Análisis cuantitativo de eventos sísmicos registrados en ciudad guzmán, jalisco con fines de evaluación de efectos de sitio

Cq- O3i
ANÁLISIS CUANTITATIVO DE EVENTOS
SÍSMICOS REGISTRADOS EN CIUDAD
GUZMÁN, JALISCO CON FINES DE
EVALUACIÓN DE EFECTOS DE SITIO
INGENIERÍA GEOFÍSICA
Carlos Antonio Gutiérrez Martínez
Maestro en Ciencias con especialidad en Sismología y Física
del Interior de la Tierra
6 de febrero de 2014
México, D.F.

ANÁLISIS CUANTITATIVO DE EVENTOS SÍSMICOS REGISTRADOS EN CIUDAD GUZMÁN, JAL.
CON FINES DE EVALUACIÓN DE EFECTOS DE SITIO
CONTENIDO
CONTENIDO.............................................................................2
RESUMEN............................................................................3
CAPÍTULO 1 INTRODUCCIÓN ......................................................4
CAPITULO 2 GEOLOGÍADELVALLEDEZAPOTLÁN .........................5
CAPÍTULO 3 REGISTRO DE EVENTOS SÍSMICOS .............................9
CAPÍTULO 4 ESTIMACIÓN DE AMPLIFICACIÓN RELATIVA................24
4.1 Espectros de amplitud de Fourier
4.2 Relación señal-ruido en los registros sísmicos
4.3 Razones espectrales
CAPITULO 5 ESTIMACIÓN DE AMPLIFICACIÓN MEDIANTE LA TÉCNICA
DENAKAMURA ........................................................36
CAPÍTULO 6 FUNCIONES DE TRASFERENCIA TEÓRICAS ................41
6.1 Perfiles de velocidades de ondas P y 5
6.2 Cálculo de funciones de trasferencia teóricas
CONCLUSIONES..........................................................................47
REFERENCIAS ........ .. .......... .. .................... ......... . .................. ... ...... 49
BIBLIOGRAFÍA ... ... . ..... . ................................................. . ............. 50
Especialidad: Ingeniería Geofísica Página 2

RESUMEN
Después de la ocurrencia del sismo del 9 de octubre de 1995 (Mw
8), con epicentro frente a las costas de Colima y Jalisco, se registraron
varias réplicas usando sismógrafos digitales con sensores de banda
ancha en Ciudad Guzmán, asentada predominantemente sobre suelos
blandos y donde se han observado daños importantes como
consecuencia de grandes sismos en el pasado. Con los registros
obtenidos en tres sitios de suelo blando y uno de suelo rocoso,
considerado como estación de referencia, se calcularon factores de
amplificación mediante cocientes espectrales (Técnica de Amplificación
Relativa), los cuales muestran valores promedio de 20 para frecuencias
alrededor de 1 Hz. Asimismo, empleando la Técnica de Nakamura,
basada en las razones espectrales de componentes horizontales
respecto del vertical en un sitio dado, se calcularon factores de
amplificación, los que resultan inferiores a aquellos del análisis de
cocientes espectrales.
Por otra parte, con un equipo de sonda suspendida se obtuvieron
velocidades de ondas P y S a lo largo de un pozo de 110 m perforado en
el centro de la ciudad. Se calcularon funciones de trasferencia teóricas
para dos modelos de capas planas y horizontales, definidos empleando
las velocidades registradas. Comparando las funciones de trasferencia
teóricas resultantes de ambos modelos con los promedios logarítmicos
de razones espectrales de Amplificación Relativa y Nakamura, se
observa que estos últimos muestran la menor aproximación, por lo que
esa técnica resulta, en este caso, menos confiable para propósitos de
microzonificación sísmica, a pesar de que en otras ciudades ha dado
buenos resultados.
PALABRAS CLAVE
Efecto de sitio
Amplificación relativa
Velocidades de ondas en pozo
Técnica de Nakamura

CAPÍTULO 1
INTRODUCCIÓN
Como consecuencia de sismos de gran magnitud, principalmente
con epicentros en la región costera, en Ciudad Guzmán se han reportado
daños acentuados en comparación con otras poblaciones cercanas y con
tipos similares de construcción. Los sismos que más han afectado a
Ciudad Guzmán ocurrieron en 1568, 1577, 1790, 1806, 1911, 1931,
1932, 1941, 1973 y 1985 (Vizcaíno, 1985), con epicentros
principalmente en las costas de Jalisco, Colima y Michoacán.
Aunque la sismicidad en esa región es menor en comparación con la
de otras zonas costeras de México, los sismos pueden alcanzar
magnitudes muy grandes. Tal es el caso del sismo del 3 de junio de
1932 (Ms 8.2), con epicentro en las costas de Jalisco, siendo el de
mayor magnitud durante el siglo pasado, en México.
Es conveniente mencionar que, como consecuencia del sismo del 9
de octubre, no se registraron daños importantes en Ciudad Guzmán, a
pesar de que el sismo tuvo una magnitud grande y la distancia al
epicentro es aproximadamente de 140 km. Es probable que esto se
deba a efectos de directividad de las ondas provenientes de la fuente
por lo que, como complemento a este tipo de estudios, se tendrá que
analizar la posibilidad de un fenómeno de ese tipo.
El grado acentuado de daños reportados en años anteriores hizo
pensar, a la luz de resultados recientes de investigaciones en valles
aluviales, que el suelo en Ciudad Guzmán tiene la capacidad de
amplificar el movimiento sísmico, fenómeno que también se presenta en
la Ciudad de México (Singh etal., 1988).
Por tanto, se vio claramente la necesidad de determinar los
parámetros básicos asociados al efecto de sitio para caracterizar el
comportamiento del suelo en Ciudad Guzmán, llamada antiguamente
Zapotlán el Grande. Para ello se utilizaron sismógrafos digitales con
sensores de banda ancha así como un equipo de sonda suspendida para
la obtención de velocidades de propagación de ondas P y S en un pozo
perforado en la zona centro de la ciudad, con profundidad de 110 m.

