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o –.04

–.08

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120

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20 40 60 80 100 120

20 40 60 80 100 120

segundos

Fig. 3.16

NORMAL 16:53 Mc 6.12.0

1.0,(/) .0

o -1.0

-2.00

N-S

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-2.0 0

E-W

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segundos0 20 40 80

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120

Fig. 3.17

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010

000

010

–.0200 60

segundos

NORMAL 20:12 Mc 3.0

20 40 60 80 100 120

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.010 - E–W

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–.020

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40

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100

120

Fig. 3.18

80 10 0 120

.08

.04(/), .00

Eo –.04

–.08

SEM 13:49 Mc 4.4

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20 40 60 80 100 120

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^

^

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–.08

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60

segundos

20

40

Fig. 3.19

SEM 21:28 Mc 4.6.08

.04

^ .00U –.04

–.080 20 40 60 80 100 120

_ N–S

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20 40 60 80 100 120

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Fig. 3.20

SEM 09:17 Mc 3.1.008

.004

^ .000

o –.004

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.008

.004

E .000

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120

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_ E–W

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.008

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o –.004

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segundos

0 20 40 80

100

120

Fig. 3.21

.04

.02

^ .00

t, –.02

–.04

SEM 20:01 Mc 3.0

_ N– S

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–.04

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.02 U–D

. 0 0 '^^^^^^^^

o 20 40 60 80 1 00 1 20segundos

Fig. 3.22

UNI 09:17 Mc 3.1.008

.004

^ .000

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—.008

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^ .000

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20 40 60 80 100 20 -

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.004

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—.008 ' ' ' ' '0 20 40 60 80 100 120

segundos

Fig. 3.23

c.^

_ ^ J - 0

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^

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segundos

UNI 20:01 Mc 3.0.04

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o —.02

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20 40 60 80 10 0 1 0

20 40 60 80 10

N—S

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(1)1,100' 14,000,104,woodwi,idvw4

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E —W

........4004440,kookkovm6tI i i ^ , ^ ^" ^^'+^^^n^ ^^ ^^ ^q^ w^ ^ ^ ^^^^ 1^ f ^ti

Fig. 3.24

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—.080 20 40 60 80 120100

.08

.04

n\ .00Eo —.04

—.080 20 40 60 80 100 1 20

UNI 21:28 Mc 4.6

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^^^ '0ti4J^4`f^^ r,

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.08

.04

.00EU —.04

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0 60

segundos

Fig. 3.25

UNI 13:49 Mc 4.4.08

.04

^ .00

o –.04

–.080 20 40 60 80 1 00 120

_ N–s----.444.1»,mtmombm&I IMPOPY44*VirOmAPAIMANyvvmpirA

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^ .00

o –.04

E–W

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.08

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00ô –.04

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12020 40 60 80 100

- U –G,`y41M44,40444,4,..0.4,

--

–.08 1 1 1

60 80 100 120

segundos

0 20 40

Fig. 3.26

10 -6 i I 11111

10—L

10— 1 1001 01

10-2

N

Frecuencia (Hz)

1 0-2

10-1100 101Frecuencia (Hz)

10-1

HSC Oct 11 20:07 M 4.2

HSC Oct 11 20:38 M 3.3

HSC Oct 11 22:18 M 4.8

HSC Oct 12 08:13 M 3.4

. 4.1 Espectros de amplitud de Fourier para la estación Huescalapa, en terreno firme.

Frecuencia (Hz)

rt

10-410-2 10- 110° 101

Frecuencia (Hz)

100

10- 110° 101Frecuencia (Hz)

HSC Oct 14 20:01 M 3.0HSC Oct 12 20:12 M 3.0

10- 110° 101Frecuencia (Hz)

1 0-6 6

10-2

10-2

10-3

HSC Oct 12 16:53 M 6.1

HSC Oct 12 18:05 M 3.4

Fig. 4.2 Espectros de amplitud de Fourier para la estación Nuescalapa, en terreno firme .

