Tesis efecto de sitio managua_2013

EVALUACION DEL EFECTO DE SITIO EN EL ANTIGUO CENTRO URBANO DE LA CIUDAD DE MANAGUA
UNAN – MANAGUA
CIENCIAS E INGENIERIA
(SEMINARIO PARA OPTAR AL TITULO DE INGENIERO CIVIL)
1Br. J. Muñoz Robleto, Br. Y. Morales Flores, Br. J. Pérez Aburto.
RESUMEN.
Muchos de los daños provocados por terremotos son causados por amplificaciones
debidas a condiciones de sitio locales que afectan las ondas sísmicas que se propagan
desde la roca. Por lo tanto es necesario anticipar el daño debido a este fenómeno,
resultando conveniente realizar una medición antes del desastre con el objeto de
determinar cómo y dónde las señales sísmicas pueden ser modificadas por condiciones
geológicas locales o geomorfológicas. El estudio de efecto de sitio es una herramienta
eficaz para la caracterización dinámica del suelo, en el cual se hace uso de los
microtemblores o ruido ambiental para estimar el periodo natural de vibración las que
pueden ser correlacionadas con la información geológica.
Lo más importante es que se puede sacar provecho de la información proveniente de
microtremores o ruido ambiental; ya que esta facilita posteriormente los estudios de
evaluación de la amenaza sísmica local.
En este trabajo se presenta el estudio, “Evaluación del efecto de sitio en el antiguo
centro urbano de la ciudad de Managua”, mediante la aplicación de la técnica H/V
propuesta por Nakamura en 1989, con la cual se han estimado los períodos
fundamentales de vibración de depósitos de suelo de esta localidad.
El objetivo, de estimar los periodos de vibración, es con la finalidad de microzonificar el
área de estudio de acuerdo a los periodos fundamentales así como las amplificaciones
relativas de los suelos. Lo más interesante de las microzonifocacion, por periodos
fundamentales, es la estimación de la rigidez de los estratos de suelos la que cambia
de suelos rígidos a suelos firmes en la orientación N-W para esta localidad.
También se han identificado hasta tres periodos fundamentales para cada uno de las
zonas de la microzonificación delimitada; sin embargo con la aplicación de la formula

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empírica (Ti = 4Hi / Vs) y con las velocidades de ondas S para los suelos de esta
localidad, Faccioli, 1973; se obtuvieron espesores de perfil estratigráfico comportándose
como tres paquetes de suelos bien definidos. Aunque los espesores de estos paquetes
varían en el área de estudio podemos definir de manera aproximada los siguientes
espesores:
H1 = 14 m, H2= 30 m y H3 = 110 m.
Los dos primeros paquetes de estratos o contrastes han sido identificados
anteriormente por otros autores (e. g. Faccioli 1973). Sin embargo, el tercer paquete de
estrato ha sido identificado por primera vez en este estudio. Por lo que esta tesina
aporta un nuevo conocimiento en las características dinámicas de los suelos en el
antiguo centro urbano de la ciudad de Managua.

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Dedicatoria:
Principalmente al único merecedor de gloria, honra y honor.
Al Rey de gloria, porque de Jehová es la tierra y su plenitud, el
mundo y los que en él habitan. (Salmos 24:1).Porque todas las
cosas han sido creadas por él y para él.
A nuestros padres y hermanos, por brindarnos su apoyo
incondicional.
Julio, Yoel, y Stanley.

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Agradecimientos:
Julio:
A Dios por darme la luz y guía espiritual para mi crecimiento
intelectual como moral y permitirme disfrutar el fruto de todo un
esfuerzo que hoy ha valido la pena.
A mi bella madre Julia del Carmen Calero y a mí querida esposa
Lic. Estela Pérez, gracias por haberme brindado su fiel apoyo y
comprensión en los momentos más difíciles de mi carrera.
A mi pequeño Diego Josué por darle una razón más a mi vida.
A los docentes por sus consejos y enseñanzas, haciendo de mí una
persona de bien.
Yoel:
Primeramente a Dios por haberme permitido llegar hasta este punto
y haberme dado salud, ser el manantial de vida y darme lo
necesario para seguir adelante día a día para lograr mis objetivos,
además de su infinita bondad y misericordia.
A mis padres, José Morales Poveda y Ana Flores Cordonero, como
agradecimiento a su esfuerzo, amor, comprensión, paciencia y
apoyo, durante mi formación tanto personal como profesional,
A mis amigos, Sr. Ramón Alonso Sánchez y su esposa Sonia
Estrada López, quienes me brindaron su apoyo incondicional y

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estuvieron conmigo en los momentos difíciles.
Stanley:
Primeramente gracias a Dios por darme la oportunidad de haber
culminado mi formación profesional
A mis padres, Mario Antonio Pérez Martínez y Modesta Aburto
Steven.
Al grupo de docentes que contribuyeron a mi preparación curricular
para hacer de mi un excelente profesional.
Un Agradecimiento en Especial:
Al Ing. Msc. Edwin Nadir Castrillo por su constante apoyo e
importantes contribuciones para el desarrollo de esta tesis. Quien
siempre nos brindó la tutoría para que este trabajo fuera el justo
reflejo de todo el esfuerzo el cual le dedicamos.
También agradecemos a todas las personas que directa o
indirectamente cooperaron en el desarrollo y culminación de este
trabajo, deseándoles siempre lo mejor y que Dios les bendiga por sus
valiosos e importantes aportes.

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INDICE
RESUMEN...........................................................................................................................................1
DEDICATORIA.....................................................................................................................................3
AGRADECIMIENTOS............................................................................................................................4
INDICE ...............................................................................................................................................6
1. INTRODUCCION.............................................................................................................................9
2. ANTECEDENTES. ..........................................................................................................................11
3. JUSTIFICACIÓN. ...........................................................................................................................13
4. PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA................................................................................................14
5. OBJETIVOS. .................................................................................................................................15
5.1 Objetivo General..................................................................................................................15
5.2 Objetivos Específicos............................................................................................................15
6. MARCO TEÓRICO.........................................................................................................................16
6.1 Ondas Sísmicas.....................................................................................................................16
6.1.1 Definición de las ondas sísmicas..............................................................................16
6.1.2 Ondas internas. ......................................................................................................17
6.1.2.1 Ondas P....................................................................................................17
6.1.2.2 Ondas S. ...................................................................................................18
6.1.3 Ondas Superficiales. ...............................................................................................18
6.2 Efecto de sitio. .....................................................................................................................20
6.2.1 Microzonificación Sísmica. ......................................................................................20
6.2.2 Peligrosidad sísmica, Definición y características. ....................................................21
6.2.3 Proceso de evaluación de la peligrosidad sísmica.....................................................24
6.2.3.1 Información para el proceso de evaluación de la peligrosidad sísmica. .......25
6.2.3.1.1 Registros Sísmicos. ........................................................................25
6.2.3.1.2 Movimientos sísmicos fuertes........................................................27
6.2.3.1.3 Movimientos sísmicos débiles o moderados...................................28

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6.2.3.1.4 Microtremores (vibración ambiental).............................................29
6.2.3.2 Técnicas de análisis...................................................................................29
6.2.3.2.1 Cociente o razón espectral relativa a un sitio de referencia.............30
6.2.3.2.2 Cociente o razón espectral H/V para un mismo sitio. ......................32
6.2.3.2.3 Modelamiento de perfiles de ondas S con microtremores...............35
6.2.3.3 Resultados................................................................................................36
7. MATERIALES Y MÉTODOS. ...........................................................................................................37
7.1 Área de estudio....................................................................................................................37
7.2 Instrumentos y métodos utilizados en las mediciones. ..........................................................38
7.2.1 Acelerómetro McSEIS-MT Neo. ...............................................................................38
7.3 Trabajo de Campo. ...............................................................................................................41
7.4 Procesamiento de Datos.......................................................................................................42
8. ANALSIS Y RESULTADOS...............................................................................................................46
8.1 Ubicación de registros de microtremores..............................................................................46
8.2 Análisis de efecto de sitio. ....................................................................................................49
8.3 Familias Espectrales T0..........................................................................................................53
8.3.1 Clasificación de familias espectrales para cada zona. ...............................................53
8.3.2 Agrupación de funciones de transferencia empíricas, para la zonificación en mapa en
función de los periodos dominantes de cada registro. ...........................................................55
8.3.3 Microzonificación en función de los periodos. .........................................................57
8.3.4 Cálculo de espesores...............................................................................................58
8.3.4.1 Modelamiento..........................................................................................58
8.3.4.2 Cálculo de espesores mediante la fórmula empírica...................................61
8.3.4.3 Propuesta de modelamiento de perfiles. ...................................................63
8.3.5 Mapa de microzonificación en periodos dominantes. ..............................................64
8.4 Familias Espectrales A0. ........................................................................................................65
8.4.1 Clasificación de familias espectrales para cada zona. ...............................................65
8.4.2 Agrupación de espectros de transferencias empíricas, para la microzonificación en
mapa en función de las amplificaciones relativas de cada registro. ........................................67

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8.4.3 Análisis de A0 promedio para los registros seleccionados 5 y 28. ..............................69
8.4.4 Mapa de microzonificación basada en amplificaciones relativas...............................70
9. CONCLUSIONES. ...........................................................................................................................71
9.1 Método................................................................................................................................71
9.2 Períodos...............................................................................................................................71
9.5 Amplificación relativa...........................................................................................................71
9.6 Espesores.............................................................................................................................72
10.RECOMENDACIONES....................................................................................................................74
11.BIBLIOGRAFIA..............................................................................................................................75
12.ANEXOS.......................................................................................................................................82

