Compendio Dinamica de Suelos
Compendio Dinamica de Suelos
Compendio Dinamica de Suelos
DINÁMICA DE SUELOS
I. INFORMACION GENERAL
CODIGO : EC-514
CREDITOS :4
HORAS POR SEMANA : 5 (Teoría 3 – Practica 2)
PRERREQUISITOS : EC-513 / ES-831
CONDICION : Electivo
DEPARTAMENTO : Ingeniería Geotécnica
PROFESOR : Denys Parra
PROFESORES E- MAIL : denys.parra@anddes.com
Estudiar las características y el comportamiento dinámico de los suelos para ser utilizado en el
análisis de problemas dinámicos y de respuesta sísmica de estructuras geotécnicas. Los
procedimientos y experiencias permiten aplicar lo aprendido en la solución de problemas prácticos.
Los trabajos escalonados están orientados en la presentación de un artículo técnico a un congreso
de estudiantes o congreso de ingeniería.
1. INTRODUCCION
Entrega del syllabus y bibliografía /Explicación del sistema de evaluación del curso / Repaso de los
conceptos fundamentales de dinámica de suelos / Revisión de los principales aspectos a ser
tratados durante el desarrollo del curso.
V. METODOLOGIA
EP EF(2) NF
PF = NF = (ΣPA-*/5 + ΣTE)/2
4
VII. BIBLIOGRAFÍA
Dinámica de Suelos
Código: EC-514
Créditos: 3
Pre-requisitos:
• Mecánica de Suelos II
• Ingeniería Sismorresistente??
2
Docente
4
Bibliografía
Primera parte:
• Cap. 1: Sistemas lineales de un grado de libertad
• Cap. 2: Propagación de ondas sísmicas
• Cap. 3: Sismicidad y procesamiento de señales
• Cap. 4: Propiedades dinámicas
• Cap. 5: Medición de propiedades dinámicas
Segunda parte:
• Cap. 6: Análisis de respuesta sísmica
• Cap. 7: Análisis de estabilidad sísmica
• Cap. 8: Cimentación de maquinarias
• Cap. 9: Licuación de suelos
• Cap. 10: Resistencia residual y análisis post-sismo
6
Programación del Curso
• Semana 1: Introducción
8
Modos de vibración
Cimentación de maquinarias
Máquina reciprocante
10
Cimentación de maquinarias
Máquina rotatoria
11
Propagación de ondas
Onda P
Compresión Medio no Disturbado
Dilatación
Onda s
Doble Amplitud
Longitud de Onda
12
Sismógrafos
13
Acelerógrafos
14
Acelerógrafos
15
Acelerograma
16
Relaciones histeréticas esfuerzo-deformación
400
Esfuerzo Desviador
Se obtiene: Cíclico
(-3) (kPa)
• Módulo de Young, E 300
• Razón de amortiguamiento,
200
100
0
-1 -0.8 -0.6 -0.4 -0.2 0 0.2 0.4 0.6 0.8 1
Deformación Axial
a (%)
-100
-200
-300
-400
17
18
Ensayo de columna resonante - corte torsional cíclico
19
20
Daños por sismo
Terremoto de Chile 27-02-2010
21
22
Daños por sismo
Terremoto de Pisco 15-08-2007
23
24
Licuación de suelos
