UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID

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1 UNIVERSIDAD COMPLUTENSE DE MADRID FACULTAD DE CIENCIAS FÍSICAS Departamento de Geofísica y Meteorología Mecanismo focal de terremotos en Perú: 30 de Mayo de 1990 y 18 de Abril de 1993 Hernando Tavera TESIS de SUFICIENCIA INVESTIGADORA Directora: Elisa Buforn Madrid, Setiembre 1995

2 AGRADECIMIENTOS Deseo agradecer en primer lugar a la Prof. Elisa Buforn directora de este trabajo, por su apoyo, su constante orientación y especialmente por su gran paciencia. Al Prof. A. Udías, Director del Departamento de Geofísica por darme la oportunidad de poder integrarme en dicho departamento. A M. Assumpcao (Brasil), A. Vega (Bolivia), L. Alvear (Chile), J.C. Castano (Argentina), C. Dimate (Colombia), F. Bonilla (Ecuador) y F. Guendel (Costa Rica), quienes amablemente me proporcionaron copias de los registros de los terremotos de 1990 y En Perú, al Presidente Ejecutivo del Instituto Geofísico Dr. M. Chang y al Dr. J. Macharé, que apoyaron mi candidatura para continuar mis estudios en España. A los investigadores y compañeros del Departamento de Geofísica que me ofrecieron su ayuda y amistad. A Pilar y Carmen, compañeras en el mecanismo de la fuente sísmica. Por último, debo expresar mi agradecimiento a la Agencia Española de Cooperación Internacional (Instituto de Cooperación Iberoamericana) que ha subvencionado este trabajo a través del Programa de Becas para realizar estudios de Postgrado en España.

3 INDICE INTRODUCCION 3 I.- DESCRIPCION DE LA SISMICIDAD EN PERU 5 I.1.- Mecanismos Focales 9 II.- METODOLOGIA 12 II.1. Orientación de la Fuente Sísmica 12 II.2 Modelización 14 II.3 Análisis Espectral 18 III.- ADQUISICION Y PROCESAMIENTO DE DATOS 20 IV.- APLICACION A TERREMOTOS OCURRIDOS EN PERU 29 IV.1 El Terremoto del 30 de Mayo de IV.2 El Terremoto del 18 de Abril de V. CONCLUSIONES 58 BIBLIOGRAFIA 64 ANEXO 1 69 ANEXO 2 76

4 INTRODUCCION Los terremotos están asociados a fracturas; por lo tanto, si se quiere estudiar el mecanismo de un terremoto es necesario conocer la orientación de esta fractura (mecanismo focal), la duración (función temporal de la fuente sísmica) y el tamaño de la misma (momento sísmico y radio de fractura). En este trabajo, se presenta un estudio del mecanismo focal y dimensiones de dos terremotos ocurridos recientemente en la República del Perú: el de 30 de Mayo de 1990 (mb=6.1) y el de 18 de Abril de 1993 (mb=6.0). Estos terremotos similares en magnitud, se han producido en distintas regiones y a diferentes profundidades: h 33km el de 1990 (foco superficial) y h_100 km el de 1993 (foco intermedio). Por tanto, estos dos terremotos tienen diferente origen. En el Capitulo I, se presenta brevemente la sismicidad que ocurre en el Perú en función de su profundidad y magnitud, así como los mecanismos focales de terremotos de Perú publicados en diversos estudios. La presentación de los métodos usados en el estudio de la fuente sísmica y de las teorías sobre las cuales están basados, es realizada en el Capitulo II. En este Capitulo, se describe brevemente el método que utiliza la polaridad de las ondas P para el cálculo del mecanismo focal a partir del algoritmo de Brillinger et al, (1980), la metodología desarrollada por Nabelek (1984) para la modelización de ondas P y SH y la técnica del análisis espectral a partir del modelo de Brune ( ). El Capitulo III, está consagrado a describir el tipo de registros utilizados en este estudio. Se presenta las técnicas de procesamiento de datos digitales y el problema del filtraje de la señal. Por último, se describe la ventaja de utilizar registros de banda ancha para mostrar la complejidad de la fuente sísmica.

5 En el Capitulo IV, se realiza la aplicación de los métodos antes mencionados a dos terremotos ocurridos en Perú. En este Capitulo, se analiza detalladamente los resultados obtenidos con cada método a fin de comparar dichos resultados. Finalmente, en el Capitulo V se presentan las conclusiones obtenidas en este trabajo y en los Anexos 1 y 2 los espectros calculados a partir de registros de ondas internas para los terremotos tema de este estudio.

6 I.- DESCRIPCION DE LA SISMICIDAD EN PERU El borde Occidental de América del Sur se caracteriza por ser una de las regiones sismicamente más activas en el mundo. La República del Perú, forma parte de esta región y su actividad sísmica esta asociada principalmente al proceso de subducción de la Placa de Nazca por debajo de la Placa Sudamericana, generando terremotos de magnitudes grandes con relativa frecuencia. Un segundo tipo de actividad sísmica, es la asociada a las deformaciones corticales presentes a lo largo de Cordillera Andina, siendo menos numerosa y se caracteriza por la magnitud moderada de los sismos. La sismicidad en Perú, puede clasificarse según su profundidad en: terremotos superficiales (h 33km), terremotos intermedios (33km<h 350km) y terremotos profundos (h>350km). En la Figura 1 se muestra un mapa de sismicidad del Perú para el período con terremotos de magnitud superior a 4 mb (IGP, 1993); esta sismicidad ha sido diferenciada por símbolos según su profundidad de ocurrencia. En esta figura, se observa como la sismicidad se distribuye paralela a la fosa Peruano-Chilena y a la Cordillera Andina, siendo la sismicidad asociada a la primera la más importante y continua, mientras que en el interior del continente es notable la presencia de focos muy puntuales en el sur, centro y norte de Perú. A continuación se describe brevemente los tres tipos de terremotos. Sismicidad Superficial (h 33 km). Esta sismicidad puede ser dividida en dos grupos: el primero esta relacionado con los primeros 33 km de profundidad asociada al contacto de la Placa de Nazca y la Sudamericana a lo largo de toda la costa peruana (Stauder, 1975; Barazangi y Isacks, 1976; Grange et al, 1984; Schneider y Sacks, 1987; Rodriguez y Tavera, 1991; Cahill y Isacks, 1992)(Figura 1). El segundo grupo con menor frecuencia de ocurrencia, se encuentra distribuida en el interior del continente peruano y está asociada generalmente a fallas visibles en superficie (Sebrier et al, 1988) (Figura 1). Los terremotos de mayor importancia y que se han producido dentro de este rango