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CAPÍTULO 2
GEOLOGÍA DEL VALLE DE ZAPOTLÁN
De acuerdo con la regionalización sísmica más reciente (CFE,
1993), Ciudad Guzmán se ubica en la zona de más alto riesgo en México
(Zona D), fig 2.1. Sin embargo, en esta clasificación del territorio
nacional no se refleja el efecto debido a las particularidades geológicas
locales que pueden resultar en una respuesta del terreno muy distinta
en sitios cercanos de una misma zona, ante la excitación sísmica.
1400
—118.00 —114.00 —110.00 —106.00 —102,00 —98.00 —94.00 —90.00 -e6.00
LONGITUD (grados)
Fig. 2.1 Regionalización sísmica de la República mexicahla. Localización del área de estudio y del epicentro del sismo
del 9 de octubre de 1995,
Ciudad Guzmán se encuentra en el extremo este de la estructura
geológica conocida como el Graben de Colima (fig 2.2), generada
básicamente por esfuerzos de tensión cortical. En ésta se encuentran
los volcanes Nevado y de Fuego de Colima, que han contribuido
significativamente en el aporte de materiales que han rellenado el valle,
según estudios recientes de geología superficial (Barrera et al., 1995).

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Fig. 2.2 Marco tectónico del Graben de Colima y ubicación de Ciudad Guzmán
La zona urbana se ha asentado predominantemente sobre
sedimentos arcilloarenosos del cuaternario producto de erupciones
volcánicas (fig 2.3). Al oriente se tiene la Sierra del Tigre, constituida
por tobas cafés (Tpl-Q(T)), tobas andesíticas (Tpl-Q(A)), lechos rojos
(Ks(lr)) y calizas (Ki(c)). En el extremo suroeste de esta sierra se tiene
un cuerpo de basanitas (Q(b)) producto del volcán Apaxtepec.
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Fig. 2.3 (eoogía su peilicial en el ;írea de Ciudad G uzin;í n
Los espesores de los sedimentos volcánicos, que han rellenado la
fosa tectónica, varían entre 300 y 1,200 metros por debajo de la ciudad
(fig 2.4). Se estima que los desplazamientos verticales entre los
paquetes litológicos varían entre 300 y 1500 metros, aumentando hacia
el centro de la fosa.

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Ciudad Guzmán
Fig. 2.4 Perfil estratigrñfico con respecto a la línea AB con dirección N70°W-S70°E
En los últimos años se han detectado algunas grietas en el suelo
urbano con dirección aproximada NE-SW, similar a la de las fallas
normales que se observan en la fig 2.3. Existe la hipótesis de que se
trata de las trazas superficiales de dichas fallas. Sin embargo, de
acuerdo con los reconocimientos efectuados recientemente por el Centro
Nacional de Prevención de Desastres y el Centro de Ciencias de la Tierra
de la Universidad de Guadalajara, el suelo de Ciudad Guzmán tiene, en
las partes más superficiales, una granulometría heterogénea, con una
cohesión relativamente baja que, muy probablemente, al recibir y
permitir el paso hacia el oeste de los grandes volúmenes de agua
captada en la Sierra del Tigre, pierde fácilmente los granos finos
generando abatimientos en el terreno por tubificación (Barrera et al.,
1995). A lo anterior se puede sumar el abatimiento piezométrico
producido por la extracción de agua, por bombeo, de los mantos
profundos, ocasionando, como en muchos otros casos en México, el
agrietamiento y hundimiento diferencial del suelo que se observa en
dicha ciudad. La geometría escalonada producida por las fallas
profundas, en este caso, se proyecta en la superficie como producto de
la compactación de los sedimentos superyacentes.

CAPÍTULO 3
REGISTRO DE EVENTOS SÍSMICOS
Durante seis días posteriores al sismo deI 9 de octubre de 1995, se
instalaron sismógrafos digitales RefTek, con grabación en cinta
magnética y sensores Guraip GMT 40, con periodo natural de 30 s.
Como sitio de referencia en suelo duro, se eligió un afloramiento de
caliza cercano al poblado Huescalapa (HSC), al sureste de Ciudad
Guzmán (fig 2.3). El primer punto de observación en suelo blando fue
ubicado en el campus de la Escuela Normal de Ciudad Guzmán (NOR).
Posteriormente, se empleó un tercer instrumento con el que fue posible
obtener registros en el campus de la Universidad de Guadalajara (UNI) y
las instalaciones del Seminario de Zapotlán (SEM). Los sismos utilizados
en este estudio y las estaciones que los registraron, se listan en la tabla
3.
Una de las condiciones para realizar estudios de efecto de sitio,
comparando respuestas de diferentes tipos de suelo, es que la
separación de los instrumentos, con respecto a la distancia epicentral
sea significativamente pequeña, con el fin de que las diferencias
observadas durante el análisis estén relacionadas únicamente con el
comportamiento del suelo y no con el azimut, la profundidad o la
atenuación. En este caso las distancias de los sitios SEM, NOR y UNI con
respecto a HSC son 6.5, 7.5 y 9.5 km, respectivamente, mientras que la
distancia a la zona epicentral es de aproximadamente 140 km.
Tabla 3.1
Fecha HHMM Mag Lat°N Long°W Prof Km Estaciones
Oct 11 20:07 4.2 17.85 105.29 20 HSC. NOR
20:38 3.3 HSC. NOR
22:18 4.8 19.42 105.58 26 HSC. NOR
Oct 12 08:13 3.4 HSC. NOR
16:53 6.1 18.99 103.95 24 HSC. NOR
18:05 3.4 HSC. NOR
20:12 3.0 HSC. NOR
Oct 14 20:01 3.0 HSC. UNI. SEM
21:28 4.6 19.05 104.01 22 HSC. UNI. SEM
09:17 3.1 HSC. UNI. SEM
13:49 4.4 19.01 105.01 19 HSC. UNI. SEM

