Resumen de Estimación de acelerogramas de cálculo en emplazamientos de Andalucía basados en espectros de respuesta de peligrosidad sísmica uniforme
El fenómeno de un terremoto severo que llega sin aviso y destruye en cuestión de segundos una población entera ha despertado la curiosidad del hombre desde los tiempos más remotos. Las mitologías de países sujetos a terremotos incluyen explicaciones de este fenómeno (v. Wartnaby, 1957). Un denominador común suele ser que la tierra es soportada por un animal que ocasionalmente se mueve (un elefante en la mitología hindú, un gran siluro para los japoneses, una tortuga para los pieles rojas americanos, �).
El primer tratamiento no mítico de los terremotos proviene de Grecia, cuya población sufrió los volcanes del Egeo y los terremotos del Mediterráneo. Anaximenes, Anaxágoras, Demócrito, Aristóteles, Séneca� esbozaron hipótesis para intentar explicar el fenómeno. Sus teorías, que fueron aceptadas durante siglos, están tan lejos de la realidad como las primitivas explicaciones mitológicas.
Fue Reid quien a principios de este siglo expuso de modo completo el origen inmediato de los terremotos, relacionándolos con los movimientos de la corteza terrestre. Hoy se admite que el origen de los terremotos hay que buscarlo en los procesos tectónicos de la dinámica terrestre.
Actualmente se admite la teoría del rebote elástico como mecanismo de generación de los terremotos tectónicos de foco podo profundo. Según esta teoría, la energía de los terremotos procede de la energía de deformación elástica que se ha ido acumulando lentamente en las rocas como consecuencia de los movimientos tectónicos. Cuando estas deformaciones alcanzan el máximo nivel que las rocas pueden soportar, se produce una dislocación en el plano de falla por la acción de los esfuerzos de corte, acompañada de un rebote elástico que relaja las deformaciones elásticas acumuladas.
La teoría del rebote elástico establece que el movimiento repentino de la falla se inicia en un punto o pequeña área de ruptura, propagándose entonces a lo largo de la superficie de falla. El punto de inicio de la ruptura es el foco del terremoto, y el punto sobre él en la superficie de la Tierra es el epicentro. Frecuentemente, el movimiento se desarrolla por escalones muy irregulares. La vibración se origina entonces no sólo por la fricción de las rocas en la superficie de falla, sino también por la sucesión de paradas e inicios bruscos del movimiento.
En Ingeniería Sísmica, tiene especial interés la medida del movimiento vibratorio del terreno en la región epicentral, donde los daños sobre las construcciones y los efectos sobre el terreno son mayores. En este sentido, la medida del movimiento sísmico con fines ingenieriles deber ser la aceleración del terreno en función del tiempo, proporcionada por los acelerómetros. Los registros obtenidos directamente de los acelerómetros son sometidos a un proceso de corrección, con objeto de reproducir el movimiento del terreno a partir de la lectura realizada por el acelerómetro. Se obtienen así los acelerogramas corregidos, cuya integración numérica proporciona la historia temporal de la velocidad y del desplazamiento del terreno.
Los primeros intentos de cuantificar el tamaño de los terremotos fueron las escalas de Intensidad. Las escalas de Intensidad han sido establecidas para describir los efectos de los terremotos sobre las personas, las construcciones y el terreno. Aunque ocasionalmente se ha empleado cierta instrumentación, la mayoría de estas escalas representan una descripción subjetiva de la respuesta humana al movimiento sísmico y de los daños sufridos por las construcciones. Precisamente su naturaleza subjetiva y cualitativa hace que la Intensidad no sea una medida adecuada del tamaño de los terremotos desde el punto de vista ingenieril.
En la actualidad, el parámetro estándar para cuantificar el tamaño de un terremoto es la Magnitud, relacionada con la energía sísmica liberada en el foco. La Magnitud se obtiene a partir de la amplitud máxima del sismograma; los distintos tipos de ondas que pueden considerarse en el cálculo, proporcionan distintas escalas de Magnitud: local (ML), de las ondas superficiales (MS), de las ondas internas (mb), etc. Para terremotos extremadamente grandes, sin embargo, existen considerables incertidumbres en la determinación de la Magnitud, pues las distintas escalas tienden a la saturación y pierden su validez. En estos casos, el parámetro más adecuado para medir el tamaño del terremoto es el momento sísmico, Mo, o la correspondiente Magnitud momento, MW.