Frecuencia (Hz)

11111

1 00

HSC Oct 15 13:49 M 4.4

1 0-c'10-2 1 0-1

10-1HSC Oct 15 09:17 M 3.0

1 n -3

10 -1100 101

Frecuencia (Hz)

N-SE

10- 7 1 11 1 11

1 0-2

HSC Oct 14 21:28 M 4.6

Fig. 4.3 Espectros de amplitud de Fou rier para la estación Huescalapa, en terreno firme

Frecuencia (Hz)101

1 0 -1

^\ 1 0-3

Eo

0-4

10- 1100 101Frecuencia (Hz) Frecuencia (Hz)

1 0-510-2

10-1

\ 10E •o

N—S--:::

10-5 1 ilia

10- 2 10-1 1 0° 101

NOR Oct 12 08:13 M 3.4NOR Oct 11 22:18 M 4.8


10- 1100 101Frecuencia (Hz)

0-410-2

NOR Oct 11 20:07 M 4.2

NOR Oct 11 20:38 M 3.3

Fig. 4.4 Espectros de amplitud de Fourier para la estación Normal en la zona centro de Ciudad Guzmán.


O-510-2

1 0-2

10-4

4.

N-E -W-:•••

1 11111

^

10 0

r.


NOR Oct 12 16:53 M 6.1

NOR Oct 12 18:05 M 3.4

NOR Oct 12 20:12 M 3.0

Fig. 4.5 Espectros de amplitud de Fourier para la estación Normal en la zona centro de Ciudad Guzmán.

Eü10-

1010

SEM Oct 14 20:01 M 3.0

111 11

(Hz)

10- 110° 10'Frecuencia (Hz)

10-1Frecuencia

I

100

10-1

10 -1100 101Frecuencia (Hz)

0-510-2 10- ' 100 101

Frecuencia (Hz)

SEM Oct 15 09:17 M 3.0

SEM Oct 15 13:49 M 4.4

Fig. 4.6 Espectros de amplitud de Fourier para la, estación Seminario, al sur de Ciudad Guzmán.

10-1

10 -110° 101Frecuencia (Hz)

•1 0-5

10-2 10 01 011 0- 1Frecuencia (Hz)

IIIII IIIII

10-110° 101Frecuencia (Hz)


UNI Oct 14 20:01 M 3.0

UNI Oct 11 21:28 M 4.6

UNI Oct 15 09:17 M 3.0

UNI Oct 15 13:49 Iii 4.4

Fig. 4.7 Espectros tie amplitud de Fourier para la estación Universidad, al norte de Ciudad Guzmán.

10-1Espectros Ondas S

Frecuencia (Hz)

Espectros de ruido

10-1 100 101Frecuencia (Hz)

HSC Oct 12 20:12 M 3.0

10-1 100 101

Frecuencia (Hz)

1 O -

10

E- W10-5 I 1

10-2lulu

1 01

111111

100

NOR Oct 12 20:12 M 1 .3.0

rd —S;r. -;;•

E-1.6 ' - •

Espectros Ondas S

1 0-5 - ,,.. ...14-5 ;;•+;;; ;

.,,,,

E-°,N ..—. ::::;

10-5 I I 111 111 1 1 1 rlu 111111 1 1

10-210-1 100 101Frecuencia (Hz)

Espectros de ruido

10—`'

10-5 1 1 1111111 1111111 I 1111111 l

1 0- 2 10-1 100 101Frecuencia (Hz)

10-1

10-2

1 0-1

10-2

Fig. 4.8 Comparación de espectros de ondas S con aquellos de ruido previo a su arribo.

Espectros de ruido


UNI Oct 15 13:49 M 4.41 o3

102

10-1N -S ..—.

E-W:'-:1 I 111111

10-110° 101

Frecuencia (Hz)

1 0-61 0-2

1 0-210-2

10-1

10-2

o 1 0 -3

^

E 10 -4

0-5

Espectros Ondas S

^

10-1

10-2

10-5

10-610 2

E-W :.-:1 I lluIII 111111

10-110° 101

Frecuencia (Hz)

10-1

10-2

Espectros de ruido


1 11 111 1111111

NF-S

E- W1 1

Espectros Ondas S

10-110° 1 01Frecuencia (Hz)

10-610-2

10-1

10-2

10-5

1Q3

1 02

10-210-2 10-110° 101

Frecuencia (Hz)

SEM Oct 15 13:49 M 4.4

Fig. 4.9 Comparación de espectros de ondas S con aquellos de ruido previo a su arribo.