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1. INTRODUCCION.
El municipio de Managua se encuentra localizado en un área predominantemente
volcánica con rasgos geomorfológicos que varían desde planicies hasta montañas
abruptas, estas son: Planicie de Managua, Sistema Montañoso de las Sierras de Santo
Domingo, la sucesión de cerros y lagunas (Ticomo, Nejapa, Motastepe, Asososca y
Xiloá) al oeste y coronando este paisaje la Laguna de Tiscapa en el centro de la ciudad.
Se han reconocido tres diferentes familias de fallas, cuyo origen y actividad se asocian
al campo tensional neotectónico. La primera familia de fallas son transcurrentes y
ocurren de orientación noreste-suroeste con desplazamiento lateral-izquierdo, como los
desplazamientos de la Falla Tiscapa y fallas asociadas. Estas fallas fueron activadas
durante los terremotos de 1931 y 1972 (Bice, 1985; Avellan, 2009).
La segunda familia de fallas transcurrentes, son de rumbo nor-noroeste-sur-sureste
muestran desplazamientos lateral-derecho y constituye un sistema conjugado con la
primera familia de fallas. Este tipo de fallas, ocurren entre otras, a lo largo de
Alineamiento Volcánico de Nejapa-Miraflores (Bice, 1985; Avellan, 2009).
El tercer rasgo estructural, son fallas normales de orientación norte-sur que por su
naturaleza tensional, promovieron el ascenso de magma. Esto está corroborado por el
alineamiento de estructuras volcánica de Nejapa-Miraflores y Veracruz (Bice, 1985;
Avellan, 2009).
El subsuelo del área urbana de Managua y sus alrededores, está compuesto
básicamente de dos agrupamientos de rocas fragmentarias de procedencia volcánica.
El más antiguo, el Grupo Las Sierras, constituido principalmente por rocas piroclásticas
de los períodos Plio-Pleistoceno, y se considera que representa el basamento de la
región. El segundo paquete de rocas, de edad más reciente, se conoce como Grupo
Managua, cubre al anterior y está constituido por productos volcánicos y materiales

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sedimentarios transportados, a los que se les ha asignado la época del Holoceno. Este
apilamiento de materiales piroclásticos y sedimentarios, descansan sobre materiales
más antiguos, depositados durante el Período Terciario Superior (Plioceno) y se
reconocen con el nombre de Formación El Salto, compuesta principalmente por
areniscas y limonitas (INETER-BGR 2003).
En la actualidad no existen medios para predecir terremotos, sin embargo se puede
reducir el riesgo y minimizar sus efectos, para lograr esto se tiene que analizar y
descubrir causas específicas que en el pasado provocaron grandes pérdidas, de las
cuales la ciudad aún no se recupera.
Una de las herramientas que nos ayuda a tener una idea con buena aproximación
sobre la geología local, se conoce como estudio de efecto de sitio, que consiste en
determinar el periodo fundamental y la amplificación de la repuesta sísmica de un sitio
dado y con buena aplicación del método de análisis conocer algunas de las
propiedades dinámicas de los suelos de la área estudiada.
Un estudio completo de efecto de sitio comprende diferentes aspectos a considerar, sin
embargo en el presente trabajo solo tomaremos en cuenta el periodo fundamental de
los suelos y menor grado (la amplificación de la señal sísmica) de acuerdo a las
características geológicas.

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2. ANTECEDENTES.
El efecto de sitio en Managua ha sido estudiado por varios autores desde la ocurrencia
del último terremoto que destruyó la ciudad en 1972. Para estas investigaciones se han
empleado diversas técnicas, tanto analíticas como empíricas. Existen referencias de por
lo menos más de una docena de estudios relacionados con el tema, entre los que se
destacan:
 Microzonation criteria and seismic response studies for the city of Managua
(Faccioli et al, 1973).
 Informe geológico del macrosismo del 23 de diciembre de 1972 en la ciudad de
Managua, Nicaragua. (Mooser y Rivera, 1973).
 Seismic hazard analysis of Managua, Nicaragua (Johansson, 1988).
 Revaluación del efecto de sitio y propuesta de clasificación de terrenos con fines
de diseño sísmico. Hernández, (2009).
 Estudio de riesgo sísmico para la ampliación del C.C. Metrocentro y la
construcción de un hotel en Managua (Ordaz y Miranda, 1996).
 Microzonation study in Managua, Nicaragua. (Stal and Westberg, 1996).
 SASW measurement in Managua, Nicaragua. (Ekholm and Norberg, 1988).
 Microzonificación sísmica de Managua. (Escobar y Corea, 1998).
 Empirical site response study in Managua, Nicaragua. (Guzman and Atakan,
1998).
 Empirical site response study in Managua, Nicaragua (Guzmán y Lindholm,
1999).
 Estudio de la Amplificación del suelo en Managua, Nicaragua, con el método de
Nakamura. (Guzmán, 1999).
 Estudio de microzonificación sísmica de Managua, Informe INETER. (Strauch,
ed. 2000).
 Proyecto de Georriesgos en Centroamérica. (INETER-BGR, 2003).

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 Recopilación de información sobre amenaza sísmica para Managua (Moore,
2004).
 Proyecto Estudio de la Vulnerabilidad Sísmica de Managua (Reinoso, 2005).
 Dynamic properties of the soils in the area of Managua, Nicaragua. Engineering
Geology, Lund University (Parrales, 2006).
 Stress–strain behaviour of the soils of Managua city due to seismic cyclic loading
(Ulloa 2011)
Las primeras técnicas usadas fueron las analíticas, que generalmente han consistido en
el modelamiento de la propagación unidimensional de ondas S, incidiendo
verticalmente, a través de los estratos horizontales en que se supone dividido el suelo.
Trabajos como los de Faccioli (1973), Escobar y Corea (1998), Ekholm y Norberg
(1998), nos muestran el empleo de estas técnicas en el estudio de la respuesta de
suelo en Managua.
También se ha investigado utilizando técnicas empíricas, como las empleadas por Stal
y Westerberg (1996), Guzmán y Atakan (1998), Guzmán y Lindholm (1999) y Guzmán
(1999). En estos estudios se ha dado una gran importancia a estimar la frecuencia
predominante del sitio, más allá de identificar si se trata de un suelo rígido o de un suelo
blando (Reinoso, 2005).
En términos generales, los estudios realizados han concluido que el suelo en Managua
es, desde el punto de vista de la amplificación sísmica, relativamente homogéneo. En
vista de esta situación, el INETER concluye en su reporte (Strauch, 2000) que bastaría
definir a toda la ciudad de Managua como una sola zona de terreno firme. Reinoso
(2005) llega a conclusiones similares y además afirma "que para distinguir posibles
micro zonas en la ciudad, el camino que queda es el de interpretar los resultados de la
modelación analítica del suelo".

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A pesar de todo lo expuesto anteriormente, no se ha encontrado en la literatura
evidencias de que se hayan correlacionado todos estos trabajos entre sí, principalmente
para conocer la veracidad de las estimaciones hechas con las técnicas analíticas;
tampoco se han contrastado con los resultados obtenidos en los reportes de daños de
terremotos ocurridos hasta la fecha, ni con la geomorfología, geología e hidrología de la
ciudad de Managua.
Según Ulloa (2011), los suelos de Managua se clasifican en los primeros 10 m, como
Limo arenosos pobremente y bien graduados (SW-SM, SP-SM, respectivamente) y
Limo arenoso (SM).
3. JUSTIFICACIÓN.
Los fenómenos geológicos en Managua obligan a tomar medidas de prevención y
mitigación frente a los daños y pérdidas producidas por estos eventos. Una acción
necesaria y básica es la investigación que generen datos precisos que relacionen de
manera adecuada las características dinámicas de los suelos.
Esta labor garantizará la recuperación del antiguo centro de Managua, debido a que se
iniciaría la construcción de edificaciones seguras y resistentes a eventos sísmicos.
La investigación sobre el aprovechamiento del ruido sísmico en exploración geofísica
ha experimentado un gran desarrollo en las dos últimas décadas. Indudablemente, la
relativa facilidad para disponer de instrumentos portátiles con buena sensibilidad y
respuesta espectral ha sido la causa principal de este rápido desarrollo.
Por tanto, este trabajo de investigación que se presenta, está orientado al estudio de la
respuesta del suelo o del sitio ante un evento sísmico. La atención del estudio se limita
a la antigua zona urbana de Managua y para ello se realizó recopilación de información
de interés geológico, tectónico, geotécnico, registros de microtremores para estimar
funciones de transferencias empíricas (FTE) mediante la técnica de H/V o técnica de

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Nakamura. Como se ha mencionado antes, esta técnica es una herramienta que
proporciona datos importantes a la hora de diseñar un proyecto de construcción.
4. PLANTEAMIENTO DEL PROBLEMA.
Una de las amenazas naturales que el municipio de Managua está sometido, son las
actividades sísmicas de la zona, catalogada por el INETER como una zona alta a muy
alta sismicidad. La geología, el tipo de relieve y los suelos de origen volcánico,
representan en sí mismo, diferentes tipos de amenazas. Entre ellas los alineamientos
de fallas geológicas localizadas en el lugar que pueden activarse mediante una
eventualidad sísmica (rose intraplaca) en la periferia y centro de la zona.
Los sismos son unos de los fenómenos naturales que más daño causan cuando estos
se llegan a manifestar. Sabemos que estos no son más que una liberación de energía
que se mantiene en forma potencial en el interior de la Tierra y que es liberada como
energía mecánica a través de las ondas sísmicas. Cuando estos ocurren, las pérdidas
humanas y materiales pueden variar según la intensidad del sismo, forma de
propagación de las ondas, tipo de construcción de las viviendas y sobre todo del tipo de
suelo por el cual se propagan las ondas.

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5. OBJETIVOS.
5.1Objetivo General.
 Evaluar el efecto de sitio en el antiguo centro Urbano de Managua basado en
microtremores a través de la técnica H/V.
5.2Objetivos Específicos.
 Determinar el periodo fundamental de vibración de los suelos en la zona de
estudio.
 Determinar los efectos de sitios en el área de estudio, usando el método
espectral de Nakamura, para estimar funciones de transferencias empíricas
(FTE).
 Elaborar una microzonificación del área de estudio de acuerdo al análisis de
microtremores en conformidad de los periodos y amplificaciones relativas
obtenidas para cada uno de los puntos registrados en la localidad.