7 Figura 1. Sismicidad de Perú, período y M 4 (IGP, 1993). O:h 33km :33<h 350km :h>350km

8 de profundidad, son presentados en la Figura 2 y Tabla 1. De estos terremotos, merece especial mención el ocurrido el 31 de Mayo de 1970 (Ms=7.8), el mismo que ha sido considerado como uno de los más catastróficos en el mundo por haber producido la muerte de 67,000 personas, 250,000 desaparecidos y 180,000 heridos (Abe, 1972; Silgado 1978; Plafker et al, 1971; Dewey y Spence, 1979). Figura 2. Grandes terremotos ocurridos en Perú entre , M>6.0. Los números corresponden a la Tabla 1 (Silgado 1975). o=6<m<7; O=7<M<8; O=M>8

9 El mecanismo focal del terremoto del 30 de Mayo de 1990 (6.1 mb) y que forma parte del segundo grupo, será analizado y discutido en el presente estudio. Sismicidad Intermedia (33km<h 350km). En este rango de profundidad, se agrupa la sismicidad asociada a la geometría de subducción de la Placa de Nazca. Esta actividad es más continua cerca de la costa y disminuye cuantitativamente hacia el Este llegando a desaparecer a km de distancia a partir de la fosa peruano - chilena (Figura 1). TABLA 1 N FECHA HORA GMT Latitud Longitud Mag. Prof. (S) (W) M Km (50) (43) Es importante considerar que de esta actividad sísmica, la más cercana a la línea de costa, con profundidades entre km. ha sido causante de algunos terremotos importantes que han producido cierta destrucción en el Departamento de Lima. Estos terremotos, probablemente asociados a la torsión de la placa oceánica son: el terremoto del 28 de Septiembre de 1968 (Ms=6.0), del 5 de Enero de 1974 (Ms=6.6) y del 18 de Abril de 1993 (mb=6.0), Figura 2 y

10 Tabla 1. Este último terremoto, será tema de estudio en el presente trabajo. Sismicidad Profunda (h>350 km). Esta actividad sísmica se produce en menor número y se encuentra bien identificada en las regiones de frontera entre Perú-Brasil y Perú-Bolivia (Figura 1). El origen de esta sismicidad aún es tema de constantes investigaciones; sin embargo, algunas hipótesis sostienen que esta es debida a la presencia de segmentos fósiles de la Placa de Nazca que estarían en contacto con la Mesósfera por fuerzas gravitatorias (Isacks y Molnar, 1971; Pilger, 1981). I.1.- Mecanismos Focales. Diferentes estudios, a partir de los mecanismos focales han sido realizados para analizar el estado de esfuerzos interplaca e intraplaca a lo largo de la costa peruana y en el interior del continente. A partir de ello, se ha logrado obtener el estado actual de los esfuerzos presentes en cada región. En la Figura 3 se presenta algunos mecanismos focales para eventos superficiales determinados por Abe (1972), Stauder (1975), Dewey y Spence (1979), Suarez et al (1983), Chinn y Isacks (1983) y Pennington (1981); así mismo, se han incluido las fallas activas más importantes según Sebrier et al (1988). En esta figura, se puede observar que la actividad sísmica superficial asociada al proceso de subducción se caracteriza por presentar movimientos de falla inversa y normal. Los primeros se interpretan como sismos que ocurren en la interfase de las dos placas, mientras que los segundos estarían relacionadas con las deformaciones internas que soporta la Placa de Nazca. Los mecanismos focales de sismos superficiales relacionados con la deformación cortical, muestran un claro patrón compresivo E-W de norte a sur (Suaréz et al, 1983; Chinn y Isacks, 1983; Sebrier et al, 1988; Dorbath et al, 1986; Dorbath et al, 1991) perpendicular a la orientación de la Cordillera Andina y paralela a la dirección de convergencia de las placas.

11 Figura 3. Mecanismos focales calculados para terremotos superficiales (h<33km) ocurridos en Perú. Las líneas sólidas corresponden a las principales fallas observadas en superficie (Sebrier et al, 1988). Los símbolos corresponden a: Ab=(Abe,1972), St=(Stauder,1975), Sp=(Dewey y Spence,1979), Pe=(Pennington,1981), Su=(Suarez et al, 1983), Ch=(Chinn y Isacks,1983). La sismicidad intermedia, es menos numerosa principalmente en el centro y norte del Perú; pero los pocos mecanismos focales analizados muestran un proceso extensivo en el sentido de la subducción de la placa, Figura 4A (Stauder, 1975). Asimismo, los mecanismos focales de sismos profundos (h>350 km) muestran la presencia de esfuerzos tensiónales debido probablemente a que un trozo fósil de la placa subducente estaría flotando por gravedad en el

12 manto, Figura 4B (Stauder, 1975). Estos eventos profundos, son más visibles en la región del Perú Central (Figura 1). Figura 4. Mecanismos focales de terremotos de profundidad intermedia (A) y profunda (B). Las áreas sombreadas corresponden al cuadrante de dilataciones. Los gráficos incluye la distribución de ejes T y P sobre la esfera focal (Stauder, 1975).

13 II.- METODOLOGIA Los métodos sismológicos para la determinación de los parámetros que definen el mecanismo de los terremotos, están basados en el análisis de las ondas sísmicas registradas en diferentes estaciones. Este procedimiento es conocido como método inverso: dado un número determinado de observaciones, se debe buscar los valores que definen los parámetros de la fuente y que ajusten óptimamente a los valores observados. El cálculo de estos parámetros va a depender del modelo usado para describir el mecanismo de la fuente. En este capítulo, vamos a describir los métodos utilizados en este estudio para la determinación de los parámetros de la fuente. Debido a lo extenso de los temas, los métodos serán presentados brevemente. Primero, se describirá el método más sencillo que utiliza el sentido del primer movimiento de la onda P (compresión o dilatación) y seguidamente uno de los métodos que consiste en modelar la forma de ondas internas. El primer método esta relacionado con el conocimiento de la orientación de la fuente y el segundo con la función temporal de la fuente sísmica. El análisis espectral, tercer método utilizado en este trabajo está relacionado con la obtención de las dimensiones de la fractura. II.1.- Orientación de la Fuente Sísmica. De todos los métodos existentes para determinar la orientación de la fuente, basados en la observación de las ondas internas, el más práctico y extendido, es el basado en el análisis de la distribución de la polaridad del primer impulso de la onda P. Si se utiliza el modelo del doble par de fuerzas (DC) para representar una fractura, se observa que una vez compensado el efecto de curvatura del rayo sísmico, la distribución de las compresiones y dilataciones para un determinado terremoto, es en cuadrantes alternos separados por dos planos ortogonales (Figura 5) (Byerly, 1928).