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

ANÁLISIS CUANTITATIVO DE EVENTOS SÍSMICOS REGISTRADOS EN CIUDAD GUZMÁN, JAL
HLESCALAPA 20:38 Mc 3.3
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Fig. 3.12
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0 20 40 60 80 100 120
04
.02
.00
- .02
ñA
-
o 20 40 60 80 100 120
segundos
Eig. 3.24
UNÍ 21:28 Mc 4.6
UNÍ 20:01 Mc 3.0
.04
.02
.00
o - .02
zwalw II I
20 40 60 80 100 120
.04
.02
.00
- .02
-- (lA
04
(1)
.00
- .04
-~^N 4—WS9&~
• 0 20 40 60 80 100 120
.08
.04
.00
o —.04
IT±1
0 20 40 60 80 100 120
.08
14121o)
.00
(.) —.04
—.08
o
UI1UL)
Fig. 3.25

UNI 13:49 Mc 4.4
08
04
u)
.00
o - . 04
rQ
0 20 40 60 80 100 120
08
.04
u,
.-.. .00
- .04
(,Q
0 20 40 60 80 100 120
08
04
u)
.Ou
—.04
- .08
0 20 40 60 80 100 120
segundos
Fig. 3.26
:ITITI TI

CAPÍTULO 4
ESTIMACIÓN DE AMPLIFICACIÓN RELATIVA
4.1 Espectros de amplitud de Fourier
Uno de los procedimientos más utilizados para determinar los
niveles de amplificación del movimiento sísmico en terrenos blandos,
conocido como Técnica de Amplificación Relativa, consiste en comparar
los espectros de amplitud de Fourier de eventos en común con un sitio
de referencia en terreno firme, empleando cocientes espectrales. Para
que esto sea aplicable es necesario, además de una distancia corta entre
estaciones con relación a la distancia epicentral, como se mencionó
anteriormente, un contraste de impedancias acústicas notable entre el
sitio de referencia y la zona donde se evalúa la amplificación (Singh et
al., 1988). Ambas condiciones se cumplen satisfactoriamente en este
caso.
Se calcularon espectros de amplitud de ondas S para todos los
eventos listados en la tabla 3.1, los cuales se representan en las figs 4.1
a 4.7.

10-2 10 2
io
o,
10-4
E
u
o,
*
E
(1
10-51 o
10_6 L
102.10-2 10 1 100 10 1
Frecuencia (Hz)
10- 1 100 10 1
Frecuencia (Hz)
O)
*
(O io
E
10'
1 2
1 O
iñ -5 L
10-2 10I 100 101
Frecuencia (Hz)
HSC Oct. 14 20:01 U 3.0
100
10-1
o,)
01 10
E
u
1 o
1041
10-2 10-1 100 101
Frecuencia (Hz)
HSC Oct 12 20:12 M 30
10 1
10_2
o,
o, 1O
E
o
HSC Oct 11 20:07 M 4.2 HSC Oct 11 20:38 M 3.3
HSC Oct 11 22:18 M 4,8 HSC Oct 12 08:13 M 14
10_ 2
10-3
(o
io
10-5
E
1)
i0- L_
102 10- 1 i o0 i0 102 10_1 100 10
Frecuencia (Hz) Frecuencia (Hz)
Fig. 4.1 Espectros de amplitud de Fourier para la estación Huescalapa, en terreno firme.
HSC Oct 12 16:53 M 6.1 HSC Oct 12 18:05 M 34
tu.,-
1 o
0,)
01 10-4
E
u
1
10_2
iO-
E
u
1 -5
iO litO 11)111 111111 Ii 10_6 1 1 1 1 (liii (liii) 111)11 11
10-2 10 100 101 10-2 10_ 1 100 10 1
Fig. 4.2 Espectros de amplitud de Fourier para la estación Huescalapa, en terreno firme.

10 -1
10 -2
o,
*
01 10-3
E
o
io
(0
01 10
E
o
10-6
io °
10-2
L_
10_2 10-1 100 101
Frecuencia (Hz)
10-1 100 101
Frecuencia (Hz)
10 1
10210 2
01
01 10
E
o
01
(0 i0
E
o
iüio
l0
10-2
10
10-2
Frecuencia (Hz)
10-1 100 io
Frecuencia (Hz)
NOR Oct 11 22:18 M 4.8
10 1
01
*
1-
ci
10-4
l0 ~ 5
10_2
10 1 100 10 1
NOR Oct 12 08:13 M 3.4
10-1 100 101
Frecuencia (Hz)
10_1 100 10 1
Frecuencia (Hz)
io
102
1 0°
10 -1
01
(0 10
u
HSC Oct 14 21:28 M 4.6 HSC Oct 15 09:17 M 3.0
HSC Oct 15 13:49 M 4.4
10 2
10-3
01
*
01 i0
E
o
10
1 _6 1
10-2 10-1 100 io
Frecuencia (Hz)
Fig. 4.3 Espectros de amplitud de Fourier para la estación Huescalapa, en terreno firme
NOR Oct 11 20:07 11 4.2 NOR Oct 11 20:38 M 3.3
Fig. 4.4 Espectros de amplitud de Fourier para la estación Normal en la zona centro de Ciudad Guzmii.

NOR Oct 12 16:53 M 6.1
101
o 10-1
10_2 -:J-:-:-:-:::.............
1 o U 1 11111111 1 1IU 1
1.0-2 101 100 101
Frecuencia (Hz)
NOR Oct 12 18:05 M 3.4
100
10-1
01
*
0) 102
E
u
0-3
1 o~4 1 1 1 11111 , 1 11111 MI
10-2 10-1 100 101
Frecuencia (Hz)
NOR Oct 12 20:12 M 3.0
10-2
1 1111111 11111111 1111111
102 101 100 101
Frecuencia (Hz)
Fig. 4.5 Espectros de amplitud de Fourier para la estación Normal en la zona centro de Ciudad Guzmán.