Terremoto de Nueva Zelanda 2011
25
26
Licuación - hundimiento de viviendas
Terremoto de Pisco 15-08-2007
27
28
Conocimientos adquiridos
29
Publicación en conferencias
30
UNI - FIC
Departamento Académico de
Ingeniería Geotécnica
DINÁMICA DE SUELOS
EC - 514 G
SISTEMAS LINEALES DE UN
GRADO DE LIBERTAD
Denys Parra Murrugarra
Ing. Civil, M.Sc., Profesor Asociado
Objetivo
2
Sistemas equivalentes
Sistema de vibración con parámetros concentrados
Definiciones fundamentales
4
Grados de libertad
6
Vibración libre
Donde:
M: masa del sistema
k : rigidez del sistema
x : desplazamiento de la masa
t : tiempo
Se verifica:
k k
x A sen t B cos t Ec. (2)
M M
Vibración libre
Para: t0 x x o , x 0
Se obtiene de la ecuación 2:
k
x x 0 cos t Ec. (3)
M
Se define:
M 1 k 2π k
T 2π Ec. (4) fn Ec. (5) ω 2πf Ec. (6)
k 2π M T M
t Ec. (7)
x x 0 cos ωt x 0 cos 2π fnt x 0 cos 2π
T
8
Desplazamiento, velocidad y aceleración
Sistema de vibración libre
M xሷ + δ xሶ + kx = 0 Ec. (1)
Donde:
M : masa del sistema
: amortiguamiento del sistema
k : rigidez del sistema
x : desplazamiento de la masa
t : tiempo
10
Vibración libre amortiguada
Definiciones:
amortiguamiento crítico
δcr 2 kM
razón de amortiguamiento
δ
D
δcr
Caso más importante D<1
11
ω1 ω 1 - D2
2
Dω -ωDt Dω
x x0 1 e cos (ω1t θ) θ arc tg
ω1 ω1
12
Vibración libre amortiguada
13
14
Vibración forzada por cargas periódicas
Donde:
M : Masa del sistema
: Amortiguamiento del sistema
K : Rigidez del sistema
X : Desplazamiento de la masa
T : Tiempo
P0 : amplitud de la carga
Ω : frecuencia circular de la carga aplicada
f : frecuencia de la carga aplicada
15
x = 0 para t = 0:
Ω2 Ω Ω Ω 2 Ω2
1 - 2 sen Ω t - 2D cos Ω t e 2D cos ω1 t 2D 2 - 1 sen ω1 t
- ω Dt
P ω ω ω ω ω
x o 1
2
k Ω 2 2
2 Ω
1 - 4 D
ω ω Ec. (1)
16
17
Vibración forzada
Ω2 Ω
1 - 2 sen Ω t - 2D cos Ω t
Po ω ω
x 2
k Ω 2 2
2 Ω
1 4D
ω ω
Po sen (Ω t - α) 2D ω Ω
x tg α
k Ω 2
2
2 ω2 - Ω2
2 Ω
1
4D
ω ω
18
Vibración forzada
19
20
Excitación tipo masa desbalanceada
21
FAD
22
Maquinarias vibratorias
23
24
Producción de motores diesel
25
Molinos
36
37
38
Análisis de respuesta de maquinarias
vibratorias
39
FZ
MZ C.G. (máquina)
MX MY
FX FY
LZ2
LZ1
LX Y
X LY
40
Modelos analógicos equivalentes
Amortiguador Resorte
41
Resorte Amortiguador
Horizontal Horizontal
Resorte Amortiguador
Rotacional Rotacinal
42
Modelos analógicos equivalentes
Resorte
Torsional Amortiguador
VISTA EN PLANTA Torsional
43
MY
FX
C.G. m1 Zm
Y Z
X
m2
.
mx¨ + Dx + kx = Po sen t
44
Sistema: máquina - bloque - suelo
.