14 Figura 5. Trayectoria del rayo sísmico desde el foco hasta la estación y distribución de compresiones (cuadrante en negro) y dilataciones (en blanco) sobre la esfera focal y desplazamientos de la onda P en la superficie de la Tierra (Buforn, 1985a). Las compresiones y dilataciones sobre la esfera focal, pueden ser separadas por dos planos perpendiculares entre sí, los mismos que corresponden a los dos posibles planos de falla. Una ambigüedad del método, es que no se puede distinguir cual de los dos planos nodales corresponde al plano de falla, siendo necesario otro tipo de información complementaria tal como distribución de réplicas o patrones regionales de esfuerzo para la determinación de este plano. Con el avance de la informática, la orientación de la fuente se puede determinar a partir de métodos numéricos mediante el ajuste de mínimos cuadrados o con funciones de máxima verosimilitud. En el presente estudio, utilizaremos el método basado en el algoritmo de Brillinger et al, (1980), ampliamente descrito y aplicado por Buforn (1983), Buforn (1985a, 1985b), Udias y Buforn (1988). Este método permite determinar los parámetros de la orientación de la fuente (azimut, buzamiento y deslizamiento), los ejes principales de esfuerzo (T,P), así como una estimación de las desviaciones estándar de cada uno de estos parámetros y un valor porcentual del número de aciertos (score).

15 II.2.- Modelización La modelización de la fuente sísmica a partir de registros de ondas de volumen obtenidos a distancias telesísmicas, consiste en aplicar la teoría de rayos para sumar la onda directa P y las ondas reflejadas en la superficie libre pp y sp (Figura 6). Este proceso, está restringido a estaciones cuyas distancias epicentrales estén comprendidas entre 30 y 90; esta restricción permite evitar la triplicación de rayos debido a las discontinuidades del manto superior para <30 y a la difracción de ondas P por el núcleo para >90. La propagación de los rayos se realiza principalmente dentro del manto inferior pudiendo considerarse como un medio homogéneo. El desplazamiento del suelo en el campo lejano debido a las ondas P o S puede ser definido como (Deschamps et al,1980), donde: ρ, es la densidad. c, es la velocidad de las ondas P o S en el foco., es la distancia epicentral. _, es el azimut de la estación al foco. i, es el ángulo de incidencia (o indica en la superficie libre y h en la fuente). a, es el radio de la Tierra. C(i o ), es la respuesta en la superficie libre. g( ), es el efecto de la expansión del frente de onda. R(_,i h ), es el patrón de radiación de P o S. M(t), es la derivada del momento sísmico.

16 Figura 6. Onda P directa y reflexiones en la superficie de la Tierra (A), y sismograma teórico construido a partir de esas reflexiones (B) (Madariaga, 1985). Toda la información sobre el proceso de ruptura en la fuente, esta contenida en M(t) y puede ser descrita de la forma siguiente, M& (t)= M o S(t) Donde, M o representa el valor escalar del momento sísmico (M o =µs u) y S(t) la función temporal de la fuente sísmica. Estos valores son calculados por diferentes métodos de modelización/inversión a partir de registros telesísmicos de ondas de volumen de período largo, corto o de banda ancha. Finalmente, para obtener el desplazamiento total del suelo en un sismograma, es suficiente realizar la siguiente convolución:

17 W (t)= U(t)*Q(t)*I(t) Donde, U(t) es el desplazamiento en campo lejano de la onda P o S; Q(t) es el factor de atenuación de Futterman y I(t) es la respuesta del instrumento. En el presente estudio, se va a utilizar el método de modelización iterativa desarrollado por Nabelek (1984). Método de Modelización Iterativa. Este método ha sido desarrollado por Nabelek (1984) y permite calcular a partir de mínimos cuadrados la amplitud y la forma de las ondas P y SH. Considerando una función de fuente promedio, este método permite estimar la profundidad (h), la orientación de la fuente (azimut, buzamiento y ángulo de deslizamiento), el momento sísmico escalar (M o ) y la función temporal de la fuente (S(t)). Figura 7. Función temporal para una fuente puntual en el campo lejano parametrizada por triángulos isósceles con una duración de 2 τ (Nabelek, 1984). El algoritmo del método considera para el campo lejano una fuente puntual o lineal. Esta función es parametrizada por una serie de triángulos isósceles T τ(t) que se superponen unos sobre otros. Sea, 2 τ su duración y

18 Wκ su amplitud relativa, la función fuente viene dada por: S(t)= W T(t - κ τ κ ) τ κ = ( κ - 1) τ donde N es el número de triángulos elementales y τ es el intervalo en tiempo entre los centros de los triángulos (Figura 7). Los valores de N y τ son dados a priori. Con esta metodología, el tamaño de la fuente puede estimarse a partir del tiempo de duración del proceso de ruptura (τ s ), medido como el tiempo en el cual la mitad del momento sísmico total es liberado (Pacheco y Nabelek, 1988). Para una fuente circular en donde el frente de ruptura se propaga a una velocidad V r y cuyo tiempo de ruptura es aproximadamente igual al tiempo en el cual el 50% del momento sísmico total es liberado (el resto se libera durante la estabilidad del proceso), el radio de fractura de la fuente viene dado por (Pacheco y Nabelek, 1988): r = V r.τ s = 0.75β V r donde, r es el radio de fractura, τ s la duración de la ruptura, V r la velocidad de ruptura y β la velocidad de las ondas S. II.3.- Análisis Espectral. Las dimensiones de la fuente sísmica, también se pueden estimar a partir de dos de las características más importantes del espectro de amplitud de la señal sísmica: la frecuencia esquina f c y el valor medio de la parte plana del

19 espectro a bajas frecuencias Ω o (Figura 8) (Hanks y Wyss, 1972; Thatcher, 1972; Wyss y Hanks, 1972). Para un modelo de dislocación por cizalla, la frecuencia esquina (f c ) es proporcional a las dimensiones de la fuente (r), mientras que los valores de f<f c, son asumidos como un valor constante Ω o proporcional al momento sísmico, M o (Aki, 1967; Brune, 1970; Madariaga, 1976; Virieux y Madariaga, 1982). Figura 8. Espectros teóricos para ondas P y S según el modelo de Brune (Hanks y Wyss, 1972). La Figura 8 muestra el espectro de la amplitud del desplazamiento en el campo lejano según el modelo de Brune y si asumimos una completa caída de los esfuerzos, el momento sísmico según Buforn (1994) es definido como: M o(p,s) 4π. ρ.a.( υ = g( ).R (P,S) (P,S) 3 ). Ω.C( i o(p,s) o ).e (P,S) 2πf υq donde, ρ, densidad en la región focal. a, radio de la Tierra.