10 210 2
01
*
01 io
E
o
(0
o io-
E
o
10 -4 iO-
iO
1O-2
lo-e L__
10-2 10_1 100 101
Frecuencia (Hz)
1O 10° 101
Frecuencia (Hz)
102
1021 _3
01
*
01 iü
E
o
1O
(0
*
iO-
E
o
1 _5
10-6
10-2
L
10- 2 101 100 101
Frecuencia (Hz)
10-1 100 101
Frecuencia (Hz)
1 0-4
w
102
01
*
01 10
E
o
102 10- 1 10 101
Frecuencia (Hz)
10-1 100 101
Frecuencia (Hz)
io L_.
jo-2
w
10-2
01
*
01
E
o
1 o
01
01
E
o
102
10-2 10-1 100 101
Frecuencia (Hz)
10_1 100 101
Frecuencia (Hz)
l0_6
10-2
10- 2
(0
(0 10
E
o
SEA Oct 14 20:01 M 3.0 SEM Oct 11 21:28 M 4.6
SEM Oct 15 09:17 M 3.0 SEM Oct 15 13:49 M 4.4
Fig. 4.6 Espectros de amplitud de Fourier para la estación Seminario, al sur de Ciudad Guzmán.
UNI Oct 14 20:01 M 3.0 UNI Oct 11 21:28 M 4.6
,,-1
UNI Oct 15 09:17 M 3.0 UNI Oct 15 13:49 M 4.4
Fig. 4.7 Espectros de amplitud de Fourier para la estación Universidad, al norte de Ciudad Guzmán.

Es importante señalar que la estación HSC se ubicó en condiciones
altamente deseables para una estación de referencia: terreno
netamente rocoso, producto de actividades mineras ya suspendidas y
ausencia de fuentes de ruido locales, al menos en un radio de 300 m.
La estación NOR, para la que se tiene un mayor número de
registros, situada en la zona centro de la ciudad, presenta para cualquier
evento periodos dominantes entre 0.7 y 1 Hz. Particularmente, se
observa una prominencia de amplitudes en frecuencias de 10 Hz o
mayores, con excepción del evento de mayor magnitud (M 6.1),
registrado solamente en NOR y HSC. Esto, en principio sugirió la
presencia de un efecto no lineal para eventos de magnitudes mayores
que 4.8; sin embargo, como se verá más adelante, se trata de la
influencia del ruido ambiental en los registros. Cabe señalar, que NOR,
por encontrarse en la zona centro es la estación que se encuentra más
expuesta a fuentes de vibración ambiental producto de actividades
humanas en general (tráfico de vehículos, maquinaria en
funcionamiento, etc.)
Para las estaciones UNI y SEM en los extremos norte y sur de la
ciudad, respectivamente, y a poca distancia de la Sierra del Tigre, se
tienen registrados los mismos eventos, lo cual permite hacer
comparaciones importantes para la caracterización del comportamiento
del terreno urbano. Las formas de los espectros de amplitud muestran
diferencias muy pequeñas entre ambas estaciones. Particularmente, los
dos eventos con magnitud 3 tienen espectros menos prominentes que
los restantes. Los periodos dominantes que presentan se encuentran
centrados en 1 Hz, con excepción del evento de las 20:01, que muestra
un pico cercano a 2 Hz, sobre todo en SEM.
4.2 Relación señal-ruido en los registros sísmicos
Con el propósito de establecer el rango de frecuencias en que los
espectros y las razones espectrales definen claramente el
comportamiento del terreno debido solamente a la influencia del sismo,
se calcularon, además de los espectros de ondas S mencionados,
espectros de amplitud de Fourier para ruido ambiental previo al inicio de
algunos registros : 20:38 (M 3.3), 20:12 (M 3.0) y 16:53 (M 6.1) en
HSC y NOR y 13:49 (M 4.4) en UNI y SEM. Asimismo, se calcularon
razones espectrales ondas S/ruido ambiental.

Espectros de ruido
10 iO° lO'
Frecuencia (Hz)
Espectros de ruido
10-1 100 10 1
Frecuencia (Hz)
i0-
iO 4
10-5
10
1 o-
10-8 L_
10 2
10- 1
10 2
' io-
1O-
10 -5
io-6 L.
10-2
Se consideró como aceptable una relación señal-ruido mínima de 2
por lo que, en términos globales, a partir de dichas razones, el rango de
aceptabilidad para las estimaciones de amplificación relativa y de
Nakamura, está entre 0.05 Hz y 7 Hz, excepto para el sismo de mayor
magnitud, el cual supera claramente los niveles de ruido en toda la
banda de frecuencias considerada para el análisis. En las figs 4.8 y 4.9
se presentan muestras de las comparaciones de espectros de ondas S
con aquellos de ruido previo a la señal, para casos de eventos con baja
magnitud.
10 2
10 2
10.2
10-2
Espectros Ondas S
10-1 io° lo'
Frscuenck (Hz)
Espectros Ondas S
10
102
10-3
10-4
iü-
10-1 ioo 101
Frecuencia (Hz)
HSC Oct 12 20:12 U 3.0
10- 1 iO° 10 1
Frecuencia (Hz)
NOR Oct 12 20:12 M 3.0
10 100 10 1
Frecuencia (Hz)
103
102
o
a lO'
u
100
10 1
102
02
o
a l0
iü
o
10 1
10-1
10-2
10-
i0-
10 6 L
10 2
L.10
1 0-2
Fig. 4.8 Comparación de espectros de andas S con aquellos de ruido previo a su arribo.