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6. MARCO TEÓRICO.
6.1Ondas Sísmicas.
El desarrollo de las ondas sísmicas se debe a los efectos que produce el golpe seco,
que causa el desarrollo de un movimiento, liberación de la energía que es la que genera
el foco sísmico o hipocentro (Udías, 1971).
Las ondas sísmicas están provocadas debido a una fuente de liberación de energía, en
donde se origina la fuerza necesaria que produce el movimiento de la estructura
geológica del suelo. (Udías, 1971).
En el caso de los terremotos, la energía se presenta en acumulaciones o
concentraciones más o menos grandes, cerradas, sin espacio ni oxígeno suficiente, lo
que provoca un movimiento súbito y violento del conjunto de toda la energía. Es lo que
se conoce como nuclearización de la energía. Cada uno de los terremotos que se
producen en la Tierra es desarrollado por un movimiento que hace las veces de golpe
seco, que, para su liberación, rebota repetidas veces sobre las paredes, hasta que se
consume la energía. Esto da a las ondas sísmicas una gran fuerza y poder destructor,
capaz de abrir grandes fisuras o grietas en la superficie y tirar al suelo muchos de los
edificios. La mayoría de las ondas sísmicas se originan en el foco sísmico o hipocentro.
En este punto las ondas se generan y se propagan en todas direcciones en forma
esférica, llegando al epicentro punto vertical y más cercano a la superficie, donde llegan
con la máxima intensidad (Udías, 1971).
6.1.1 Definición de las ondas sísmicas.
Las ondas sísmicas son ondas mecánicas que transmiten la fuerza que se genera en el
foco sísmico en todas direcciones en proporción a la intensidad y magnitud de cada
sismo.
Estas ondas sísmicas pueden ser internas o superficiales. Las ondas internas son las

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que se propagan por el interior de la Tierra y su estudio es muy importante ya que nos
aporta datos sobre la estructura y composición de ésta. Sin embargo las ondas
superficiales sólo viajan por la superficie de la Tierra y son las responsables del mayor
daño a las edificaciones.
6.1.2 Ondas internas.
Las ondas internas viajan a través del interior. Siguen caminos curvos debido a la
variada densidad y composición del interior de la Tierra. Este efecto es similar al de
refracción de ondas de luz. Las ondas internas transmiten los temblores preliminares de
un terremoto pero poseen poco poder destructivo. Las ondas internas son divididas en
dos grupos: ondas primarias (P) y secundarias (S).
6.1.2.1 Ondas P.
Las ondas P o primarias se llaman así por ser las más rápidas y por tanto las que
primero se registran en los sismógrafos. Son ondas longitudinales o compresionales, lo
cual significa que el suelo es alternadamente comprimido y dilatado en la dirección de la
propagación y pueden viajar a través de cualquier tipo de material, ya que pueden
atravesar sin ninguna dificultad el manto y el núcleo de la Tierra. La velocidad de
propagación va de los 8 a los 12 km/seg dependiendo de los materiales que atraviesan
(Udías, 1971). Figura 1
Figura 1. Detalle de desplazamiento, Ondas p Lawrence B, (2006).

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6.1.2.2 Ondas S.
Las ondas S (ondas secundarias) son ondas transversales, lo cual significa que el suelo
es desplazado perpendicularmente a la dirección de propagación, alternadamente hacia
un lado y hacia el otro. Las ondas S pueden viajar únicamente a través de sólidos
debido a que los líquidos no soportan esfuerzos de corte (Udías, 1971). Su velocidad es
alrededor de 58% la de una onda P para cualquier material sólido. Usualmente la onda
S tiene mayor amplitud que la P y se siente más fuerte que ésta. La velocidad de las
ondas S depende de la densidad y de la rigidez de las masas que atraviesa (resistencia
a la distorsión o cizallado). Se registran en los sismógrafos en segundo lugar. Figura 2
Figura 2. Detalle de desplazamiento, Ondas S Lawrence B, (2006).
6.1.3 Ondas Superficiales.
Además de la manifestación de las ondas P, y S, la Tierra puede trasmitir otros dos
tipos de ondas que se desplazan por la superficie, basadas en una reflexión continua
que se manifiesta en los límites superiores e inferiores de las capas superficiales. A
este tipo de ondas se las conoce colectivamente como ondas L porque desarrollan
períodos largos (Udías, 1971).
Las Ondas (L), se manifiestan después de las ondas P y las ondas S, se propagan sólo
por la superficie mediante períodos vibratorios más largos que los anteriores.

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Desarrollan una velocidad más lenta, 3.5 km/seg, y son las responsables de producir
los desplazamientos en la superficie que producen los efectos más catastróficos en el
epicentro de un terremoto de fuerte intensidad, siguiendo el sentido de propagación de
forma parecida a las ondas que se producen en el agua de un estanque después de
arrojar una piedra. Figura 3
Figura 3. Detalle de desplazamiento, Ondas L (superficiales); Lawrence B, (2006).
A su vez, las ondas (L) se dividen en dos clases, ondas de Rayleigh y ondas de Love
(L). La primera de estas ondas la predijo el tercer Lord Rayleigh en 1887, veinte años
antes de que se identificaran en sismógrafos (Udías, 1971).
Las Ondas Rayleigh, son ondas de periodo largo, que producen en las partículas
afectadas, movimientos elípticos sobre planos verticales y en sentido opuesto a la
dirección de propagación (Udías, 1971).
Las Ondas Love, generan movimiento horizontal y perpendicular a la dirección de
propagación. El paso de este tipo de ondas produce una dislocación en las masas de la
superficie o lugar donde se desarrollan, debido a la compresión y expansión alternativa
del medio que atraviesan.

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6.2 Efecto de sitio.
De observaciones durante temblores de origen tectónico (Seed, H. B. y Idriss, I. M.
1982) o debidos a explosiones nucleares se ha llegado a la conclusión que las
propiedades geotécnicas, geológicas y topográficas de los estratos más superficiales de
la corteza terrestre, cuyos espesores son de decenas o centenas de metros, tienen
gran influencia en las características de los movimientos sísmicos esperados para un
sitio. En gran medida, estos estratos determinan la amplitud, contenido de frecuencias
y duración del movimiento (Chávez - García y Sánchez, 1986); en (Romero, 2004).
Un estudio completo del efecto local o de sitio supone considerar: las propiedades
geológicas y dinámicas del material en el sitio, la topografía superficial, y la composición
y dirección de la radiación incidente en la base rocosa (Romero, 2004).
Sin embargo, dada la complejidad del problema, la mayoría de los estudios se realizan
considerando solamente algunos de los elementos descritos o, una combinación de
ellos. Así, el efecto local se puede enfocar abordándose solo desde el punto de vista de
la geología superficial (se denomina el problema 1D). En otros trabajos se analiza
exclusivamente el efecto debido a irregularidades sobre la superficie libre de un medio
homogéneo. Por último, en cualquiera de los dos casos anteriores se pueden
considerar las características de la radiación incidente.
6.2.1 Microzonificación Sísmica.
La microzonificación sísmica consiste en establecer zonas de suelos con
comportamiento similar durante un sismo, de manera que puedan definirse allí,
recomendaciones precisas para el diseño y construcción de edificaciones sismo
resistentes (Areas, 2005). Para cada una de las zonas, además de especificarse la
fuerza sísmica posible, deben identificarse los tipos de fenómenos asociados que
pueden desencadenarse a raíz del sismo, como son los deslizamientos, la amplificación
exagerada del movimiento o la posibilidad de la licuación del suelo.

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La definición de estas zonas se hace con base en criterios topográficos, estratigráficos,
espesores y rigidez relativa de los materiales, entre otras características de los suelos
(Areas, 2005).
Por ejemplo, en las zonas montañosas, las consecuencias más importantes son los
deslizamientos y avalanchas, además de la amplificación de las ondas por efectos
topográficos. En los sitios donde la topografía es plana y con suelos relativamente
blandos, existe la posibilidad de grandes amplificaciones del movimiento sísmico
dependiendo de las características del sismo. En los depósitos conformados
principalmente por materiales arenosos, especialmente cuando se trata de arenas
limpias, sueltas ubicadas menos de 15 metros de profundidad y con niveles freáticos
altos, existe la posibilidad de que se presente el fenómeno llamado licuación, en el cual
se pierde toda la capacidad de soporte del suelo presentándose grandes asentamientos
del terreno y hundimiento de las edificaciones que estén localizadas sobre estos (Areas,
2005).
6.2.2 Peligrosidad sísmica, Definición y características.
Por peligrosidad sísmica de una zona se entiende cualquier descripción de los efectos
provocados por terremotos en el suelo de dicha zona. Estos efectos pueden ser
representados mediante la aceleración, la velocidad o el desplazamiento sísmico del
terreno o también utilizando la intensidad macrosísmica de la zona. Para evaluar la
peligrosidad, es necesario analizar los fenómenos que ocurren desde la emisión de las
ondas sísmicas en el foco hasta que dichas ondas alcanzan la zona de estudio (Bozzo
y Barbat, 2000).
En la Figura 4 puede observarse el mecanismo de propagación de la energía de un
sismo desde el epicentro hasta el desplazamiento de una estructura. Cuando se
produce un terremoto con determinadas características (profundidad de foco,
mecanismo focal, magnitud, etc.), parte de la energía disipada se convierte en ondas

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sísmicas. Al propagarse por la Tierra, dichas ondas se reflejan, refractan, atenúan o
amplifican y llegan, en forma de excitación sísmica X1, al basamento rocoso que se
encuentra debajo del desplazamiento de una estructura. Las ondas sufren un nuevo
filtrado a través de la función de transferencia A correspondiente a las capas de suelo
que se encuentran entre el basamento y la superficie, por lo que se obtiene la señal X2.
Debido al fenómeno de interacción suelo-estructura, descrito por una función de
transferencia I, la señal sufrirá nuevos cambios hasta obtenerse la señal X3, que será la
excitación en la base del edificio. La respuesta de la estructura X4 es el resultado de la
convolución de la señal X3 por la función de transferencia D de la estructura (Bozzo y
Barbat, 2000).
Figura 4. Propagación de la energía sísmica desde el epicentro hasta la estructura; en
(Bozzo y Barbat, 2000).
La evaluación de las funciones de transferencia I y D es un problema de ingeniería
estructural, mientras que el cálculo de la función de transferencia A y la evaluación de la
excitación X1 deben resolverse mediante estudio de peligrosidad sísmica, en otras
palabras, el objetivo del estudio de peligrosidad es evaluar el movimiento del terreno o,
como mínimo, proporcionar una estimación de la severidad del terremoto en un dado