20 υ (P,S), velocidad de las ondas P o S en el foco. Ω o(p,s), parte plana del espectro de ondas P o S. e ( ), efecto de la atenuación anelástica. Q, factor de calidad en la región focal. R (P,S), patrón de radiación para las ondas P o S. C(i o ), efecto en la superficie libre. g( ), coeficiente de expansión geométrica Asimismo, las dimensiones de la fuente pueden calcularse a partir de la frecuencia esquina f c. Según Hanks and Wyss (1972) el radio de fractura es definida como, r (P,S) (2.34) υ = 2π f (P,S) c(p,s) donde, r (P,S) es el radio de fractura y f c(p,s) es la frecuencia esquina del espectro de amplitud de ondas P o S.

21 III.- ADQUISICION Y PROCESAMIENTO DE DATOS El desarrollo de diferentes modelos para explicar los procesos de ruptura, se ha debido no solo al desarrollo de nuevas técnicas de investigación, sino también a la evolución de la forma de registro de la actividad sísmica. La información procedente de la Red Sísmica Mundial (WWSSN) instalada a partir de 1960, ha sido ampliamente utilizada y ha permitido inicialmente a comprender los procesos de ruptura asociados a los terremotos y al conocimiento de la estructura interna de la tierra. Por lo general, el uso de esta información analógica implica el digitalizar los diferentes registros de un evento, pudiendo introducir errores adicionales en la estimación de los parámetros de la fuente. Para resolver este problema, paulatinamente han sido instaladas a nivel mundial estaciones con registro de tipo digital. La primera red mundial con registro digital en instalarse, fue la Global Digital Seismograph Network entre 1975 y 1980 (DWWWSS, RSTN, SRO y ASRO) y a partir de 1976 una segunda red IDA (International Deployement of Acelerometer) se instala, para obtener registros con periodos mayores a 100 segundos (Simpson, 1992). En 1982 como parte del programa GEOSCOPE (Francia), una tercera red sísmica es instalada con estaciones de tres componentes de gran rango frecuencial, especialmente para el estudio de la estructura interna de la Tierra (Romanowics et al, 1984). En la Figura 9 se presenta un Mapa Mundial con la distribución de las estaciones digitales IRIS- DGSN/GEOSCOPE. En los últimos años, han surgido nuevas redes digitales de banda ancha, tales como la red CNSN en el Canadá, MEDNET en el Mediterráneo, CDSN en la China, GEOFONE en Alemania y POSEIDON en el Japón.

22 Figura 9. Distribución de las estaciones sísmicas digitales que integran la Red Mundial GDSN/IRIS-GEOSCOPE (Butler,1992; INSU-CNRS,1992). Por otro lado, los programas IRIS/DCM y ORFEUS permitieron recolectar la información sísmica proveniente de las redes digitales antes mencionadas, con el objeto de reformatear lo datos para el intercambio de información (Ahern, 1992). En este estudio, se han utilizado datos digitales de banda ancha cuya característica principal es su gran rango dinámico de registro. La apariencia del registro de un terremoto sobre un sismograma, está influenciado por el tipo de instrumento con el que fue registrado. Es decir, dos o más estaciones sísmicas con diferentes curvas de respuesta instrumental, permiten obtener sismogramas de un mismo terremoto con el registro totalmente diferente. En la Figura 10 se muestra un ejemplo del efecto que se produce al registrar el mismo terremoto (Japón, Marzo 9 de 1977, mb= 5.9, h= 571 km) en 4

23 estaciones con diferente curva de respuesta. Las diferencias más notables entre los cuatro registros, se refleja en las formas de onda y número de fases que pueden ser identificados en cada uno de ellos. En los registros de periodo corto (Figura 10a), predominan las altas frecuencias (1-3 Hz); mientras que en los restantes dominan las bajas frecuencias. Figura 10. Ejemplo de registro de un terremoto ocurrido en Japón ( , mb=5.9) registrado por distintos tipos de sismógrafos a una distancia epicentral de 57. a) Período corto WWSSN, b) período largo, WWSSN, c)kirnos, d)banda ancha. En la parte izquierda de la figura se muestran las curvas de respuesta de cada uno de estos instrumentos (Kulhánek,1990). Las estaciones con instrumentos de banda ancha presentan un mayor rango dinámico de registro que va desde Hz hasta aproximadamente 10 Hz (Figura 11), cubriendo totalmente el rango frecuencial de las respuestas instrumentales mostradas en la figura anterior. Estos registros en banda ancha, son más ricos en información y permiten analizar en detalle los procesos de ruptura, los parámetros de la fuente, la obtención de sismogramas sintéticos, así como el estudio de la estructura interna de la Tierra.

24 Figura 11. Ejemplo de la curva de respuesta instrumental para estaciones de banda ancha. En el presente estudio, se ha utilizado registros sísmicos digitales correspondientes a estaciones de banda ancha. Esta información, ha sido analizada considerando su forma de onda (fases de registro y complejidad de la fuente), el tipo de ruido presente en los registros y evaluando las diferentes etapas del proceso de filtrado de la señal. Los procesos de ruptura compleja asociada a un terremoto y las fases reflejas en la superficie libre son mejor analizados en los registros de banda ancha. En la Figura 12, se presenta algunos ejemplos de registros en banda ancha correspondientes a una fuente compleja y se compara con los registros en periodo largo del mismo evento. Se observa que en los registros de periodo largo la información es muy reducida con respecto a la que ofrecen los registros de banda ancha. En los primeros 15 segundos de señal en las estaciones de ANMO, HRV, PAS, CCM (banda ancha) se identifican hasta 7 impulsos que muestran la complejidad del proceso de ruptura asociado a este terremoto; sin embargo, en los registros de periodo largo únicamente se logra identificar un primer impulso lo cual define un simple proceso de ruptura, como se verá en el Capitulo IV.