Espectros Ondas 5 Espectros de ruido UNI Oct 15 13:49 M 4.4
in -, i0
10 2
5
( 101
a-
Ld
o 10
o
10 -1
10 -2
10-2 10- 1 io° Ial
Frecuencia (Hz)
(1-1
Espectros Ondas S Espectros de ruido SEM Oct 15 13.49 U 4.4
10 -1 .-,
10 -2
i0-
10-5
(1-6 10 -2
10 2 10 1 100 101 10-2 10 1 lOs 10 1 10 2 10_ 1 100 10 1
Frecuencia (HZ) Frecuencia (Hz) Frecuencia (Hz)
Fig. 4.9 Comp2lracióll de espectros de ondas S con aquellos de ruido previo a su arribo.
U
10 -2
10-3
i0
10- o
n-6
a
10 1
a--
Ui
1O
a
10-1
102
4.3 Razones espectrales
En la estación NOR, la que puede considerarse mejor caracterizada
por contar con 7 eventos registrados, entre ellos uno con M 6.1, se
observan razones espectrales con una tendencia general a presentar
mayor amplificación alrededor de 1 Hz y amplificación máxima, sin
relación con variaciones en magnitud, cercana a 40 veces en dicha
frecuencia. Cabe señalar que, las razones espectrales del evento con M
6.1, tiene un máximo entre 0.4 y 0.5 Hz; sin embargo, éste se debe a
una depresión del espectro de HSC en el rango mencionado, por lo que
dicho máximo debería ser confirmado con otros eventos de magnitud
semejante. En las figs 4.10 a 4.13 se muestran las razones espectrales
correspondientes a los eventos registrados.

10 2
01
0 10 1
o)
a
00
Ui
a
O 100
a
a
10-1 1
10- 2 10- 100 101
Frecuencia (Hz)
10 2
a
10 1
a
100
101 L_.....
.10 -2 10 - 1 100 io
Frecuencia (Hz)
102
o
•t 10 1
5)
a
00
LU
a
2 10
o
cc
1O_l 1
10-2 10-1 100 10 1
Frecuencia (Hz)
102
o
0 i0
'Co
a
(Co
Ui
o:
2 10
o
a
10-1 1
.10-2 10-1 100 10 1
Frecuencia (Hz)
ANÁLISIS CUANTITATIVO DE EVENTOS SÍSMICOS REGISTRADOS EN CiUDAD GUZMÁN, JAL.
MOR Oct 11 20:07 M 4.2 NOR Oct 11 20:38 lol 3.3
NOR Oct 11 22:18 M 4.8 NON Oct 12 08:13 M 3.4
10 2
o
0 10 1
II)
a
(11
01
10
o
102
o
10 1
2 10°
co
101 1 1 11111111 11111111 1 lIIllIII_01111 10_1 1 _1 1 1 111111111 1 1 III
10- 2 icr 1 100 101 10 - 2 10- 1 100 10 1
Fig. 4.10 Razones espectrales posca ondas Sen la estación Normal con respecto a la estación Iluescalapa,
en terreno firme.
NON Oct 12 16:53 M 6.1 NON Oct 12 18:05 M 3.4
102
o
10 1
2 100
o
a
NON Oct 12 20:12 M 3.0
10_1 I_l_lIllIlII 1 1 1 IIJII111 1111
10 2 10- 1 100 10'
Frecuencia (Hz)
Fig. 4.11 Razones espectrales para ondas Sen la estación Normal con respecto a la estación Huescalapa,
en terreno firme.

102
o
102
1
101
2 10
o
cc
o
10 1
LLj
2 10°
o
a
10-1
1o2
10- 1 1
10210-1 100 101
Frecuencia (Hz)
10-1 iü 101
Frecuencia (Hz)
SEM Oct 15 09:17 Nl 3.0 SEM Oct 15 13:49 M 4 4
102 1 2
o
0 1Q
o
0 io5)
a
53
Ui
2 10
U
a
101
10-2
e
a
o)
a
u
2 100
o
a
101
102iDi 100 10'
Frecuencia (Hz)
10- 1 100 10'
Frecuencia (Hz)
o
10 1
1j)
a
53
a
a
2 iO°
o
a:
102 102
o
0 10
o
10 1
CL
2 iO°
(3
a:
10_ 1 L_
102
10 1 L
102
Ql
a
o)
a
a
2 100
o
a:
10' 100 101
Frecuencia (Hz)
10- 1 100 10 1
Frecuencia (Hz)
SEM Oct 14 20:01 M 3.0 SEM Oct 11 21:28 M 4.6
Flg. 4.12 Razones espectrales para ondas S en la estación Seminario, con respecto a lluescalapa.
UNI Oct 14 20:01 Nl 3.0 UNÍ Oct 11 21:28 M 4.6
102
10_ 1 1 l 1 ilillí II III 1 1111111,
10-1 100 10 1 10 -2 10-1 100 10 1
UNI Oct 15 09:17 Nl 3.0 UNI Oct 15 13:49 Nl 44
10-1
..102
o
10
CL
2
100
o
a:
Fig. 4.13 Razones espectrales para oiidas S en la estación Universidad, con respecto a Huescalapa.

SEM/HSC (4) N—S S[M/HSC (4) E—W
10-1 100 101
Frecuencia (Hz)
10- 1 100 101
Frecuencia (Hz)
102
10 1
2 10
o
icr1
102
102
o
ti 10 1
e
aL
e
1-u
a
2 10
o
10_ 1
102
UNI/HSC (7) E—W
o
i0
e
al-
Ch
uJ
j 100
UNI/HSC (7) N—S
102
10_ 1 L.
10- 2 10-1 100 101 10-2 10 -1 loo 10 1
Fig. 4.15 Promedios logarítmicos de razones espectrales de ondas S (amplificación relativa).
102
o
tí 101
'1)
e
LU
2 10
o
En las estaciones SEM y UNI se tienen niveles de amplificación
máxima similares. Particularmente, en SEM la amplificación mayor se da
en 0.7 y 2 Hz.
Para sintetizar el comportamiento de estos cocientes espectrales se
calcularon promedios logarítmicos, los cuales se muestran en las figs.
4.14 a 4.15 junto con su desviación estándar (+1-).
NOR/HSC (7) N—S NOR/HSC (7) E—W
102
1 0-1 I1.. 1 1 II III 1 1 1 III 1 11111111 1 111
101 100 101 10-2 10 - 1 lOO 101
oL
10
(11
w
a
2 10
o
10_ 1
10-2
c3
L
10
(f
1-u
j 100
Fig. 4.14 Promedios logarítmicos de razones espectrales de oiidas S (amplificación relativa).