mx¨ + Dx + kx = Po sen t
45
Resumen de parámetros
Dirección Xo Po K D
Vertical dz Fz Kz Dz
Horizontal dx Fx Kx Dx
Cabeceo fR My + Fx z KR DR
Torsional fT Mz KT DT
46
Cálculo de la respuesta
Po
xo FAD FAD =
K
47
Limites vibracionales
0.1
0.05
0.02
, In
0.01
0.005
Amplitud de desplazamiento
0.002
0.001
0.0005
0.0002
0.0001
100 200 500 2000 5000 10000
Frecuencia rpm
48
Parámetros
Del sistema:
W = peso del bloque + máquina
ro = radio de la cimentación circular
radio equivalente de la cimentación rectangular
Ix = Momento de inercia de la masa, modo de cabeceo
I = Momento de inercia de masa, modo torsional
Del suelo:
G = módulo de corte
= peso específico
= densidad
= coef. de Poisson
49
Profundidad de empotramiento
h=0
h
aislamiento
h=0
50
Constantes de resorte equivalentes para
cimentaciones rígidas (Whitman y Richart, 1967)
Modo de
Circular Rectangular
vibración
4Gro G
Vertical kz nz kz z BL .n z
1 μ 1
32 (1 )Gro
Horizontal kx nx k x 2(1 )G x BL .n x
7 8
8Gro3 G
Cabeceo k n k BL2 .n
3(1 ) 1
16 Gr o3
Torsional k No existe, use ro
3
51
3 1.5
bz
2 1.0
bh o bz
br br
1 0.5
bh
0 0
0.1 0.5 1 5 10
L/B
52
Coeficientes de empotramiento para constantes
de resortes (Whitman, 1972)
n 1 1 .2(1 )(h / ro )
Cabeceo 4
BL3 / 3
0 .2( 2 )(h / ro )3
Torsional 4
BL (B 2 L2 ) / 6 No existe
53
(1 ) W 0 .425
Vertical Bz Dz z
4 ro3 Bz
(7 8 ) W 0.288
Bx Dx x
Horizontal 32 (1 ) ro3 Bx
3(1 ) I 0.15
B D
Cabeceo 8 ro5 (1 nB ) nB
I 0 .50
B D
Torsional ro5 1 2B
54
Efecto de la profundidad de empotramiento en
la relación de amortiguamiento (Whitman, 1972)
Modo de
Factor de empotramiento en D
vibración
h
1 1 .9(1 )
Vertical ro
z
nz
h
1 1 . 9( 2 )
Horizontal ro
x
nx
Cabeceo
n
55
56
57
58
Dinámica estructural
59
CAPÍTULO II
6.1 Introducción
M&x& + kx = 0 (6.1)
k t + B cos k t (6.2)
x = A sen
M M
t = 0 x = x o, x& = 0
Se encuentra que A debe ser cero y B=xo. Por lo tanto, el movimiento resultante
de esta perturbación inicial particular es:
x = x 0 cos kt (6.3)
M
T = 2π M (6.4)
k
fn = 1 k (6.5)
2π M
ω = 2π = 2π f = k (6.6)
T M
pero no hay energía cinética. Por otro lado, cuando el movimiento es cero ( x = 0
cuando t = T/4, 3T/4, 5T/4, etc.), la velocidad es máxima.
(x& ) max = wx 0
E = 1 M ω2 x 0
2
(6.9)
2
NOTA: Este análisis omite otros dos términos de energía: el cambio en la energía
potencial de la masa conforme se mueve y el trabajo realizado por la fuerza
estática de resorte actuando a través del movimiento dinámico. Sin embargo,
estos dos términos se cancelan mutuamente en todo momento.
δcr = 2 kM (6.11)
D= δ (6.12)
δcr
El significado de estas formas de solución será aparente en lo que sigue.