25 Figura 12. Registros de banda ancha (izquierda) correspondientes a un terremoto ocurrido en Perú (30 de Mayo de 190, mb=6.1), en comparación con los registros en período largo del mismo terremoto (derecha). Entre paréntesis se indica la distancia epicentral y el azimut en grados.

26 Figura 13. Registros sísmicos digitales de estaciones GDSN/IRIS con ruido de diferente frecuencia. En paréntesis se indica la distancia epicentral y el azimut en grados. Uno de los principales problemas que se presenta en el tratamiento de la información digital, es la presencia de ruido de diferentes frecuencias antes de producirse el registro de un determinado terremoto (Figura 13). Este problema plantea la utilización de filtros con el objeto de eliminar este ruido. Sin embargo, con este procedimiento, se corre el riesgo de eliminar información propia de la fuente sísmica, la cual muchas veces es difícil de observarse en un registro con un alto grado de ruido. El mal uso de diferentes filtros (pasa bajos, pasa altos) puede generar señales de periodo corto a partir de los de periodo largo o viceversa, permitiendo que la información proveniente de la fuente sea

27 erróneamente estudiada en una frecuencia que probablemente no corresponda a la ruptura. Así mismo, este procedimiento, puede generar la distorsión de la señal sísmica produciendo la formación de ruido de largo o corto periodo. En la Figura 14, se muestra dos ejemplos de la aplicación de filtros pasa bajos y pasa altos a los registros de las estaciones de ANMO y TBT mostrados anteriormente en la Figura 13. En esta figura, se observa que para registros con ruido (estación TBT) resulta ventajoso la aplicación de filtros pasa bajos, este ha permitido obtener a la frecuencia de 0.2 Hz un mejor registro del evento sísmico; mientras que para la estación de ANMO (bajo nivel de ruido) probablemente se ha eliminado información. Contrariamente, en la estación de TBT se observa un aumento del nivel del ruido después de aplicarse un filtro pasa altos, llegando a ser difícil de identificar las principales fases sísmicas a la frecuencia de 0.1 Hz. Sin embargo, para la estación de ANMO se obtiene una señal muy compleja con gran contenido de frecuencias altas. Un criterio para elegir un filtro, es el de evaluar previamente la relación señal/ruido (Bezzeghoud et al, 1989). En la Figura 15 se presentan dos ejemplos del espectro de la amplitud de la señal sísmica (arriba) en comparación con el espectro de la amplitud del ruido que precede al registro del evento sísmico (abajo) para las estaciones de ANMO (GDNS/IRIS) y TAM (GEOSCOPE) correspondientes al terremoto ocurrido en Perú el 30 de Mayo de 1990 (mb=6.1). En esta figura, se observa que la relación entre los espectros de amplitud de señal/ruido es de 100 para frecuencias próximas a la frecuencia esquina. Por lo general, valores para esta relación del orden de 100 son óptimos para la buena explotación de un determinado registro digital.

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29 Figura 14. Registros de las estaciones de TBT y ANMO (banda ancha). En el centro (3ª líneas) se muestra el registro observado. En la parte superior los registros filtrados a 0.2 y 0.4 Hz (pasa bajos) y en la parte inferior el mismo registro filtrado a 0.05 y 0.1 Hz (pasa altos).

30 Figura 15. Comparación entre el espectro de amplitud de la señal sísmica registrada en las estaciones digitales de banda ancha y el espectro de amplitud del ruido.

31 IV.- APLICACION A TERREMOTOS OCURRIDOS EN PERU La metodología y técnicas descritas en los Capítulos II y III se han aplicado para la determinación de los parámetros de la fuente sísmica de dos terremotos ocurridos recientemente en la República del Perú: el terremoto del Alto Mayo del 30 de Mayo de 1990 (mb=6.1) y el terremoto de Lima del 18 de Abril de 1993 (mb=6.0), (Figura 16). Estos terremotos, representan dos de los tres tipos de actividad sísmica que ocurre en Perú: terremotos de profundidad superficial (h 33km) e intermedia (33<h 350km). En el estudio de estos terremotos, se ha utilizado la información sísmica digital correspondiente a datos de banda ancha de la Red Mundial GDSN/IRIS - GEOSCOPE (IRIS Data Management Center). Para obtener la orientación de la fuente a partir de la polaridad de la onda P se ha utilizado tambien datos analógicos de periodo corto de las Redes Sísmicas Nacionales de Brasil, Argentina, Chile, Bolivia, Colombia y Costa Rica. Este estudio permitirá determinar para cada terremoto, la orientación de la fuente (azimut, buzamiento y deslizamiento), profundidad del foco, el momento sísmico escalar y la función temporal de la fuente sísmica. Estos resultados serán comparados y discutidos con los obtenidos a partir del análisis espectral de ondas internas.

32 Figura 16. Localización de los terremotos analizados en el presente estudio. h 33km 33 <h 350km IV.1.- El Terremoto del 30 de Mayo de 1990.

33 El 30 de Mayo de 1990, a las 15h 23m GMT ocurrió un terremoto de magnitud 6.1 mb localizado en la región del Alto Mayo, Departamento de San Martin al NE del Perú, (Figura 17). Este terremoto provocó 135 muertos, más de 800 heridos y fue ampliamente sentido en un radio de 500 km, alcanzando una intensidad máxima de VIII en las localidades de Moyobamba y Rioja en donde produjo severos daños (Vásquez et al, 1990); el terremoto también generó importantes deslizamientos de terreno (Person, 1990). Figura 17. Localización del terremoto del 30 de Mayo de 1990, réplicas y principales rasgos geológicos (Caldas, 1990) 1. Jurásico, 2.Cretácico, 3.Terciario, 4.Cuaternario, 5.Fallas