Fig. 4.10 Razones espectrales para ondas S en la estación Normal con respecto a la estación IIuescalapa,en terreno firme.

1 11 1

1 00

N -SE-W . . ...

10-1 I I 11111

1 0 -2 1 0 — 1

NOR Oct 11 20:07 M 4.2 NOR Oct 11 20:38 M 3.3

10-210-1 100 101

Frecuencia (Hz) Frecuencia (Hz)

1 02

N 7 .1.

E- .::10-1 1 1111111

NOR Oct 11 22:18 M 4.8 NOR Oct 12 08 :1 3 M 3.402 1 02

101101

101-•

11111 Ilnl 1111 1

Pl-

E - 'v°;

10 -1 II

10-2 10-1 10° 101Frecuencia (Hz)

r^^

E10 -1

10-21 11

10-1 100 101

Frecuencia (Hz)

102

10 2

N--E W

10-1 ii lila

1 0- 1 10° 1 01

Frecuencia (Hz)

10-2

NOR Oct 12 16:53 M 6.1

NOR Oct 12 18:05 M 3.4

NOR Oct 12 20:12 M 3.0

Fig. 4.11 Razones espectrales para ondas S en la estación Normal con respecto a la estación Iluescalapa,en terreno firme.

102 102

10

1 01


10- 210- 1 100 101

Frecuencia (Hz)

E -W10-1

10 -2IIIII 11III

10'310-1

Frecuencia (Hz)

1 02

101

1 00

N

102

•

SEM Oct 14 20:01 M 3.0

SEM Oct 11 21:28 M 4.6

SEM Oct 15 09:17 M 3.0

SEM Oct 15 13:49 M 4.4

N -S -:::E-W .:::

10-1 I 1 111 11 11 1 111 11

10 -2 10-1 1 00 101

Frecuencia (Hz)

Fig. 4.12 Razones espectrales para ondas S en la estación Seminario, con respecto a Huescalapa.

102

101

100Ô 100Na

CLN-SE-W

10-1 1

10-2 10-1 100 101Frecuencia (Hz)

N—S-:::

10 -1 1 11111

10-2Frecuencia (Hz)

10- 1100 1i^1

102

aL

1 02

101

102

N—J —...E —W"

10-1 1 11111 11111 1111

UNI Oct 14 20:01 M 3.0

UNI Oct 11 21:28 M 4.6

UNI Oct 15 09:17 M 3.0

UNI Oct 15 13:49 M 4.4

10 -2 10-1 10° 101Frecuencia (Hz)

10-11 1 1H11

10-2 10-1 10° 101

Frecuencia (Hz)

1111 111

Fig. 4.13 Razones espectrales para ondas S en la estación Universidad, con respecto a lluescalapa.

•

IIIII 11111 11111 10- 1100 1O1

Frecuencia (Hz)

Fig. 4.14 Promedios logarítmicos de razones espectrales de ondas S (amplificación relativa).

Frecuencia (Hz)

I_1NI/HSC (7) E—W1 02

10-110-2

11111

1 h1-1 1 00 101

Fig. 4.15 Promedios logarítmicos de razones espectrales de ondas S (amplificación relativa).

Frecuencia (Hz)

10- 21 0- 11 O° 101Frecuencia (Hz)

1 02

10- 110° 101

Frecuencia (Hz)

10-1


10-2

102

NOR Oct 11 20:07 M 4.2

NOR Oct 11 20:38 M 3.3

NOR Oct 11 22:18 M 4.8

NOR Oct 12 08:13 M 3.4

Fig. 5.1 Razones espectrales para ondas S de componentes horizontales respecto del vertical, en la estación Normal

NOR Oct 12 16:53 M 6.1

NOR Oct 12 18:05 M 3.4

coN-1o

| 01O-1O 1|O

Frecuencia (Hz)