ω1 = ω 1 - D 2
2
x = x0 1 + Dω e-ωDt cos (ω1t + θ) (6.14)
ω1
donde :
θ = arc tg − Dω
ω1
xi
= eωDt = e 2πD
x i +1
El decremento logarítmico ∆ está definido por:
xi
∆ = log = 2π D (6.15)
x i +1
δ&x& + kx = 0
-k t
x = x0 e δ
(6.16)
P = Po sen Ω t
= Po sen 2π ft
Ω 2 - ω Dt
2D Ω cos ω1 t + Ω 2D 2 + Ω2 - 1 sen ω1 t
2
Ω
1 - 2 sen Ω t - 2D cos Ω t + e
Po ω ω ω ω1 ω (6.18)
x=
k Ω 2 2 2
2 Ω
1 - ω + 4 D ω
x=
(
Po sen Ω t - e
- ω Dt Ω
ω
sen ω t ) (6.19)
k
1- Ω
ω
()
2
1 - Ω 2 sen Ω t - 2D Ω cos Ω t
P 2
ω
x= o ω (6.20)
k
1 − ()
2 2
Ω + 4D 2 Ω
ω ω
2
()
donde:
tg α = 2D ωΩ (6.22)
ω - Ω2
2
Po
xo = DLF
k
DLF = 1 (6.23)
() ()
2
Ω + 4D 2 Ω
2 2
1 −
ω ω
a. Conforme f/fn → 0, DLF → 1. Físicamente esto significa que las cargas aplicadas
cambian muy lentamente, comparadas con la velocidad (representada por la
frecuencia natural) a la cual el sistema puede responder; de aquí que la carga sea
esencialmente estática.
DLFmax = 1 (6.24)
2D 1 - D 2
e. La frecuencia resonante es algo menor que la frecuencia natural y está dada por
la expresión:
Ωr fr
= = 1 - 2D 2 (6.25)
ω fn
1
DLF = 2
(6.26)
f
1 −
fn
. T . Ω2
∆E = ∫ δ x dx = δ ∫ x 2dt = π x o2 δ (6.27)
o ω
∆E = 2π Ω 2 δ (6.28)
E ω k
Cuando el sistema está operando a la frecuencia natural, este valor llega a ser:
∆E = 4π D = 2∆ = Ψ (6.29)
E
Esto es, la fracción de la energía perdida por ciclo, es igual al doble del decremento
logarítmico. La cantidad ∆E/E a la frecuencia resonante se le conoce como
capacidad de amortiguamiento (Ψ).
Masa excéntrica: Los resultados anteriores dan la respuesta dinámica del sistema de
un grado de libertad, independientemente si Po varía o nó con la frecuencia, por lo
que representa una solución completa del sistema. Sin embargo, existe un tipo de
carga que es muy común, por lo que es útil tener un conjunto de gráficos para dicho
caso especial. Si la maquinaria de rotación tiene una masa desbalanceada, la fuerza
dinámica será:
P = M e 1Ω 2 sen Ω t (6.30)
donde:
Me = masa excéntrica
1 = brazo del momento de la masa excéntrica
xo =
M e 1Ω 2
k
M 1 2
DLF = e f DLF
M fn
( )
La cantidad (f/fn)2 DLF está graficada en la parte (b) de la Fig. 6.6. Algunas de las
características principales de estas curvas de respuesta son:
fr 1
= (6.31)
fn 1 - 2D 2
2
f
fn (6.32)
2
1 - f
fn
Estas propiedades también han sido resumidas en la Tabla 6.1. La Fig. 6.8 se aplica a este
caso especial, como al caso donde Po es independiente de la frecuencia.
Tabla 6.1
Respuesta adimensional
a f=0 1 0
Respuesta adimensional
a f =→ ∞ →0 →1
Relación de frecuencia
1
resonante fr/fn 1− 2D 2
1− 2D 2
Respuesta adimensional
1 1
a f = fr
2
2D 1− D 2D 1− D 2
Respuesta adimensional
2
f
para f << fr
1 fn
2 2
f f
1 − 1 −
fn fn
ó
f >> fr
6.4 Vibraciones Debidas a Cargas Transitorias
0 t < 0
M&x& + δx& + kx = (6.33)
Po t ≥ 0
Po ω Dt ω
x= 1 - e cos ω1 t + D sen ω1 t
k ω1
x=
Po
k
[
1 - e- ωDt cos ω t ] (6.34)
Carga rampa: Como se ilustra en la Fig. 6.10, una carga rampa involucra un
incremento lineal de carga, seguido de carga constante. La ecuación gobernante para
amortiguamiento cero es:
0 t<0
M&x& + kx = Po t 0≤t ≤τ (6.35)
τ
Po t≥τ
La solución del movimiento debe obtenerse en dos pasos. Primero se obtiene una
solución para 0 ≤ t ≤ τ, con las condiciones iniciales x = x& = 0 para t = 0:
0≤t ≤τ x= (
Po t T
-
k τ 2π τ
sen ω t ) (6.36a)
.