34 Durante los 30 días posteriores a la ocurrencia del terremoto, el Instituto Geofísico del Perú informó de la ocurrencia de 81 réplicas con magnitudes comprendidas entre mb, doce de estos eventos fueron sentidos en la región con intensidades de IV-V (Vásquez et al, 1990). En la Figura 17 se muestra la localización del epicentro de este terremoto y la distribución de sus réplicas con magnitudes superiores a 4.5 calculados por el NEIC (National Earthquake Information Center). TABLA 2 Fecha Hora(GMT) Latitud Longitud Prof. Mag. Agencia (S) (W) Km mb NEIC IGP En la Tabla 2, se presentan las coordenadas epicentrales del terremoto principal determinados por el NEIC y los calculados por el Instituto Geofísico del Perú (IGP). En el presente estudio, se va ha considerar los parámetros epicentrales calculados por el NEIC, debido a que los obtenidos por el IGP, según Vásquez et al (1990) presentan cierta imprecisión derivada de la distribución geométrica de la Red Sísmica Nacional del Perú utilizada para su cálculo. TABLA 3 Prof. (km) Vp (km/s) Vs (km/s) Orientación de la fuente. La orientación de la fuente, ha sido calculada a partir de la distribución de las polaridades de la onda P utilizando el algoritmo de Brillinger et al (1980). El total de información utilizada es de 31 lecturas a distancias

35 telesísmicas ( >10 ) e incluye registros analógicos de algunas estaciones de las redes de Chile, Argentina, Brasil, Costa Rica y digitales de la red mundial GDSN- IRIS/GEOSCOPE. Los ángulos de incidencia y azimutes han sido calculados a partir de los parámetros epicentrales calculados por el NEIC y una velocidad de 6.8 km/s para la onda P en el foco a partir del modelo generado por Dorbath et al, (1986) para la región subandina del Perú (Tabla 3). Los valores obtenidos se presentan en la Tabla 4. TABLA 4 Estación Azimut i h Pol. HRV ESK SSB BNI AQU TOL VSL TAM ZOBO ANT CFA RTLL RTCC RTRL PEL PAS PFO ISA GSC COR ANMO JUD CAO RIN JTS CDM IRZ VTU PBC CTC CCM

36 La solución numérica para este terremoto, se muestra en la Figura 18 y en la Tabla 5. El mecanismo focal obtenido corresponde a una falla inversa cuyos planos nodales se orientan en dirección NW-SE, uno de los planos presenta un buzamiento próximo a la vertical (φ=320.6, δ=65.4 ) y el otro es casi horizontal (φ =123.8, δ=25.5 ). El eje de presión (P) es casi horizontal y se orienta en dirección NE-SW. La solución obtenida queda bien determinada con valores para las desviaciones típicas de los ejes de esfuerzos y planos nodales inferiores en general a 20 (salvo para el deslizamiento del plano con orientación (φ= ) y una proporción de aciertos elevada (84%). Figura 18. Mecanismo focal del terremoto del 30 de Mayo de En la figura se ha representado el hemisferio inferior de la esfera focal. Los triángulos corresponden a dilataciones y los círculos a compresiones. T y P representan los ejes principales de esfuerzos.

37 TABLA 5 Azimut Buzamiento Ang.Deslizam. Plano A: ± ± ±32.1 Plano B: ± ± ±19.9 Eje T: ± ±26.2 Eje P: 45.2 ± ±18.7 N de Observaciones = 31 Proporción de aciertos = 84% La orientación de los planos nodales del terremoto del 30 de Mayo obtenido en el presente estudio, difiere en su azimut entre 15 y 50 con la orientación calculada por el NEIC (φ =335, φ =175, Figura 19A). Estas diferencias, probablemente se deban a que en este estudio se añadió información proveniente de algunas estaciones analógicas de América del Sur. Figura 19. Mecanismos focales del terremoto del 30 de Mayo de 1990 obtenidos por el NEIC a partir de la polaridad de onda P (A) y CMT-Harvard (B).

38 Modelización de formas de Ondas. Para la obtención de la función temporal de la fuente sísmica, se ha utilizado la metodología desarrollada por Nabelek (1984) y los registros digitales de banda ancha y periodos largos provenientes de la red mundial GDSN/IRIS-GEOSCOPE. De la información sísmica disponible, se ha seleccionado 10 registros de banda ancha para la onda P y 5 para la onda SH; asimismo, se ha escogido 5 registros de periodo largo para la onda P y 5 para la onda SH (Tabla 6). Considerando la calidad de los registros, los datos no han sido sometidos a ningún proceso de filtrado. En los registros de banda ancha, puede observarse dos fases en todas las estaciones con una diferencia en los tiempos de llegada de 1.4 s aproximadamente (Tabla 6 y Figura 20). Estas dos llegadas presentes en todas las estaciones ponen de manifiesto la evidencia de un suceso múltiple. TABLA 6 Estación Distancia Azimut Fase Peso t(s) (km) P SH Banda Ancha CCM P,SH HRV P,SH ANMO P,SH PAS P,SH TOL P TAM P,SH SSB P BNI P VSL P AQU P Periodo Largo SCP P,SH LON P,SH GDH P,SH TOL P,SH KONO P,SH

39 Figura 20. Registros de banda ancha del terremoto del 30 de Mayo de Las flechas indican los dos eventos identificados. En cada registro se indica la t entre las dos llegadas observadas. Para el proceso de modelización, se ha considerado el modelo de velocidad de la Tabla 3. Los sismogramas han sido pesados de acuerdo a su distribución azimutal sobre la esfera focal, otorgándose menor peso a las estaciones agrupadas en relación a las estaciones semi-aisladas (McCaffrey et al, 1991). La longitud total del sismograma a utilizar en la modelización es de 90 segundos con un intervalo de muestreo de 1 s para registros de periodo largo y de 25 segundos con un intervalo de muestreo de 0.05 s para registros de banda ancha. Las estaciones han sido normalizadas a una distancia epicentral de 40 con una magnificación de 5000.