NOR Oct 12 20:12 M 3.0

Frecuencia (Hz)

Fig. 5.2 Razones espectrales para ondas S de componentes horizontales respecto del vertical, en la estación Normal

107

101

K.)a

10°oN.1o

E —w10-1 I m11111

10-2

SEM Oct 15 13:49 M 4.4SEM Oct 15 09:17 M 3.0

10-2 10-1

1 0 0 101

Frecuencia (Hz)

SEM Oct 14 20:01 M 3.01 o2

101

LU

o

o

CLCg

No

SEM Oct 11 21:28 M 4.6

10- 110° 101

Frecuencia (Hz)

1 0-, I 1 I 1 1 111

1 o -2 10-1 10° 101Frecuencia (Hz)

Fig. 5.3 Razones espectrales para ondas S de componentes horizontales respecto del vertical,en la estación Seminario

10° 101

Frecuencia (Hz)

10-2

UNI Oct 11 21:28 M 4.6102

10- 2 i i o° 101

Frecuencia (Hz)

oo N- -S

E-1111../ -4," Y

0-1 1 I 111 111 1

UNI Oct 14 20:01 M 3.0102

oNo

10-1


10-2Frecuencia (Hz)

Fig. 5.4 Razones espectrales para ondas S de componentes horizontales respecto del vertical,en la estación Universidad

I I 1 III

10-1

1 0 2

101

10

1 0-11 n-2

HSC (7) E—W

Frecuencia (Hz) Frecuencia (Hz)

1 02NOR (7) N-S NOP • (7) E-W

1 01oo

LU

1 O -•

Nci

•.:

1 0 —1 1 1111

10 0 10110- 2 10-1

Frecuencia (Hz)10 1 1 10 1

Frecuencia (Hz)

Fig. 5.5 Promedios logarítmicos (+1- desviación estándar ) de razones espectrales de ondas S de componenteshorizontales respecto del vertical.

SEM (4) N-5

| 0

1D-1O

Frecuencia (Hz)

l0-11O-'1 101

10o

Lu V

)-

1Ü-1Do 101

Frecuencia (Hz)

10-110-2

mo mxmo

- |01o

01Lu o

1 100

1O-1O 1|0

Frecuencia (Hz)

rl OUN' (4) N- S

1O 2UN' (4) [-VV

Fig. 5.6 Promedios logarítmicos (+1- d wov imc i ÁmmntAodmn) de razones espectrales de ondas S de Componenteshorizontales respecto del vertical.

Fig. 6.1 Distribución de velocidades de ondas P y S en el sitio de la estación Normal

n

n

600

500

ñ 400,.^.

^ 300

c^

'1> 200

100

YO 40 60Profundidad (rn)

c t : 1 {._?

Fig. 6.2 Simplificación de la distribución de velocidades de onda S a lo largo del pozo, para el cálculo de funcionesde trasferencia teóricas

1600-(3- 1400^ 1200""--" 1000

.^ 800

.5 600°400-,-a)> 200

O

0

1600^ 1400^ 1200

1000

.á 800r) 600—° 400a^> 200

0

200 600400 800 1000

O 200 400 600

Profundidad (m)

800 1000

Fig. 6.3 Modelos de velocidades empleados para el cálculo de funciones de trasferencia teóricas

102Nakamura y FT Mod 2Amp relativa y FT Mod 2

101

1 00

10-110-2 101101

IIII 111

10- 1100Frecuencia (Hz)

10-1100Frecuencia (Hz)

N

Fig. 6.4 Comparación de funciones de trasferencia teóricas para los modelos 1 y 2 con los promedios logarítmicosde las tres estaciones, para el componente norte-sur

Nakamura y FT Mod 11 02

NOR —

SEM ---

UNI ---F. T. —

1 01

100

10-1 10-2 10- 1100

Frecuencia (Hz)

10 -1100Frecuencia (Hz)

101

Nakamura y FT Mod 2Amp relativa y FT Mod 21 o

101

100

Fig. 6.5 Comparación de funciones de trasferencia teóricas para los modelos 1 y 2 con los promedios logarítmicosde las tres estaciones, para el componente este-oeste

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