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sitio de interés (Bozzo y Barbat, 2000).
Los estudios de peligrosidad sísmica a escala regional, también conocidos como
estudio de macrozonificación, evalúan el parámetro X1, mientras que los estudios de
peligrosidad a escala local, o de microzonificación, tienen como objetivo la
determinación de la función de transferencia A y, por ende, de la señal X2. Estos
estudios requieren investigaciones detalladas de varias disciplinas científicas tales
como Geofísica, Geología y Geotecnia.
Las principales variables que influyen en el peligro sísmico son:
 Ubicación del epicentro, dado por sus coordenadas y su profundidad focal, con lo
cual queda señalada la ubicación del foco.
 Tamaño o magnitud del sismo.
 Mecanismo de generación y la dirección de propagación de la ruptura.
 Las características del medio a través del cual viajan las ondas sísmicas.
 La distancia epicentral.
 Las características locales del sitio de observación (Romero, 2005).
Debido a las incertidumbres y a la complejidad que resulta de incluir todos los
parámetros en un mismo modelo, sólo se consideran las variables más significativas:
 La magnitud del sismo. (Hablar sobre parámetro de medición de un sismo)
El concepto de magnitud fue introducido por Richter en 1935 para comparar la
energía liberada en el foco por diferentes sismos. La energía total liberada de un
terremoto es la suma de la energía transmitida en forma de ondas sísmicas y la
disipada mediante otros fenómenos, principalmente en forma de calor. La
energía disipada por medio de ondas es del orden del 1% al 10% de la total.

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Como el efecto de sitio se manifiesta en magnitud caracteriza la energía total de
los terremotos, calculada a partir de registros sísmicos (Romero, 2005).
 El decaimiento (atenuación) de las amplitudes de las ondas sísmicas a medida
que aumenta la distancia epicentral, con lo cual quedan incluidas de manera
implícita las características del medio a través del cual se propagan las ondas
sísmicas (Romero, 2005).
 Las características locales del sitio en observación (Romero, 2005).
Los estratos superficiales de la corteza terrestre, para cuantificarlo es necesario
determinar la respuesta dinámica de la estratigrafía de suelo en el lugar de interés. En
la naturaleza, el subsuelo puede presentarse como un depósito de suelos con
diferentes propiedades índice y mecánicas cuya base es una formación rocosa. La
profundidad de la roca basal podría estar a varias decenas o centenas de metros bajo
la superficie del terreno. Cuando ocurre un terremoto, la señal sísmica llega a la
formación rocosa basal, se filtra a través del medio estratificado y finalmente se
manifiesta en la superficie libre. Si la amplitud de la señal sísmica en superficie libre es
mayor que la correspondiente en la formación rocosa basal, ocurre una amplificación
del movimiento respecto a la base rocosa. De esta manera, los parámetros que
comúnmente se obtienen para cuantificar el efecto de sitio son: la amplificación relativa
y el periodo natural de vibración del suelo (Romero, 2005).
6.2.3 Proceso de evaluación de la peligrosidad sísmica.
Los estudios de evaluación de la peligrosidad sísmica proporcionan datos sobre la
probabilidad de que ocurra un sismo de una determinada severidad asociado a un
período de retorno y a un tiempo de exposición (Romero, 2005).
La peligrosidad a escala regional proporciona dicha información para los estratos de
terreno firme o roca. No obstante, muy pocas veces las estructuras se cimentan sobre
este tipo de estratos. Por lo que es necesario conocer cuál es el efecto de la presencia

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de capas de suelo de menor calidad sobre las características del movimiento sísmico
en el lugar.
6.2.3.1 Información para el proceso de evaluación de la peligrosidad
sísmica.
Generalmente, al evaluar los efectos locales de un sitio, se realiza una investigación
preliminar sobre aspectos como:
 Tectónica y sismicidad de la región.
 Geología local.
 Topografía y geomorfología.
 Geotecnia (estudios previos).
A partir de la información disponible, es posible ubicar puntos de interés en el lugar de
estudio para registrar movimientos sísmicos del terreno. Además, esta información
permite una mejor comprensión de los resultados obtenidos en el estudio realizado.
6.2.3.1.1 Registros Sísmicos.
Durante terremotos pasados se han observado daños graves en estructuras
emplazadas en ciertos lugares más alejados del epicentro que otros. La comparación
de registros sísmicos obtenidos en el mismo sitio, en el subsuelo y en la superficie, ha
permitido observar diferencias en la amplitud, en el contenido de frecuencias y en la
duración del movimiento registrado, tal como puede apreciarse en la figura 5.
Al analizar el proceso de transmisión de ondas descrito en la figura 5, el
comportamiento de un depósito de suelo puede considerarse como el de un filtro cuya
función de transferencia A0 depende de las propiedades dinámicas del suelo y de la
geometría del depósito.

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Figura 5. Registros de aceleración en la superficie y en el subsuelo obtenidos en Urasayu,
Japón mostrando efectos locales de amplificación en (Bozzo y Barbat, 2000).
Por ello el suelo puede actuar no sólo como amplificador de energía, sino también como
disipador. En el primer caso, su comportamiento es el de filtro paso-banda, ya que
modifica la amplitud y el espectro de frecuencias de ondas; en el segundo, amortigua el
movimiento del suelo, al distribuir una parte de la energía de vibración en el suelo del
entorno y otra parte en la estructura. Para la frecuencia de resonancia se producirían
daños severos en las estructuras que no tengan suficiente capacidad de disipar una
parte de la energía inducida por el terremoto, es decir, que no tengan ductilidad
suficiente. De hecho, tal circunstancia se ha observado durante muchos terremotos
ocurridos en el pasado (Bozzo y Barbat, 2000).
El efecto de las condiciones locales del suelo se toma en cuenta en los análisis de
peligrosidad mediante varios procedimientos, cuya aplicación depende de los datos que
se tengan y de la importancia del problema.

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Otra alternativa de análisis se basa en el uso de relaciones obtenidas a partir de
observaciones, que indican una fuerte correlación entre la velocidad de las ondas de
cortante y el factor medio de amplificación espectral horizontal (Bozzo y Barbat, 2000).
Para determinar la amplificación relativa (A0) y el periodo natural de vibración (To) del
suelo, se pueden utilizar los registros de: movimientos sísmicos fuertes, movimientos
sísmicos débiles o moderados, y microtremores (vibración ambiental). Los resultados
que se obtienen a partir de estos registros, pueden complementarse con los obtenidos a
partir de modelos analíticos de propagación de ondas que idealizan la estratigrafía
superficial como un medio continuo o uno discreto; para aplicar estos modelos, es
necesario contar con información sismológica de la región donde se encuentra el sitio
de interés, así como con información geotécnica de la estratigrafía en dicho sitio
(Chávez – García y Sánchez, 1986 en Bozzo y Barbat, 2000).
6.2.3.1.2 Movimientos sísmicos fuertes.
Los terremotos fuertes causan catástrofes naturales terribles y el número de víctimas
que han producido en todo el mundo es innumerable. Es comúnmente aceptado que los
terremotos tienen como origen roturas bruscas de la corteza terrestre seguidas de la
liberación casi instantánea de la energía acumulada en el interior de la Tierra. Los más
fuertes y frecuentes terremotos son los tectónicos, que están asociados a los
movimientos de la litosfera terrestre. Los principales fenómenos que se producen
durante un terremoto consisten, por un parte, en deformaciones tectónicas y, por otra
en la emisión y transmisión de ondas a través de la Tierra.
La información más valiosa sobre efectos de sitio para ser aplicada en microzonificación
sísmica es el uso directo de registros de movimientos sísmicos fuertes, debido a que
incluyen efectos no lineales y amplios contenidos de frecuencias. Una de las
limitaciones en el análisis de movimientos sísmicos fuertes es que sólo se aplica para
los lugares donde los instrumentos de registro están densamente colocados y donde la

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sismicidad es elevada. Por esta razón, en muchos casos, los registros de movimientos
fuertes no son suficientes para dibujar curvas detalladas de periodos dominantes del
suelo (Hernández, 2009).
Los principales factores que afectan a las deformaciones tectónicas son las
características geométricas de la fuente sísmica, el mecanismo focal del terremoto y las
propiedades elásticas e inelásticas de material. Los factores que afectan a la emisión y
transmisión de ondas son la radiación de la fuente sísmica, el mecanismo de
propagación de dichas ondas y también la geometría y naturaleza del desplazamiento.
Con el objeto de definir la severidad de los terremotos, nacen los conceptos de
intensidad y magnitud sísmica, los cuales se describirán brevemente a continuación
(Bozzo y Barbat, 2000).
 Magnitud: El concepto de magnitud fue introducido por Richter en 1935 para
comparar la energía liberada por un terremoto es la suma de la energía
transmitida en forma de ondas sísmicas y la disipada mediante otros fenómenos,
principalmente en forma de calor. La energía disipada por medio de ondas es del
orden del 1% al 10% de la total. La magnitud caracteriza la energía total de los
terremotos, calculada a partir de registros sísmicos (Bozzo y Barbat, 2000).
 Intensidad: Es un parámetro que describe los daños producidos en edificios y
estructuras, así como sus consecuencias sobre el terremoto y los efectos sobre
las personas, por lo que su utilización en la evaluación de daños está muy
extendida. Se observa claramente la diferencia entre magnitud e intensidad ya
que, la primera es una característica propia del sismo, la segunda depende del
lugar y la forma en que se realiza su evaluación (Bozzo y Barbat, 2000).
6.2.3.1.3 Movimientos sísmicos débiles o moderados.
Borcherdt (1970), Chávez-García (1991), Lermo y Chávez-García (1993), entre otros,
demostraron buena correlación del factor de amplificación para un sitio entre datos de