Las constantes A y B se determinan igualando x y x de las ecuaciones 6.36 y 6.2
para t = τ:
t=τ x=
Po
k
(2π t
)
1 - T sen ω τ = A sen ω τ + B cos ω τ
P
x& = o (1 - cos ω τ ) = ω (A cos ω τ - B sen ω τ
k
t≥τ x=
Po
1 +
T
[sen ω (t - τ) - sen ω t ] (6.36b)
k 2π τ
La respuesta para una carga rampa consiste de vibraciones libres superpuestas sobre
la solución estática, como se ilustra en la Fig. 6.10. La amplitud máxima de
movimiento es función de τ/T, como se muestra en la Fig. 6.11. Cuando el período
natural del sistema es pequeño, comparado con el tiempo τ, la respuesta máxima
difiere solo ligeramente de la respuesta estática. El amortiguamiento reducirá más la
importancia de la vibración libre.
0 t<0
M&x& + kx = Po 0≤t ≤τ (6.37)
0 t>τ
Po
0 ≤ t ≤τ x=
k
(1 - cos ω τ ) (6.38a)
2Po
t≥τ x= sen π τ sen (ω t + α) (6.38b)
k T
donde:
tg α = cos ω τ - 1 (6.38c)
sen ω τ
Po τ Po P
xo = = τ ω = o 2π τ
Mω k k T
Este es el mismo resultado que el dado por la Ec. 6.38b para valores de τ/T
pequeños.
0 t<0
M&x& + δ x& + kx = Po sen Ω t 0≤t ≤τ (6.39)
0 t≥τ
Ω
sen Ω t - sen ω t
0≤t ≤τ x=
Po ω (6.40a)
2
k Ω
1-
ω
Ω
- sen ω τ
P ω
t=τ x= o 2
= A sen ω τ + B cos ω τ
k Ω
1-
ω
. Po 1 - cos ωτ
x= 2
= ω (A cos ω τ - B sen ω τ)
k Ω
1-
ω
Po 2 (Ω/ω)
t≥τ x= sen n π ω sen (ω t + α) (6.40b)
k 1 - (Ω/ω) 2 2Ω
donde:
tg α = - sen ω τ (6.40c)
1 - cos ω τ
Po
0≤t ≤τ x= (sen ω t - ω t cos ω t ) (6.41a)
2k
- Po
t≥τ x= n π cos ω t (6.41b)
k
La ecuación 6.41a se grafica en la Fig. 6.14a. La amplitud del movimiento aumenta
linealmente con el número de ciclos de fuerza aplicada, pero permanece finita en
tanto que la duración total de la fuerza es finita. De este modo, una fuerza sinusoidal
con Ω=ω causa movimientos muy grandes si se aplican muchos ciclos de la fuerza.
Las ecuaciones 6.42 se aplican para amortiguamiento nulo. Con amortiguamiento, los
movimientos se producen hacia los límites indicados en la Fig. 6.14b. El número total
de ciclos de carga requeridos para lograr la respuesta total amortiguada es
aproximadamente 1/2πD. Así, con 5% de amortiguamiento, el movimiento aumenta
durante los primeros 3 ciclos de carga y luego los ciclos sucesivos casi no aumentan
el movimiento. Si 2n<1/2πD, la respuesta máxima es menor que para vibraciones
forzadas, pero si 2n>1/2πD, la máxima respuesta transitoria es esencialmente la
misma que para la respuesta de estado constante.