En estos promedios logarítmicos es posible identificar, en los
componentes EW, una ligera tendencia a mostrar mayor grado de
amplificación, especialmente en NOR y UNI. En SEM, aunque los
promedios no muestran grandes diferencias, sí se ve dicha tendencia en
la desviación estándar.
Tomando en cuenta que las razones espectrales correspondientes al
componente este-oeste indican grados de amplificación ligeramente
mayores que los del componente norte-sur, puede plantearse la
posibilidad de que se tenga un efecto de amplificación debido a la
proximidad de la sierra al oriente, con la cual los paquetes sedimentarios
forman acuñamientos.
51

CAPÍTULO 5
ESTIMACIÓN DE AMPLIFICACIÓN MEDIANTE LA TÉCNICA DE
NAKAMURA
En los últimos años, con el fin de lograr la microzonificación sísmica
de zonas urbanas de manera rápida y cubriendo el área con gran
densidad de puntos, se han propuesto y aplicado diversas técnicas. Una
de las más conocidas es la técnica de Nakamura, la cual establece que
mediante el cálculo de razones espectrales de los componentes
horizontales respecto del vertical, es posible conocer la función de
trasferencia empírica del sitio (Nakamura, 1989; Omachi, 1991).
Esta técnica supone que su aplicación es válida si se tiene un
contraste alto de impedancias acústicas entre el basamento y el paquete
sedimentario que se pretende caracterizar, ya que las trayectorias de
incidencia de la energía sísmica hacia la superficie serán muy cercanas a
la vertical. Esto implica que las ondas S, de acuerdo a su polarización,
tendrán influencia mayor sobre los componentes horizontales, afectando
al componente vertical en forma poco significativa.
En este caso se aplica a los registros de temblores, obteniendo
cocientes de espectros de ondas S de los componentes horizontales con
respecto al vertical, considerando que el contraste de impedancias
entre el sustrato de lechos rojos y calizas y el paquete sedimentario que
lo sobreyace, es grande.
En las figs 5.1 a S. 4 se muestran los cocientes espectrales
obtenidos con la técnica de Nakamura, para todos los eventos
registrados en suelo blando. Asimismo, se calcularon promedios
logarítmicos, los que se grafican junto con su desviación estándar en las
figs 5.5 y 5.6.

102
>
1
- i0
u
11)
a.
01
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Frecuencia (Hz)
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a
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10-2 10-1 100 10'
Frecuencia (Hz)
NOR Oct 11 20:07 M 4.2 NOR Oct 11 20:38 U 3.3
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102
>
10
u
0)
Ci
CI
u 100
CI
o
CI
Ci
1(1-1
10-2 10- 1 lo0 10' 10 - 2 10' 100 10
Fig. 5.1 Razones espectrales para ondas S de componentes horizontales respecto del vertical, en la estación Normal
NOR Oct 12 16:53 U 6.1 NOR Oct 12 18:05 U 3.4
102
>
5 10
u
e
Ci
(0
Cd
100
CI
CI
N
o
Ci
NOR Oct 12 20:12 U 3.0
10-2 10-1 100 10 1
Frecuencia (Hz)
Fig. 5.2 Razones espectrales para ondas S de componentes horizontales respecto del vertical, en la estación Normal

102
>
a:
10 1
o
e
a
e
OJ
100
c
aN
o
o:
1 fl1
10
>
a:
101
u
e
a
01
10
a
o
N
a
o:
1 (-1-1
SEM Oct 11 21:28 M 4.6
0-2 10- 1 100 10 1
Frecuencia (Hz)
SEM Oct 15 09:17 M 3.0
102
>
a:
- 10 1
u
e
ao,
100
o
N
o
o:
1 0-1
10-2 10H 100 10 1
Frecuencia (Hz)
SEM Oct 15 13:49 M 4.4
102 10-1 ion 10
Frecuencia (Hz)
UN] Oct 11 21:28 M 4.6
1 2
Fig. 5.3 Razones espectrales para ondas S de componentes horizontales respecto del verlical,
en la estación Seminario
UNI Oct 14 2001 M 30
102
10 1
Fiu LO
10_2 10-1 100 10 1 10_2 10-1 100 101
L'NI Oct 15 09:17 M 3.0 UNI Oct 15 13:49 M 4.4
102
>
a:
- io
u
e
a01
UJ
10
a
o
N
o
o:
10-2 10-1 io° 10 1 102 10-1 100 101
Fig. 5.4 Razones espectrales para ondas S de componentes horizontales respecto del vertical,
en la estación Uisiversidad

102
>
1
io
u
e
ci-
e
Li
io°
ci
o
o
cc
HSC (7) N-S
102 10-1 100 10 1
Frecuencia (Hz)
NOR (7) N-S
10-2 10-1 100 10
Frecuencia (Hz)
102
1
5 10
ni
cc
e
L
10°
ci
cc
10 1 L
10-2
102
>
1
- 10 1
u
ni
a
e
'3
cc
10 -1 L
10-2
HSC (7) E-W
10 100 10 1
Frecuencia (Hz)
NOR (7) E-W
10- 1 100 10 1
Frecuencia (Hz)
Para la estación NOR, los promedios logarítmicos (fig 5.5),
muestran similitud en la forma con respecto a los promedios obtenidos
para estimaciones de amplificación relativa (fig 4.14). Sin embargo, los
niveles de amplificación difieren, siendo mayores en el caso de
amplificación relativa por un factor cercano a 3 para ambos
componentes.
Fig. 5.5 Promedios logarítmicos (+1- desviación estándar) de razones espectrales de ondas S de componentes
horizontales respecto del vertical.
En la estación UNI, no se observa similitud entre las formas de
promedios espectrales obtenidos con la técnica de Nakamura (fig 5.6) y
con amplificación relativa (fig 4.15). De igual manera, los niveles de
amplificación resultan menores hasta en cuatro veces considerando
frecuencias hasta de 1 Hz.