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movimientos débiles o moderados y datos de movimientos fuertes. Una parte
controvertida de la aplicabilidad de estos registros es la presencia de efectos no lineal
es durante movimientos sísmicos fuertes del terreno. Sin embargo, aportan información
útil para realizar una estimación preliminar del nivel de amplificación del suelo durante
un sismo.
6.2.3.1.4 Microtremores (vibración ambiental).
Los microtremores o ruido ambiental se han venido estudiando desde el siglo pasado
para la caracterización de suelos y estructuras. En los años cincuenta aparecieron
diversas metodologías lideradas por los japoneses sobre el origen y utilización de los
microtremores para el estudio de las propiedades dinámicas del suelo.
La primera metodología de análisis fue propuesta por Kanai (1961) y posteriormente Aki
y Richards (1980) entre otros, realizaron diversas investigaciones para explicar la
naturaleza de los microtremores, aperturando el desarrollo y la mejora en las
metodologías para su uso. En los últimos años, el uso de los microtremores se ha
incrementado considerablemente, para los estudios geotécnicos, efectos de sitio y para
la estimación de los modelos de velocidad, por ser estos métodos de bajo costo y de
sencilla operación.
6.2.3.2 Técnicas de análisis.
Básicamente, son tres las técnicas utilizadas para el análisis de los registros sísmicos:
directamente de la densidad espectral de potencia, el cálculo de la razón o cociente
espectral con un sitio de referencia, y el cálculo de la razón o cociente espectral entre
las componentes horizontales y la vertical de un mismo registro. A las razones o
cocientes espectrales también se les conoce como funciones de transferencia, cuya
representación gráfica consta de:
En el eje de las ordenadas, la amplificación relativa (cociente espectral H/V).
En el eje de las abscisas, la frecuencia o el periodo T0. En este estudio, las gráficas se
presentan con dominio en el periodo T en segundos.

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6.2.3.2.1 Cociente o razón espectral relativa a un sitio de referencia.
Conocida también como cociente o razón espectral estándar y fue introducida por
Borcherdt (1970). Consiste en calcular un cociente de amplitudes espectrales, de la
siguiente manera:
El numerador corresponde al espectro de amplitudes de Fourier de la señal sísmica
registrada en el sitio de interés.
El denominador es el espectro de amplitudes de Fourier de la señal sísmica registrada
en un sitio de referencia.
Como se pretende determinar la respuesta dinámica de la estratigrafía de suelo en el
lugar de interés, lo ideal sería ubicar la estación de referencia en la formación rocosa
basal; sin embargo, esto sería poco práctico y muy costoso debido a la considerable
profundidad a la cual podría encontrase. Por esta razón, el sitio que servirá como
referencia, en superficie, debe seleccionarse cuidadosamente de manera que sus
niveles de amplificación sean los mínimos. Generalmente, se seleccionan terrenos
rocosos; la idea es que el registro en roca sea representativo del campo de ondas
incidente en la interface de la formación rocosa basal y el medio estratificado, y evitar
así errores de interpretación en los resultados (Hernández, 2009).
Si el valor de dicho cociente es cercano a la unidad, para una determinada frecuencia,
se concluye que no hay amplificación significativa del movimiento sísmico del suelo en
el sitio de interés respecto a la del sitio de referencia. Si el valor del cociente es mayor o
menor que la unidad, para una determinada frecuencia, se concluye que hay una
amplificación o una de amplificación respectivamente de dicho movimiento (Hernández,
2009).
Como vemos, para utilizar esta técnica es necesario contar con dos registros sísmicos
simultáneos: uno en el sitio de interés y el otro en el sitio de referencia. En ocasiones
esto no es posible, ya sea por una falla instrumental en alguna de las estaciones, o por

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la escasa instrumentación sísmica que impide la obtención de registros en los sitios de
interés (Hernández, 2009).
Los microtremores, también llamado ruido ambiental, microtremores, oscilaciones
omnipresentes y ruido de fondo, son vibraciones aleatorias inducidas en las masas de
suelo y roca por fuentes naturales y artificiales. Este tipo de información es
principalmente utilizada para el estudio de las propiedades y formas de las capas
superficiales (Hernández, 2009).
Figura 6. Muestra ejemplos de fuentes generadoras de microtremores: fuentes naturales y
artificiales (J. Lermo, 1993).
En la Figura 6, se presenta un ejemplo de las diferentes fuentes que originan el ruido
ambiental o microtremores, tanto de origen natural y/o artificial y cuyas características
se describen a continuación:
 Fuentes naturales: Entre los más importantes está el oleaje, el viento, la presión
atmosférica y la actividad volcánica, entre otros.
 Fuentes artificiales: Como el tráfico vehicular y/o trenes, el paso de peatones,
maquinaria industrial, etc.

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6.2.3.2.2 Cociente o razón espectral H/V para un mismo sitio.
Fue introducido en el contexto de análisis de microtremores por Nakamura (1989). Se le
conoce también como técnica de Nakamura, técnica H/V o simplemente REHV, y puede
aplicarse incluso a los registros de movimientos sísmicos fuertes o débiles (Lermo y
Chávez-García, 1993). Para este cociente, no se requiere una estación de referencia.
Consiste en calcular un cociente de amplitudes espectrales, de la siguiente manera: el
numerador corresponde a las amplitudes del espectro de Fourier de la componente
Norte-Sur o la Este-Oeste del registro obtenido, y el denominador corresponde a las
amplitudes del espectro de Fourier de la componente vertical del mismo registro.
Esta técnica, aplicada a registros de microtremores, ofrece una estimación bastante
exacta de la frecuencia natural de vibración del terreno, pero subestima demasiado los
valores de amplificación relativa del suelo (Lermo y Chávez – García, 1994 b; Riquer,
2003). Generalmente sólo nos permite obtener el periodo asociado al primer modo de
vibrar de la estratigrafía del sitio, pero no define los periodos para modos superiores
(Riquer, 2003). Sin embargo dependiendo de la estratigrafía del suelo y de las
características de los instrumentos utilizados a veces es posible encontrar más de un
modo superior de vibrar.
Aunque la técnica H/V aplicada a registros de sismos permite una mejor estimación de
la amplificación relativa en comparación con la técnica H/V aplicada a microtremores,
en general también proporciona información sólo del primer modo de vibrar del suelo.
La razón espectral estándar aplicada a sismos fuertes y/o débiles es más confiable que
estas dos, ya que permite obtener los niveles de amplificación relativa más severos
dentro de los eventos registrados, y además permite definir los periodos asociados a
modos de vibrar superiores (Lermo y Chávez-García, 1994 a).
Lermo y Chávez-García (1994 a, b) compararon los resultados que obtuvieron de la
técnica REHV aplicada a microtremores con los que obtuvieron de la técnica razón

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espectral estándar aplicada a registros de temblores. Concluyeron que los
microtremores, cuando son analizados con la técnica REHV, permiten una estimación
bastante aproximada del periodo dominante (T0) de sedimentos sujetos a amplificación
dinámica, en un intervalo de frecuencias de 0.1 a 10 Hz, junto con una estimación
preliminar del nivel de amplificación relativa (A0).
Para el desarrollo de esta técnica conocida como cociente horizontal sobre vertical
(Horizontal to Vertical Spectral Ratio, HVSR, por sus siglas en inglés), Nakamura
plantea varias hipótesis. Por un lado, supone que los microtremores consisten
fundamentalmente en ondas incidentes S o Rayleigh, y que los efectos de amplificación
de un sitio, son debidos a la presencia de un estrato blando sobre un semiespacio.
Según Nakamura, en el dominio de la frecuencia hay 4 amplitudes espectrales
comprometidas: las componentes horizontales y verticales del movimiento en la
superficie y en la base del estrato blando. Por otro lado, asume que el movimiento del
microtremor es producido por fuentes muy locales tales como el tráfico. Suponiendo
ahora que las fuentes locales no afectan el movimiento del microtremor en la base del
estrato del suelo, es posible estimar la amplitud de la fuente, As, por el cociente:
(Ecuación 1)
Donde Vs es la amplitud del espectro del componente vertical del movimiento en la
superficie y Vb es la amplitud del espectro del componente vertical del movimiento en la
base del estrato. Nakamura define una estimación de los efectos de sitio, Se cómo el
cociente:
(Ecuación 2)
Donde Hs es la amplitud del espectro de Fourier del componente horizontal del

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movimiento en la superficie y Hb es la amplitud del espectro de Fourier del componente
horizontal del movimiento en la base del estrato.
Para compensar los efectos de sitio (Se) por el efecto de la fuente, se calculan los
efectos de sitio modificados, Sm, así:
(Ecuación 3)
Lo cual es equivalente a escribir:
⁄
⁄
⁄
⁄
(Ecuación 4)
Si finalmente se acepta que el cociente Hb / Vb= 1, los efectos de sitio corregidos por la
fuente serán:
(Ecuación 5)
Esto indica que la estimación de los efectos de sitio está dada por el cociente espectral
de la componente horizontal sobre la componente vertical del movimiento en la
superficie.
La hipótesis de que: Hb / Vb= 1; fue verificada experimentalmente por Nakamura, (1989)
usando registros de microtremores obtenidos con mediciones en pozo.
Lermo y Chávez-García (1993) verificaron si las hipótesis de Nakamura eran
consistentes. Ellos supusieron que tenían una onda Rayleigh (modo fundamental)
propagándose en un estrato sobre un semiespacio. De ser ciertas las suposiciones de
Nakamura, la elipticidad en la superficie (cociente del movimiento horizontal sobre
vertical) debía ser semejante a la función de transferencia de un modelo I-D con