Esta sección considera el caso cuando no se aplica fuerza a la masa, sino el apoyo
del resorte experimenta movimiento en la cimentación (ver Fig. 6.16). En lo siguiente,
x es el desplazamiento absoluto de la masa, s es el desplazamiento absoluto del
terreno e y es el desplazamiento relativo entre la masa y el terreno. Luego, y+s=x. Las
fuerzas actuantes en la masa son:
S = So sen Ω t
Por lo tanto, las soluciones de la sección 6.3 son también aplicables, pero
reemplazando Po por –MSo Ω2 y además x por y. En particular, considerando
solamente vibraciones forzadas y omitiendo vibraciones libres, la amplitud yo de los
desplazamientos relativos está dada por:
(ω )2
y o = So Ω DLF (6.44)
donde DLF está definida por la ecuación 6.23. Por lo tanto, la Fig. 6.6b puede ser
usada como un gráfico de yo/So versus f/fn. Se desarrolla resonancia a f/fn≈1, tanto
para movimientos periódicos de cimentación como para fuerza periódica aplicada.
Movimiento seno-verso: Un pulso simple de movimiento del terreno seno verso (Fig.
6.17) está dado por:
0 t<0
S
S = o (1 - cos Ω t) 0 ≤ t ≤ τ τ = 2π (6.45)
2 Ω
0 t>τ
Esta es la ecuación más simple del movimiento del terreno con desplazamiento y
velocidad cero al principio y al final de cada pulso.
(Ω)
2
Ambos, numerador y denominador se anulan para Ω/ω = 1, pero puede mostrarse que
la relación permanece finita. La Fig. 6.17 muestra la naturaleza del desplazamiento
absoluto para diferentes valores de τ/T = ω/Ω. La Fig. 6.18 presenta el
desplazamiento relativo máximo, el desplazamiento absoluto máximo y el
desplazamiento residual máximo, en función de τ/T.
.
En cualquier sistema vibratorio, la velocidad relativa y es cero cuando el
desplazamiento relativo es máximo. Por lo tanto, de la Ec. 6.43, en dichos momentos:
M &x& = k y max
ó
&x& = ω 2 y max
Siempre y cuando el amortiguamiento sea pequeño, la máxima aceleración absoluta
ocurre muy cerca al momento cuando el desplazamiento relativo es máximo, de modo
que:
Sv = ω y max (6.48)
Debido a las relaciones simples entre y max, Sv y &x& max es conveniente graficar la
respuesta de un sistema dinámico en el papel gráfico espectral mostrado en la Fig.
6.19. Con este papel especial, es posible presentar simultáneamente el espectro de
respuesta de desplazamiento relativo, seudo-velocidad y aceleración absoluta. De
este modo, si un sistema con una frecuencia natural de 10 cps experimenta un
desplazamiento máximo relativo de 1 pulgada, la aceleración absoluta máxima (10g) y
la seudo velocidad (63 pulg/seg) pueden leerse directamente del gráfico.
mientras que con fn=25cps: y max=0.2pulg. y &x& max=14g. Varias relaciones muy
importantes entre la respuesta y el movimiento del terreno pueden entenderse con la
ayuda de esta figura:
a) Para sistemas con ω/Ω pequeño, la masa tiende a permanecer inmóvil, mientras
el terreno por debajo se mueve. De este modo, el desplazamiento relativo máximo
es igual al movimiento máximo del terreno.
b) Para sistemas con ω/Ω grande, el sistema muy rígido sigue al movimiento del
terreno muy de cerca, de modo que los desplazamientos relativos son pequeños.
La aceleración absoluta máxima de la masa es similar a la máxima aceleración del
terreno, pero puede ser algo amplificada debido a la dinámica del sistema. En el
ejemplo de la Fig. 6.20, la aceleración máxima del terreno es 5.1g, mientras que la
máxima aceleración absoluta de estructuras con ω/Ω grande varía de 10.2g a algo
ligeramente menor que 10g.