1
101
.::
CL
11)111 1111)1!) 1 11)111))
w
10 -2 10- 1 100 101
Frecuencia (Hz)
UNI (4) E-W
n2
10-2 10-1 100 10'
Frecuencia (Hz)
>
1
10 1
10-2
102
>
1
10'
(1
4)
a.
o)
Ui
100
02
N
o
10-1 L...._
10-2
10-1 100 10'
Frecuencia (Hz)
UNI (4) N-S
101 100 10 1
Frecuencia (Hz)
102
SEM (4) N-S
102
SEN (4) E-W
Fíg. 5.6 Promedios logarítmicos (+/ desviación estándar) de razones espectrales de ondas S de compoiieiites
horizontales respecto del vertical.
Una semejanza mayor se puede apreciar entre los promedios
logarítmicos calculados, para la estación SEM (figs. 4.14 y 5.6), para
frecuencias hasta 1 Hz. Los niveles de amplificación son ligeramente
inferiores para los correspondientes a Nakamura. Esto concuerda con
resultados de experimentos recientes (Field and Jacob, 1995), en los
que se confirma la diferencia sistemática de los valores obtenidos con el
método clásico de amplificación relativa.
Aunque recientemente se ha aplicado esta técnica en otras ciudades
importantes de México (Lermo y Chávez, 1993), obteniéndose
resultados muy parecidos a los que se logran con amplificación relativa,
se considera, con base en el presente ejercicio, que aún no es posible
confiar completamente en la aplicación de esta técnica para obtener
funciones de trasferencia empíricas de manera confiable, argumentando
su bajo costo y plazos cortos para obtención de resultados.

CAPÍTULO 6
FUNCIONES DE TRASFERENCIA TEÓRICAS
Con objeto de conocer de manera directa la distribución de las
velocidades de ondas sísmicas, al menos en la parte superficial del
paquete sedimentario que constituye el relleno de la fosa tectónica
donde se asienta Ciudad Guzmán, se perforó un pozo de 110 m de
profundidad, junto al sitio de la estación NOR.
Para la medición de velocidades de ondas P y S, se utilizó un
sistema de sonda suspendida que cuenta con una fuente de ondas P y S
así como dos geófonos integrados en el mismo cuerpo, con una
separación de 1 m entre sí, los cuales reciben la señal producto de la
fuente sísmica después de viajar a lo largo de la pared del pozo. El
tiempo de viaje de las ondas es obtenido de la diferencia en arribos en
los geófonos; así, considerando la separación unitaria entre éstos, se
calcula la velocidad de los materiales y se asigna a la profundidad del
punto medio entre los geófonos.
6.1 Perfiles de velocidades de ondas sísmicas
De acuerdo a los reportes de perforación el pozo atraviesa capas
alternadas de sedimentos de origen volcánico, constituidos
principalmente por arenas, limos y arcillas, como sigue:
Tabla 6.1
Intervalos (m) Litología
O - 6 Arenas limosas
6-30 Arcillas
30-45 Arenas
45-65 Limos
65-75 Arenas limosas
75-80 Arenas finas
80-95 Arcillas limosas
95-110 Arenas

La distribución de velocidades de ondas P y S obtenidas se muestra
en la fig. 6.1. La profundidad máxima de medición fue de 102 m, debido
a la extensión de la sonda a partir de la posición de los geófonos.
2000
1500
E
1000
500
O
0 20 40 60 80 100
Profundidad (m)
Fig. 6.1 Distribución de velocidade.s de ondas P y Sen el sitio de la estación Normal
Las mayores variaciones se presentan para la velocidad de P, la
cual a partir de los 8 m, sufre un aumento considerable. Para ambos
tipos de velocidades, se tiene un contraste importante, en términos de
paquetes litológicos de grandes dimensiones, aproximadamente en los
32 m.
6.2 Cálculo de funciones de trasferencia teóricas
Para evaluar la respuesta del paquete sedimentario, se calcularon
funciones de trasferencia teóricas, utilizando la distribución de
velocidades obtenidas en el pozo y la información geológica regional.
Para ello se aplica la metodología desarrollada por Thomson y Haskell
(Santoyo, 1991).
Se supone para estos cálculos, la incidencia de ondas SH, un
modelo de estratos con comportamiento lineal, horizontales, isótropos e
infinitos que sobreyacen a un semiespacio con las mismas
características.

Para tal fin, se definieron estratos con velocidades promedio, que
no necesariamente corresponden a estratos sedimentarios, según se
muestra en la fig. 6.2 . Además, integrando la interpretación geológica
de la región, se definieron dos modelos (fig. 6.3) tomando como base la
interpretación geológica mostrada en el Capítulo 2.
60C
50C
' 40C
30C
o
o
20C
i oc
C)
0 20 40 60 80 100
Profundidad (ro)
Fig. 6.2 Simplificación de la distribución de velocidades de onda S a lo largo del pozo, para el cólculo de funciones
de trasferencia teóricas

1600
1400
1200
1000
800
'G 600
400
> 200
O
¡r;i.ii
- 1400
1200
1000
800
600
Z 400
> 200
O
0 200 400 600 800 1000
0 200 400 600 800 1000
Profundidad (m)
Fig. 6.3 Modelos de velocidades empleados para el cilculo de funciones de trasferencia teóricas
Las funciones de trasferencia teóricas resultantes para cada modelo
se muestran en las figs. 6.4 y 6.5. Estas predicen factores de
amplificación máxima, en frecuencias cercanas a 1 Hz, de 18 y 11
veces, para los modelos 1 y 2, respectivamente. Este último se
consideró el más realista de acuerdo a los perfiles geológicos discutidos
en el Capítulo 1.
Para verificar la resolución de los dos métodos aplicados para
evaluar funciones de trasferencia empíricas, en las figs. 6.4 y 6.5
también se grafican los promedios logarítmicos de razones espectrales
de amplificación relativa para las tres estaciones en suelo blando, para
componentes norte-sur y este-oeste, respectivamente.