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incidencia vertical de una onda S. Adicionalmente, la elipticidad en la interface
sedimentos sub-estratos debería ser cercana a la unidad. Los sitios elegidos para hacer
esta prueba fueron dos estaciones de movimientos fuertes en la Ciudad de México. La
primera estación sobre suelo blando (zona de lago) y la última sobre suelo más duro
(zona de transición). Los resultados obtenidos presentaron una buena aproximación de
las curvas para la frecuencia de ocurrencia del más alto pico de amplificación entre la
función de transferencia unidimensional y la elipticidad en la superficie, lo cual,
corrobora la expuesto por Nakamura.
6.2.3.2.3 Modelamiento de perfiles de ondas S con microtremores.
Uno de los parámetros dinámicos más importantes de los suelos es la velocidad de
ondas de corte (Vs). Este parámetro incide en los daños causados por los terremotos en
determinadas regiones. La estimación de este parámetro por métodos convencionales,
es decir, perforaciones o estudios geofísicos, resulta sumamente costosa y limitante
debido a los pocos espacios abiertos disponibles en zonas urbanas. Por lo anterior es
importante determinar este parámetro para aportar a la prevención o mitigación de
desastres ante terremotos (Arai y Tokimatsu, 2005).
Estudios anteriores han demostrado que la aplicación de diferentes técnicas de análisis
y procesamiento tales como el método numero-frecuencia (Capon, 1969) o la auto
correlación espacial (Aki, 1957) a mediciones de microtremores pueden resultar en la
obtención de curvas de dispersión de ondas Rayleigh (Arai y Tokimatsu, 2005).
Además, Tokimatsu y Miyadera, (1992) encontraron que la variación del cociente H/V
de los microtremores corresponden al modo fundamental de las ondas Rayleigh para la
estructuras de velocidades de ondas S (Vs) en un sitio dado.
Arai y Tokimatsu, (2004) presentaron formulas teóricas para simular el espectro H/V
obtenido de mediciones de microtremores. Usando estas fórmulas, ellos también
presentaron un análisis de inversión de datos de microtremores para estimar perfiles de

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velocidades de ondas S a profundidades de basamento ingenieril (Vs>750 m/s).
En este estudio no presentaremos el fundamento teórico para el cálculo de perfiles de
velocidad de ondas S, por estar fuera del alcance del estudio.
6.2.3.3 Resultados.
Por lo general, los estudios de efecto de sitio están enfocados a determinar, para las
estratigrafías de suelo que subyacen a los puntos de medición, los siguientes
parámetros de comportamiento dinámico:
 Periodos dominantes de vibración. Pueden presentarse en mapas de distribución
de periodos o en mapas de curvas de isoperiodo.
 Amplificaciones relativas del movimiento. Pueden presentarse en mapas de
distribución de amplificaciones relativas o en mapas de curvas de
isoamplificación relativa.
 Mapas de microzonificación sísmica. Basados en la configuración de las curvas
de isoperiodo.
Y en menor cantidad pero de gran importancia:
 Perfiles de velocidades de propagación ondas de cortante (β) a través del medio
estratificado.
 Mapas de microzonificación por peligro de: fallas activas, inestabilidad de
taludes, inundaciones, agrietamientos.

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7. MATERIALES Y MÉTODOS.
7.1Área de estudio.
El presente estudio se desarrolló en el antiguo centro urbano de la ciudad de Managua,
donde se delimito aproximadamente un área 12 km2
, la cual se detalla a continuación.
Figura 7. La figura muestra el mapa de localización del área de estudio. Los triángulos indican
los puntos donde se registraron microtremores. (INETER, 1996).

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7.2Instrumentos y métodos utilizados en las mediciones.
7.2.1 Acelerómetro McSEIS-MT Neo.
Figura 8. Oyo Instruments, (Manual 2010 e7. Y Manual McSEIS-MT Neo).
McSEIS-MT Neo; Registrador de Datos
Para Microtremores.
McSEIS-MT Neo es una estación de adquisición
de datos equipada con un sensor de 3
componentes – acelerómetro, además dota de
un GPS de reloj que tiene la función de realizar
una grabación continúa con la sincronización del
tiempo para el almacenamiento de los registros
de vibración ambiental.
Este equipo es utilizado específicamente
para el estudio de vibraciones características
de las estructuras de masas de suelo. No
requiere ninguna fuente sísmica artificial
como la caída de martillo o peso, a como lo
detalla la segunda figura de este ficha. El
instrumento reconoce como onda de
superficie a la vibración generada por
cualquier tipo de fuente sobre la superficie en
donde se haga el registro.
El equipo, tan solo, requiere reconocer las ondas
superficiales como las de ruidos del tráfico y de
vibración industriales, fenómenos naturales, tales
como las olas del mar en orilla del mar y los vientos
y luego analizar su velocidad de fase para producir
perfiles de velocidades de ondas S.
El McSEIS-MT Neo se utiliza también para el
estudio de las características de vibración de la
tierra y estructuras.

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 LOS COMPONENTES DEL SISTEMA.
Estación principal (All-in-one) + Software de Aplicación.
La Estación principal incluye sensores 3D, la función de adquisición de datos, GPS
módulo de E /Conector F para la comunicación de datos, Batería interna, Software de
aplicaciones función para ordenadores.
 SENSOR.
1. Posee 3 Servo – acelerógrafos.
2. Resolución: 1 μG.
3. Sensibilidad: 2.0 V/G.
4. Alcance: +/- 4G.
 DATOS DE ADQUISICION.
1. Número de Canales:
Seleccionable (3 canales internos, 3 canales externos).
2. Impedancia de entrada:
1MΩ (Typical).
3. Entrada Máxima:
+/- 5V (Configuración en el amplificador interno × 1, 1/2
atenuador).
4. Señal de Voltaje:
0.1 – 200 Hz.
5. Respuesta de frecuencia:
32bits (S/N ratio on 130db 250sps, 127db 500sps).
6. Convertidor A/D:
4, 8, 16, 32msec (LPF 103Hz Fixed).
7. Tiempo de muestreo：
2, 4, 10, 20, 50msec (LPF 206Hz Fixed).
8. Recodificación de Datos Modo:
En modo continuo, modo de hora.
9. Longitud de registro de datos:
10 horas como máximo.
10.Almacenaje de Datos:
SD memory Card 2GB, SDHC memory Card 2GB, 4GB,
8GB, 16GB.
11.Formato de datos:
Binario en la memoria interna.
12.I/F:
USB port ×1, RS232C port ×1, SD memory Card I/F.
13.Operación:
Pantalla, Teclado.

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14.Ajuste:
Carga de un archivo de configuración en una tarjeta de
memoria SD.
 SISTEMA DE CARATULA.
1. Nivel de Ajuste:
Burbuja de ajuste de nivel de bloque o patas niveladoras.
2. Tamaño:
220mm (W) ×245mm (D) ×250mm (H).
3. Peso:
7.5kg (Incluyendo la Batería Interna).
4. Sistema del Casco:
A prueba del polvo e impermeable.
 SISTEMA.
1. Fuente de Alimentación:
Batería interna+12 V, 7.2A y externa (DC +19 a 20 V).
2. Consumo de Energía:
600mW (Sin módulo inalámbrico), 1270mW (Con la
tecnología inalámbrica.
3. Temperatura:
Operando en un Rango de Temperatura de -20 a 55º C.
4. Humedad:
Operando en un Rango de 10 al 90%.

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7.3Trabajo de Campo.
Para el desarrollo del presente estudio, se realizaron 54 registros o mediciones de
microtremores o ruido ambiental en el antiguo centro urbano de la ciudad de Managua,
aplicando la metodología abajo descrita:
 Se delimito un área característica para la medición, de microtremores, en el
antiguo centro urbano de la ciudad de Managua. Definiendo el área en un mapa
una vez editado en ArGIS en donde se ubicaron los puntos de interés con sus
coordenadas respectivas.
 Se programó el equipo (Acelerómetro) para que registrara un promedio de 35
min para cada uno de los puntos.
 Valiéndonos del mapa con los puntos definidos, un GPS GARMIN y una brújula;
se procede a visitar cada uno de los puntos de interés para tomar los registros
necesarios.
 Para registrar la vibración del suelo, se colocó el acelerómetro con sus sensores
respectivos en el sitio de interés, ubicándolos (con ayuda de la brújula) de
manera que las componentes quedara orientada de la siguiente manera: 1= N-S,
2=E-W y la tercera componente en dirección U-D. En todo momento se trató de
que el equipo se situara aproximado al punto seleccionado previamente, en los
casos en donde no fue posible realizar la medición, debido a la existencia de
obstáculos, se realizó una proyección con respecto a la ubicación del punto
previamente definido haciendo quedar el registro de la medición lo más cercano
posible al punto antes especificado.
 Una vez terminado el tiempo programado se guardaba el registro, de la medición
del sondeo, en la computadora para luego trasladarse a otro punto.
En la figura 9 se aprecia el trabajo realizado para realizar la medición de la vibración
del suelo, verificando la instalación del instrumento debidamente nivelado con los

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sensores debidamente orientados y el GPS activado. Realizando lo mismo para
cada uno de los 54 puntos.
Figura 9. Medición de microtremores, contiguo al edificio administrativo de la Holcim
Managua.
7.4Procesamiento de datos.
Los registros digitalizados han sido almacenados en tarjetas de memoria del
acelerómetro (extensión *.mtn), se convierten a formato ASCII para que puedan ser
leídos por cualquier ordenador (PC).
Posteriormente se creó un ejecutable (grafico_executable_NADIR_pkg) desarrollado en
MATLAB por el Msc. Edwin Nadir Castrillo del IGG/UNAN-Managua (Figura10), para
visualizar los registros de microtremores y de esta forma seleccionar los rangos más

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limpios de cada una de las componentes del registro para cada punto y efectuar el
procesamiento de cálculo de los espectros de Fourier.
Figura 10. Selección de ventana con menor ruido en cada registro. Se utilizó la aplicación
ejecutable (grafico_executable_NADIR_pkg), desarrollada en MATLAB.
Una vez visualizados los intervalos más estables en la medición de microtremores para
cada una de las componentes a través del ejecutable de la figura 10, se toman el valor
mínimo y el máximo y se definen en la ventanas del programa FouSpcMicGv4e (Eto, K.
2011 Comun. Pers.), para obtener la transformada de Fourier (espectros de Fourier),
obteniendo registros de las amplificaciones (H/V Promedio) con respecto al período.