40 El método de Nabelek (1984), permite obtener la orientación de la fuente sísmica (φ,δ,λ), la profundidad (h), el momento sísmico (M o ) y la función temporal de la fuente sísmica (f(t)) si se dejan libres todos los parámetros iniciales durante el proceso iterativo a la espera que converjan a una solución estable; sin embargo, con este procedimiento frecuentemente es difícil llegar a una solución satisfactoria. En la práctica, se procede a fijar algunos o todos los parámetros de la fuente (orientación, profundidad) que se suponen han sido bien determinados por otros métodos (polaridad de ondas P, algoritmos de cálculo hipocentral, etc.); siendo generalmente el M o y la f(t) los parámetros libres durante el proceso iterativo de la modelización. Asimismo, el método considera únicamente el cálculo de las desviaciones estándar de los parámetros iniciales. TABLA 7 Azimut Buzamiento Ang.Deslizam. Plano A: Plano B: ± ± ±3.8 Eje T: Eje P: Eje Z: Al asumir preliminarmente, la ocurrencia simultanea de dos eventos durante el proceso de ruptura del terremoto del 30 de Mayo, se consideró conveniente realizar en primer lugar la modelización de los registros de periodo largo y así comprobar si la orientación de la fuente obtenida a partir de la polaridad de ondas P, satisface a una solución estable. En la solución obtenida (Tabla 7, Figura 21), la orientación de los planos nodales apenas varía de la orientación inicial.

41 Figura 21. Modelización de ondas P y SH de periodo largo para el terremoto del 30 de Mayo de El sismograma observado en la parte superior (ob) y el sintético en la parte inferir (si). En el centro se muestra la función temporal de la fuente sísmica y el momento sísmico escalar. T y P corresponden a los ejes de tensión y presión respectivamente.

42 La mayor variación es observada para el plano orientado φ=165 que llega a converger en una orientación próxima a NS. La inestabilidad en la orientación de este plano, ha sido anteriormente cuantificada con el valor de su desviación estándar (Tabla 5). La correcta modelización de las formas de onda (observada y sintética) mostrada en la Figura 21, permite considerar a esta nueva solución (orientación de la fuente sísmica) como la más correcta. La función fuente estimada a partir de los registros de periodo largo representa a una ruptura simple y corresponde a un triángulo con una duración de 8 s y un momento sísmico de 6.314x10 18 Nm. La profundidad de la fuente ha sido calculada en 24.3 km. La modelización de los registros de banda ancha, se inicia con la orientación obtenida para la fuente a partir de la modelización de registros de periodo largo. Inicialmente no se fija ningún parámetro y después de algunas iteraciones, la solución obtenida no difiere mucho de la orientación inicial asumida para la fuente. Sin embargo, se observó que las amplitudes de las formas de onda de los primeros impulsos no eran bien correlacionadas; por lo que, se optó por considerar el segundo evento identificado en los registros de banda ancha. Para reiniciar el proceso de la modelización, la orientación de la fuente correspondiente al primer evento es fijada, mientras que para el segundo evento únicamente se fija el valor promediado para la diferencia de tiempos de llegada de los dos eventos, Tp 2-1 = 1.4 s (Figura 20, Tabla 6). En la Figura 22 se muestra la solución obtenida y en la Tabla 8 sus valores numéricos. La orientación de los planos de falla y la duración de la fuente sísmica del segundo evento, se indica con línea discontinua. La orientación obtenida para los planos nodales de los dos eventos son similares, los planos con azimutes φ =325 y φ'=321.1 están próximos a la vertical (δ=66,δ'=64 ) en la dirección NNW- SSE y los planos con orientación φ=166.3 y φ'=177.1 son casi horizontales (δ=25.5,δ'=31.4 ) en dirección NS. Los ejes de presión (P, P') están orientados en dirección NE-SW (φ=61.8, φ'=64.1 ) Y son prácticamente horizontales (δ=20.5,δ'=16.8 ).

43 Figura 22. Modelización de registros de de banda ancha de ondas P y SH para el terremoto del 30 de Mayo de Los Sismogramas observados en la parte superior (Ob) y sintético en la parte inferior (si). El mecanismo focal y la función temporal de la fuente del segundo evento son indicados con línea discontinua. En la parte central se indica la función temporal de la fuente sísmica y el momento sísmico escalar obtenido para cada evento. T, T P y P corresponden a los ejes de tensión y presión respectivamente.

44 Los dos eventos se encuentran separados por una distancia de 5.1 km en dirección N63.5 E, tomando como referencia el hipocentro del primer evento. El momento sísmico correspondiente al primer evento es de 3.52x10 18 Nm y para el segundo evento de 1.53x10 18 Nm; siendo el momento sísmico total de 5.05x10 18 Nm. La función temporal de la fuente tiene una duración de 8 s para el primer evento y de 6 s para el segundo. Las profundidades estimadas en el proceso de modelado son de 23.5 Km y 21.3 km respectivamente. TABLA 8 Evento 1 Evento 2 Hora Origen: 02h34m3.0s * 02h34m4.4s Latitud (S): 6.02 * 6.00 Longitud (W): * Profundidad (km): 23.5± ±0.8 Plano A: Azimut: Buzamiento: Deslizamiento: Plano B: Azimut: ** ±3.1 Buzamiento: 66.0 ** 63.6 ±1.7 Deslizamiento: 99.0 ** ±3.8 Ejes T: φ: θ: P: φ: θ: Momento Sísmico (E+18Nm): 3.52± ±0.86 T (t E2 -t E1 ) (s): 1.4 ** Distancia (E 2 -E 1 ) (km): 5.1±1.2 Azimut (E 2 -E 1 ): 63.5 ±4.5 * Coordenadas epicentrales obtenidos por el NEIC. ** Valores fijados en la modelización. φ Azimut de la estación respecto al epicentro. θ Angulo que forma con la horizontal.

45 La calidad de los registros de banda ancha, ha permitido realizar un mejor análisis de la historia de la fuente en relación a la obtenida con la modelización de registros de periodo largo (Figura 23). Durante el proceso de ruptura del primer evento y en una ventana de 8 s, se observa la presencia de tres sub-fuentes consecutivas, la primera con una duración de 1.5 s, la segunda de 3 s y la tercera de 3.5 s. Basados en el tiempo de duración de estas subfuentes y considerando r=v r.τ s (V r =0.75β), tres asperezas con radios de fractura de 5, 9 y 11 km han sido identificados durante el proceso, lo que supone la formación de una falla con un radio total de ruptura de 25 km. La ocurrencia simultanea de dos terremotos y de tres asperezas asociadas al primer evento, permiten mostrar la complejidad de la fuente sísmica. Figura 23. Función temporal para la fuente sísmica obtenidos para el terremoto del 30 de Mayo de 1990: A) registros de período largo, B) registros de banda ancha (línea discontinua indica una segunda fuente sísmica). A partir de la duración total de la función temporal de la fuente sísmica (τ s ) y asumiendo que r=v r.τ s, el radio del área de fractura del primer evento es estimado en 25 km y para el segundo en 18 km. Asimismo, si se considera el promedio de diferencia en el tiempo de llegada de los dos eventos ( T P =1.4 s) y la distancia de ocurrencia del segundo evento (e 2-1 =5.1 km) calculados a partir de la modelización, se estima una velocidad para el frente de ruptura de V r = 3.5 km/s. Este valor es consistente con los obtenidos en otros estudios (Bezzeghoud, 1987; Nabelek, 1984).