102
Amp relativa y FT Mod 1
NOR— N—S
sc,l
UNI
::
ir - 1 11111111 11111111 11H11 10_lI 1 1 1111111 1 11111111 1 ii_ij_i_i_lJ
0-2 10 - 1 100 101 10-2 10-1 100 10 1
Amo relativa y FT Mod 2 Nakamura y Fr Mod 2
102
10 1
100
Nakamura y FT Mod 1
102 - ,,.', -
10 1
100
i u-
101
1 o°
101
10-2 10-1 100 101 10-2 10-1 100 10 1
Fig. 6.4 Comparación de funciones de trasferencia teóricas para los modelos 1 y 2 con los promedios logarítmicos
de las tres estaciones, para el componente norte-sur
Amp relativa y Fr Mad 1 Nakamura y Fr Mod 1
102
101
io°
1 —1
1 u'-
10 1
1 0°
10-1
10_2 10_ 1 100 10 1 10-2 10-1 100 10 1
Fig. 6.5 Comparación de funciones de trasferencia teóricas para los modelos 1 y 2 con los promedios logarítniicos
de las tres estaciones, para el componente este-oeste
u'-
10 1
100
10-1
102 10-1 100 101 10-2 10-1 100 10 1
Amp relativa y FT Mod 2 Nakamura y FT Mad 2
102
101
10°
1 fl 1

Del examen de estas gráficas se tiene que las razones espectrales
de amplificación relativa se aproximan razonablemente a las funciones
de trasferencia teórica, en la forma y en los niveles de amplificación,
especialmente entre 0.2 y 2 Hz.
Para aquellos promedios calculados con la técnica de Nakamura,
sólo en NOR y SEM se tiene una aproximación aceptable en la definición
del periodo dominante. En cuanto a niveles de amplificación, la mejor
aproximación se tiene en SEM.
E:
Ll

CONCLUSIONES
Se determinaron las características fundamentales del efecto de
sitio en el área urbana de Ciudad Guzmán mediante el análisis de sismos
registrados en suelos blandos y duro y mediante el cálculo de funciones
de trasferencia teóricas derivadas de perfiles de velocidades de ondas
sísmicas en el centro de la ciudad y de estudios recientes de la geología
re g ion al.
El análisis de amplificación relativa, en el que se compara la
respuesta de terrenos blandos y duro mediante razones espectrales,
muestra factores de amplificación promedio de hasta 20 veces para
frecuencias muy cercanas a 1 Hz, en el componente este-oeste.
Mediante la aplicación de la técnica de Nakamura, se calcularon
funciones de trasferencia empíricas que muestran diferencias
importantes respecto de las obtenidas con amplificación relativa,
particularmente en la definición de niveles de amplificación.
Las funciones de trasferencia teóricas calculadas para un sitio en el
centro de la ciudad, tienen mayor concordancia con las funciones de
trasferencia empíricas obtenidas mediante la técnica de amplificación
relativa. La técnica de Nakamura no tiene el mismo nivel de resolución
para periodos dominantes y niveles de amplificación que esta última por
lo que, a pesar de haber sido probada con éxito en otras ciudades,
deben definirse sus limitaciones y no considerarla eficaz para cualquier
experimento de microzonificación.
Solamente en un caso (función de trasferencia empírica promedio
de NOR, componente EW, modelo 1) el ajuste con la función de
trasferencia teórica es satisfactorio en cuanto a periodos dominantes y
niveles de amplificación. Esto señala un cierto grado de incertidumbre en
la estimación de funciones de trasferencia empíricas aun cuando puedan
suponerse, con base en la geología a detalle, contrastes altos de
impedancia acústica entre estratos planos y horizontales, como en este
caso.
Aunque el número de eventos sísmicos registrados fue
relativamente reducido, éstos cubren un rango de magnitudes amplio,
incluyendo un evento de M 6.1. Sin embargo, aunque los resultados son
útiles para caracterizar de manera general el efecto de sitio, las

estimaciones podrían afinarse con un número mayor de eventos
sísmicos.
El

REFERENCIAS
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Ciudad Guzmán, Jalisco", Centro de Ciencias de la Tierra,
Universidad de Guadalajara., 1995.
Comisión Federal de Electricidad. "Manual de diseño de obras
civiles". Sección C., Tomo 2, Tema 1, Cap. 3 (Diseño por sismo),
1993.
Field, E.H. and Jacob, K. "A comparison and test of various site
response estimation techniques, including three that are non
reference-site dependent", Buli. Seism. Soc. Am. Vol. 85, No. 4,
1995, pp. 1127-1143.
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spectral ratios with only one station". BulI. Seism. Soc. Am. Vol.
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S. Nakamura, Y. "A method for dynamic characteristics estimation of
subsurface using microtremor on the ground surface". QR RTR1,
30, 1; 1989.
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BIBLIOGRAFÍA
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layers to ambient seismic noise". Geophys. Res. Lett. Vol. 20,
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Mexicana". Publicaciones de Instituto de Ingeniería, Serie Azul;
UNAM, 1987.
Haskell, N.A. "The dispersion of surface waves in multilayered
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Lachet, C. "Observation de séismes en milieux urbains. Méthodes
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S. Malagón, A. "Calibración y estimación de magnitudes para sismos
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Santoyo, M. "Programas para el cálculo de funciones de
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