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Figura 11. Espectros de Fourier mediante la rutina FouSpcMicGv4e (Eto, K. 2011 Comun.
Pers.).
Una vez realizada la operación definida en la figura 11, el programa detalla la
información en formato (.CSV), luego se grafican los datos obtenidos mediante el
programa MS Excel 2010 para adquirir las amplificaciones y períodos dominantes en
cada uno de los puntos, a través de la curva promedio. Ver detalle en captura de
ventana en MS Excel 2010 figura 12.
Este análisis es repetitivo para cada uno de los datos analizados en cada una de las
tres aplicaciones definidas mediante las figuras 10 hasta la figura 12, eso permite
calcular los T0 y las A0 en cada uno de los 54 registros analizados.

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Figura 12. Graficas H/V promedio, en Excel.

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8. ANALSIS Y RESULTADOS.
8.1Ubicación de registros de microtremores.
A continuación se presenta, a manera gráfica, la ubicación para cada uno de los 54
puntos estudiados en el antiguo centro urbano de Managua. En donde se efectuaron los
registros de microtremores o ruido ambiental, y se analizaron posteriormente aplicando
la técnica de Nakamura H/V.
Figura 13. Ubicación de los puntos estudiados. (Sin escala)

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La siguiente tabla muestra la fecha y las coordenadas geográficas (X, Y), con datum
WGS84 de los puntos donde se efectuaron registros de microtremores en el antiguo
centro de la ciudad de Managua.
Tabla 8.1 Coordenadas de puntos donde se tomaron los registros de
microtremores.
Pto Fecha X Y Ubicación
01 17/10/2012 -86.2812 12.1586 Bo. San Sebastián
02 17/10/2012 -86.2772 12.1587 Bo. San Sebastián
03 17/10/2012 -86.2715 12.1587 Costado Norte, Casa Presidencial
04 17/10/2012 -86.2669 12.1559 Bo. Rubén Darío
05 18/10/2012 -86.263 12.1544 Bo. Rubén Darío
06 18/10/2012 -86.2556 12.1543 Bo. Quinta Nina
07 18/10/2012 -86.2563 12.1524 INDENICSA, Mcdo. Oriental
08 18/10/2012 -86.2611 12.1527 Terminal de buses cofradía, Mcdo. Oriental
09 18/10/2012 -86.2644 12.1527 Mcdo. Oriental
10 18/10/2012 -86.2671 12.1519 Costado sur Loyola
11 22/10/2012 -86.269 12.1523 Bo. Santo Domingo
12 22/10/2012 -86.2772 12.1537 Bo. San Antonio
13 22/10/2012 -86.282 12.1531 Bo. San José
14 22/10/2012 -86.2817 12.1657 Costado Este del Estadio Nacional
15 22/10/2012 -86.2765 12.1486 Bo. Bóer
16 22/10/2012 -86.2699 12.1486 Bo. 19 de Julio
17 23/10/2012 -86.2687 12.1488 Bo. 19 de Julio
18 23/10/2012 -86.2648 12.149 El Novillo, Mcdo. Oriental
19 23/10/2012 -86.2627 12.143 Costado Norte, Hospital Bautista
20 23/10/2012 -86.2601 12.1441 Gancho de Camino, Mcdo. Oriental
21 23/10/2012 -86.2566 12.1468 Ciudad Jardín
22 23/10/2012 -86.2674 12.1437 Anexo, Bo. Redentor
23 24/10/2012 -86.2708 12.1456 Costado Norte, Fuerza Naval
24 24/10/2012 -86.2775 12.1446 Bo. Marta Quezada
25 24/10/2012 -86.2814 12.1447 Bo. William Díaz
26 24/10/2012 -86.2817 12.1395 Bolonia
27 24/10/2012 -86.2766 12.1399 Bolonia
28 24/10/2012 -86.2738 12.1414 Mirador Tiscapa
29 24/10/2012 -86.2679 12.1399 Costado Sur, Radio Sandino, Tiscapa

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Pto Fecha X Y Ubicación
30 07/11/2012 -86.2638 12.1406 Bo. Larga Espada
31 07/11/2012 -86.2602 12.1396 Bo. Francisco Meza
32 07/11/2012 -86.2592 12.134 Bo. Jorge Dimitrov
33 07/11/2012 -86.2609 12.1338 Bo. Jorge Dimitrov
34 07/11/2012 -86.2683 12.1359 Costado sur de Tiscapa.
35 07/11/2012 -86.272 12.1337 Costado Este, Chamán
36 08/11/2012 -86.2769 12.135 Bo. Jonathan González
37 08/11/2012 -86.2825 12.1348 Parqueo la Colonia, Plaza España
38 08/11/2012 -86.2861 12.1577 Bo. San Sebastián
39 08/11/2012 -86.2862 12.1532 Bo. Julio Buitrago
40 08/11/2012 -86.2871 12.1487 Montoya, Fte. UCM
41 08/11/2012 -86.2881 12.1427 Costado Oeste, Residencia Presidencial
42 12/11/2012 -86.286 12.1393 Plaza España
43 12/11/2012 -86.2865 12.1359 Recreo Norte
44 12/11/2012 -86.2872 12.1306 El Recreo
45 12/11/2012 -86.2821 12.1296 Costado Norte Edificio Holcim; Frente a IND.
46 12/11/2012 -86.2771 12.1303 Bo. 3.80
47 12/11/2012 -86.271 12.1306 Costado Oeste UNI – IES
48 14/11/1012 -86.2668 12.1311 Frente a Nueva Catedral
49 14/11/1012 -86.2654 12.1325 Parqueo Nueva Catedral
50 14/11/1012 -86.2635 12.1299 Costado Sur de la Policía Nacional
51 14/11/1012 -86.2596 12.1299 Bo. La Luz
52 14/11/1012 -86.274 12.1532 Costado Oeste Cancillería
53 14/11/1012 -86.2743 12.1486 Rotonda Plaza Inter 2c al Lago
54 14/11/1012 -86.2734 12.1446 Parqueo Plaza Inter

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8.2Análisis de efecto de sitio.
En este estudio, se considera la posibilidad de efecto de sitio cuando el suelo se
caractericé con amplificaciones relativas mayores o iguales que 2 veces, según estudio
realizado en la región de Murcia, Tsige y García, (2006). Tsige establece una
clasificación Geotécnica – Amplificación para cada material según su descripción
geológica. En la propuesta del estudio de Tsige y García, (2006) existe una estrecha
relación con las amplificaciones para el rangos de A0 ≥ 2.0 la que define suelos de
origen cuaternario (depósitos aluviales, fluviales, gravas, arenas hasta depósitos como
arenas y limos, arenas y conchas) quedan así caracterizado los depósitos de suelo de
una edad más reciente.
Pese a la limitante sobre la determinación de velocidades de ondas S, que posee este
estudio, se ha establecido la comparación con otros autores como Tsige y García,
(2006) para microzonificar el área en función del riesgo de la amplificación relativa
determinada en los suelos de esta localidad especificado en la tabla 8.2.1. Para fines
ingenieriles debe de ser de interés el determinar la calidad o el comportamiento del
suelo en donde se planea efectuar posibles obras civiles.
En otro aspecto los depósitos de suelos, más reciente, de edad cuaternaria típico de los
suelos del Pacifico de Nicaragua (Schmoll y Krushensky, 1975) estos podrían registrar
altas amplificaciones evidenciadas en ciertos periodos de sitios analizados según
Schmidt, (2011). Además Burdschuh y Alvarado, (2007) expresan que en el Istmo
Centroamericano las rocas son jóvenes y predominante del cenozoico y cuaternario
volcánico es por ello que podrían predominar vibraciones en las altas frecuencias de
más de 5 Hz relativas a periodos cortos según Strauch, (2000).
La idea de microzonificar el área de interés adquiere gran importancia desde el punto
de vista de la repuesta sísmica relacionada a la amplitud obtenida mediante al primer
modo de vibrar del suelo representativo al estrato más superficial el más utilizado para
cimentar las obras de construcciones civiles menores de 3 plantas.

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En otro ámbito el estudio permite hacer una clasificación de los suelos, previamente
microzonificados en relación a los periodos de vibración más comunes registrados en
cada uno de los sitios analizados. Tomando en cuenta la necesidad de efectuar las
mediciones de velocidades de ondas S en cada uno de los puntos; el trabajo se limita a
realizar, únicamente, una ligera clasificación amparándose en estudios realizados por
Schmidt, (2011), Zaho et al, (2006 a, b). Estos autores plantean la clasificación
basándose en el periodo predominante del sitio especificado en la tabla 8.2.2.
Otros autores han demostrado, basados en modelamientos teóricos, que los suelos
rígidos amplifican las vibraciones en periodos cortos mientras que los suelos suaves las
amplifican en periodos largos. (Kramer 1996).
Así que para fines de microzonificación del área de estudio en función de la
amplificación relativa y del periodo natural del sitio, se aplican los parámetros definidos
en las tablas 8.2.1 y 8.2.2 respectivamente.
Tabla 8.2.1 Clasificación cualitativa de la amplificación del sitio y su descripción
geológica (Tsige et al. 2006)
Susceptibilidad Amplificación Descripción Geológica
Nula A0 < 0.8
Rocas ígneas, metamórficas y sedimentarias de edad
paleozoica, jurásica y triásica: Andesita, Basaltos.
Baja 0.8 ≤ A0 < 1.8
Rocas metamórficas y fundamentalmente
sedimentarias de distinta edad y origen: Calizas
margosas, Areniscas, conglomerados.
Media 1.8 ≤ A0 < 2.0
Rocas sedimentarias, fundamentalmente Margas
(edades: Jurásico, Cretácico y Terciario): Margo-
calizas y Margas calcáreas.
Alta 2.0 ≤ A0 < 2.5
Rocas fundamentalmente triásicas: Sedimentos
terciarios: Arcillas margosas, Areniscas y Arcillas.
Conglomerado del cuaternario.
Muy alta A0 ≥ 2.5
Sedimentos cuaternarios de origen fluvial, aluvial,
Gravas, Arenas, arenas y limos, arenas y conchas,
depósitos de playas, fangos, limos y arcillas.