46 En la Figura 19B se presenta la solución obtenida a partir del Centroide del Tensor Momento (CMT). Los valores calculados por Harvard (CMT) para la orientación de los planos nodales y ejes de esfuerzo, no difieren mucho con los obtenidos en este estudio a partir de registros de banda ancha (para ambos eventos) y periodo largo; sin embargo, la solución de Harvard no considera la ocurrencia de un segundo evento, debido a que básicamente en su solución se utilizan registros de periodo largo. En lo referente al momento sísmico escalar, los valores obtenidos en este estudio a partir de los registros de banda ancha (momento sísmico total) y de periodo largo son coherentes con los calculados por Harvard-CMT (M o =7.7x10 18 Nm). Figura 24. Espectros de onda P (componente vertical) del terremoto del 30 de Mayo de Análisis Espectral. Para determinar el momento sísmico y el radio de fractura a partir del espectro de la amplitud de ondas internas, se ha utilizado 10 registros de onda P y 9 de onda S (componentes horizontales) del tipo banda ancha de la red mundial GDSN-IRIS/GEOSCOPE. Los registros horizontales de este terremoto, han presentado un alto nivel de ruido, por lo que se realizó una cuidadosa selección de los mismos. Generalmente, en la componente EW la onda S ha sido mejor identificada, por lo que la mayoría de los espectros corresponden a

47 estos registros. Los valores para Q (Q α =436, Q β =200) utilizados en el cálculo del momento sísmico, corresponden a las tablas de Anderson y Hart (1978). Los espectros de ondas P y S fueron corregidos por su respuesta instrumental; lo cual implica dividir en el dominio de las frecuencias el sismograma S(ω) por su instrumento I(ω), S( ω )=U( ω ).I( ω ) S( ω) = = U ( ω) I ( ω) Siendo, U(ω) el desplazamiento del suelo en el dominio de las frecuencias. En la Figura 24, se muestra dos de los espectros obtenidos para este terremoto utilizando registros de las estaciones de ANMO y SSB (onda P). En la Tabla 9 se presenta los valores de Ω o, f c, M o y r determinados para cada estación. El valor final para el momento sísmico (M o ) y radio de fractura (r), fueron obtenidos del promedio realizado a partir de los valores calculados para cada estación, los mismos que también son incluidos en la Tabla 9. En el Anexo 1, se presenta todos los espectros de ondas P y S obtenidos para el terremoto del 30 de Mayo de En la parte superior de las figuras de este Anexo, se muestra el registro utilizado (banda ancha) y en la parte inferior el espectro de amplitud (BHZ = componente vertical, BHN = componente NS y BHE = componente EW). Las amplitudes de los espectros están expresadas en cm.s.

48 TABLA 9 ONDAS P Estación Distancia Ω o f c M o r (km) (cm-s) (Hz) (10 18 Nm) (km) CCM HRV ANMO PAS TOL TAM SSB BNI VSL AQU Mo = 5.42 ±1.55 x Nm r = 24.6 ±1.2 Km ONDAS S Estación Distancia Ω o f c M o r (km) (cm-s) (Hz) (10 18 Nm) (km) CCM EW HRV NS EW ANMO EW PAS EW TAM NS BNI NS VSL EW AQU EW Mo = 5.80 ±1.79 x Nm r = 23.9 ±1.6 Km

49 IV.2.- El terremoto del 18 de Abril de El 18 de Abril de 1993 (09H 16M GMT) se produce un terremoto de magnitud 6.0 mb localizado a 55 km al NE de la ciudad de Lima (Figura 25). En la Figura 26 se muestra el Mapa de Isosistas correspondiente a este terremoto. En esta figura, se observa que la línea de máxima intensidad (VI) se localiza al Este de la ciudad de Lima y abarca principalmente poblados de precaria infraestructura urbana circundante a la ciudad de Lima y que fueron destruidos por el terremoto del 18 de Abril. Así mismo, se produjo daños muy puntuales a lo largo de la costa cubriendo un área de aproximadamente 20,000 km 2 (isosista de intensidad V-VI) (Huaco y Zamudio, 1993b). Figura 25. Localización del terremoto del 18 de Abril de 1993 (círculo grande). La sismicidad corresponde al período para sismos con M>6.0.

50 Figura 26. Mapa de Isosistas del terremoto del 18 de Abril de 1993 (Huaco y Zamudio, 1993b). Los datos epicentrales reportados por el National Earthquake Information Center (NEIC) utilizando la red sísmica mundial y los obtenidos por el Instituto Geofísico del Perú (IGP) utilizando las estaciones de la Red Sísmica Nacional del Perú (RSNP), son presentados en la Tabla 10.

51 TABLA 10 Fecha Hora (GMT) Latitud Longitud Prof. Mag. Agencia (S) (W) Km mb NEIC IGP En el presente estudio, se utilizará los parámetros calculados por el IGP debido a que la mayoría de las estaciones de la RSNP al encontrarse circundantes al epicentro del terremoto del 18 de Abril, permiten tener mejor resolución en el cálculo de los parámetros hipocentrales y reducir considerablemente los rangos de error. Orientación de la fuente. Para el cálculo de la orientación de los planos de falla y ejes de esfuerzo a partir de la polaridad de la onda P, se ha utilizado el algoritmo de Brillinger et al (1980). El total de observaciones utilizadas es de 23 y corresponden a sismogramas para estaciones distribuidas a distancias telesísmicas, >10 (estaciones analógicas de Chile, Brasil, Colombia y digitales de la red GDSN-IRIS/GEOSCOPE). Los ángulos de incidencia y azimuts han sido generados a partir de los parámetros epicentrales calculados por el IGP y del modelo de velocidad propuesto por Dorbath et al (1986) para la Cordillera Occidental del Perú Central (Tabla 11). Los valores obtenidos son presentados en la Tabla 12. TABLA 11 Prof. (km) Vp (km/s) Vs (km/s)