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Tabla 8.2.2 Clasificación de suelos según el periodo natural del sitio (Zaho et al.
2006 b). (BSSC, 2003, código NEHRP)
Clase de sitio
Periodo natural
del sitio (s)
Promedio de las velocidades de
ondas de cortante (m/s)
Suelo rígido T0 < 0.2 VS30 > 600
Suelo duro (firme) 0.2 ≤ T0 < 0.4 300 < VS30 ≤ 600
Suelo medio 0.4 ≤ T0 < 0.6 200 < VS30 ≤ 300
Suelo blando T0 ≥ 0.6 VS30 ≤ 200
A continuación se presentara la observación de efecto para cada uno de los puntos en
donde se realizaron los registros de microtremores, a manera de tabla se detalla el
valor del periodo asociado al primer modo de vibrar del suelo con su amplificación
relativa característica al mismo periodo.
Tabla 8.2.3 _ (1 de 2) Valores de T0, A0 y observaciones de microtremores en el
antiguo centro urbano de la ciudad de Managua.
Pto T0 (s) A0 (Veces) Observación de microtremores.
01 0.325 5.87 Posible efecto de sitio en T0 = 0.325 s

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Tabla 8.2.3 _ (2 de 2).
Pto T0 (s) A0 (Veces) Observación de microtremores.

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8.3Familias Espectrales T0.
8.3.1 Clasificación de familias espectrales para cada zona.
Las funciones de transferencias empíricas (FTE) han sido asociadas en grupos con
respuestas dinámicas similares. De esta manera, basado en las variaciones
identificadas en los 54 puntos registrados respecto al periodo dominanteT0 así como de
la amplificación relativa A0 se obtuvieron familias de curvas. En el caso de los periodos
dominantes tres zonas aparecen bien definidas.
Como se mencionó antes, se elaboró la clasificación de los periodos dominantes
basados en las familias de curvas de las FTE en donde se identifica la cantidad de
intervalos a definir en las tablas siguientes, las cuales presentan de forma delimitada las
familias espectrales de cada zona y los puntos definidos dentro de cada intervalo
basado en el periodo dominante para cada registro.
Basados en la determinación del promedio de estos periodos, se realiza el análisis para
la gráfica FTE promedio fijada por cada familia espectral.
La evaluación de las FTE promedio, respecto a cada una de las tres zonas, tiene como
único objetivo establecer el periodo dominante relacionado al primer, segundo y hasta
el tercer pico según se encuentre definido en la gráfica.
Tabla 8.3.1.a Clasificación de intervalos para definición de zonas basadas en
mapa de periodos dominantes de 54 puntos estudiados.
Intervalos Zonas
0.106 ≤ T0< 0.190 1
0.190 ≤ T0< 0.273 2
0.273 ≤ T0< 0.357 3

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Tabla 8.3.1.b Agrupación de registros de microtremores por zonas.
Zona Agrupación de registros.
1 5, 6, 8, 9, 17, 18, 21, 22, 23, 27, 28, 29, 31, 32, 33, 34, 35, 36, 45, 48, 49, 50.
2 3, 7, 15, 20, 26, 30, 37, 39, 43, 44, 47, 51.
3 1, 2, 4, 10, 11, 12, 13, 14, 16, 19, 24, 25, 38, 40, 41, 42, 46, 52, 53, 54.
Un parámetro para la caracterización de los suelos se define en relación al periodo
dominante T0.
En este estudio, se definen dos tipos de suelos de acuerdo a sus periodos de vibración.
Esto se fundamenta en estudios desarrollados por otros autores, estos han demostrado
basados en modelamientos teóricos que los suelos rígidos amplifican las vibraciones en
periodos cortos mientras que los suelos suaves las amplifican en periodos largos.
(Kramer, 1996).
Para fines de simplificación en la microzonificación en función del periodo, observamos
que en cada uno de los registros analizado se define un T0 (s) por debajo de 0.4 seg, lo
que nos limita a efectuar el análisis de la clasificación de los suelos únicamente en los
dos parámetros abajo establecidos:
T0< 0.20 Seg. ---------------- Suelo Rígido.
0.2 ≤ T0 < 0.40 Seg. -------- Suelo Duro (Firme).
Además, los parámetros aquí descritos están delimitados por otros autores como
Schmidt, (2011), Zaho et al, (2006 a, b). Dentro de las limitaciones de este estudio es
de necesidad realizar mediciones insitu de velocidades de ondas S, pues hemos
obtenido un modelo de velocidades de ondas S, basándonos en modelamiento teórico
(Ver sección 8.3.4).

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8.3.2 Agrupación de funciones de transferencia empíricas, para la
zonificación en mapa en función de los periodos dominantes de cada
registro.
Figura 14. Zona 1, Suelos Rígidos con periodos dominantes en el rango (0.106 ≤ T0< 0.190).
Figura 15. Zona 2, Suelos Duro con periodos dominantes en el rango (0.190 ≤ T0< 0.273).
0,10
1,00
10,00
0,10 1,00 10,00
Ampitud(Veces)
T(s)
FTE_Familia Espectral_ZONA - 1_T0
0,10
1,00
10,00
0,10 1,00 10,00
Amplitud(Veces)
T(s)
FTE_Familia Espectral_ZONA-2_T0

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Figura 16. Zona 3, Suelos Duro con periodos dominantes en el rango (0.273 ≤ T0< 0.357).
Figura 17. Ejemplo de determinación de periodos dominantes en el procesamiento de datos
(modelo de evaluación de los promedios de periodos dominantes en cada pico).
0,10
1,00
10,00
0,10 1,00 10,00
Amplitud(Veces)
T(s)
FTE_Familia Espectral _ZONA-3_T0

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8.3.3 Microzonificación en función de los periodos.
En este acápite se detallan de forma más clara los tres periodos promedios obtenidos
mediante al análisis de las familias de curvas espectrales para cada una de las zonas.
Permitiendo así tomar como punto de interés estos resultados para el análisis de la
estratigrafía de los suelos con la clasificación correspondiente para cada zona
relacionado al primer modo de vibrar de la estratigrafía del sitio analizado.
A continuación se presentan los periodos y la clasificación de los suelos basado en su
periodo, de los suelos de las zonas, obtenidos mediante el análisis de las familias de
curvas espectrales.
Tabla 8.3.3.a Periodos obtenidos para cada zona.
Microzonificación T1(s) T2(s) T3(s)
1 0.151 0.282 1.090
2 0.190 0.344 1.060
3 0.251 0.712 1.110
Promedio 0.197 0.446 1.087
Tabla 8.3.3.b Características de los suelos obtenidos para cada zona.
Clasificación de suelos
Microzonificación SueloT1 SueloT2 SueloT3
1 Rígido Duro (Firme) Blando
2 Rígido Duro (Firme) Blando
3 Duro (Firme) Blando Blando
Promedio Rígido a firme Firme a blando Blando
Los parámetros T, representan los periodos que se originan en los picos uno, dos y
tres. Así mismo están definida la clasificación de los suelos, para cada una de las
zonas, cambiando según su característica de suelo rígido a suelo duro (firme) a
medida que se profundiza cada estrato, detallándose en la tabla de izquierda a
derecha. Es importante mencionar, que esta clasificación es definida de manera
cualitativa aplicando los parámetros definidos en la tabla 8.2.2. Siendo necesario la

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realización del estudios de velocidades de ondas cortantes para tener una idea más
clara sobre la característica de los suelos.
8.3.4 Cálculo de espesores.
8.3.4.1 Modelamiento.
El modelamiento de espesores de suelos, se realizó siguiendo a Arai y Tokimatsu
(2005). La hipótesis del modelamiento consiste en asumir que el modelo de suelo
corresponde a un medio semi-infinito elástico, el cual está compuesto de N capas
paralelas, solidas, homogéneas e isotrópicas. Cada estrato está caracterizado por
su espesor (H), densidad (rho), velocidad de onda P y velocidad de ondas S (Ver
figura 18).
Figura 18. Modelo idealizado de los estratos de los suelos para invertir la curva
empírica de microtremores. (Arai y Tokimatsu 2005).
Figura 19. Comparación del espectro H/V de microtremores (círculos) con el
espectro de ondas superficiales (línea solida) para perfiles de suelos estimados por
inversión. (Arai y Tokimatsu 2005).

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Siguiendo la metodología mencionada seleccionamos los registros con menor ruido
cultural.
Figura 20. Ejemplo de registro seleccionado para el análisis de inversión. El grafico izquierdo
muestra en rojo la parte menos ruidosa seleccionada. El grafico derecho es un acercamiento de
la ventana seleccionada para el análisis.
Luego procedimos a realizar la inversión del espectro H/V del registro seleccionado
obteniendo el mejor ajuste para los parámetros mostrados en la siguiente tabla.
Tabla 8.3.4.1.a Modelo del suelo y del perfil de Vs obtenido después de simular el
espectro H/V de microtremores.
Estrato Profundidad H(m) VS(m/s) VP(m/s) ρ(t/m3
)
1 0.00-1.50 1.50 150 486 1.27
2 1.50-4.50 3.00 190 513 1.57
3 4.50-9.50 5.00 260 675 1.62
4 9.50-15.50 6.00 350 675 1.62
5 15.50-45.50 30.00 550 1,485 1.80
6 45.50-190.50 145.00 850 2,025 2.10
7 190.50-890.50 700.00 1,650 4,050 2.30
8 890.50-00.00 0.00 3,000 8,100 2.50
Los parámetros de la densidad para cada uno de los estratos de suelos han sido asumidos para
la estimación del modelamiento teórico según (Arai y Tokimatsu 2005). Para los primeros
cinco estratos se han tomado de la propuesta estratigráfica para los cuatro sitios de
referencia de Managua (Faccioli, 1973). Con respecto a los últimos tres estratos se ha
efectuado una suposición respecto a la densidad (ver valor de densidades resaltadas
en azul).

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