Las relaciones entre movimiento del terreno y respuesta para ω/Ω < <1 y para ω/Ω > >
1 son válidas para cualquier movimiento del terreno. Los ejemplos siguientes
consideran los factores que afectan la respuesta para ω/Ω ≈ 1.
y max = So
(ωΩ )
2
(6.50)
1 - (Ω )
2
Para ω/Ω = 1/3, 3, 5,7,..., la respuesta máxima es realmente algo menor que la dada
por la ecuación 6.50, ya que para estas condiciones los términos de coseno en los
paréntesis de la ecuación 6.46a nunca son simultáneamente la unidad. Para todos los
otros valores de ω/Ω, incluyendo aquellos en la cercanía de 1/3, 3, 5, 7,...., existirá
algún tiempo durante un tren infinito de pulsos cuando los términos de coseno sean la
unidad simultáneamente.
La curva para n = 4 es virtualmente la misma que para la curva n→∞, excepto cerca
de ω/Ω=1. En la condición de resonancia cuatro ciclos de movimiento del terreno
causan una respuesta grande, pero finita, aún cuando el sistema es no amortiguado.
x (b) x
(a) δ
k
k
M M
Resorte de
extensión
(b) Aproximación
M
de masas
concentradas
e − wDt
Xo
Xo
-Xo e − wDt
- Xo
Punto de tangencia casi en el punto de movimiento máximo
Movimiento libre
Movimiento forzado
Movimiento total
4 4
D = 0.1
3 3
Xo Xo M
Po / k D = 0.2 Mel
2 2
0.3 0.3
0.4 0.4
0.5
0.5
0.6
1 1
0 0
0 0.5 1.0 1.5 2.0 0 0.5 1.0 1.5 2.0
f / fn f / fn
0.7 0.7
0.6 0.6
Relación de amortiguamiento critico D
0.5 0.5
0.4 0.4
0.3 0.3
0.2 0.2
0.1 0.1
0 0
1 2 4 6 8 10 12 14 15
X k X M
o ó o en resonancia
p Me l
o
10
90°
Ω
ω
P 2
T
Po τ =
10T τ =
Xk 4
3
Po 1
t 0
τ
τ 2τ 3τ 4τ
tiempo
X max k
1
Po
0
0 1 2 3 4
τ/T
FIGURA 6.11 MAXIMA RESPUESTA A UNA CARGA RAMPA
P 2
5
τ = T
Po 4
Xk
1 T
Po τ =
10
τ 0
τ 2τ 3τ 4τ 5τ
X max k
1
Po
0
0 0.2 0.4 0.6 0.8
τ/T
ωt
X max =
2
Xk Xk
Po
Po
1
2D
t t
1
2D
t = 2π
ω
X max k
Po 1.5
X max
P
Po 1.0
X max durante vibraciones
residuales
π t 0.5
τ =
Ω
0
0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0 3.5 4.0
τ/T
x
y
1 1 1 1
y+s
So
0 0 0
1 1 3 1 1 3 1 1 3 0 1 1 3
2 2 2 2 2 2 2 2
t/τ
-1 -1 -1
So 1
-2
0
0 t 1
τ
YR max
S
1
0
0 1 2 3 4 τ /T
2
Y + S max
S
o 1
0
0 1 2 3 4 τ /T
2
Y max 1
S
o
0
0 1 2 3 4 τ/T = ω
Ω
10
25
00
00
g
g
250
0 D
10 es s 50
0
pl g’
az g
ón
50
am
aci
25
0
ie er
g
nt
o, cel
100 25 p A
ul
g. 10
0
g
10
50
g
5
50
25
g
5
2.
10
g
0
25
1.
5.
0
g
5
0.
2.
5
25
0.
g
10
1.
10
0
0.
g
0. 0
50 05
g 0.
5.0 0.
0.
02
5
25
g 5 50
g
02 02
0. 0.
0.
01
0.
0
10
2.5 g 0
10
g
01
00
0.
0.
0.
00
0.
5
5
05
g 5 0
g
00 00
0. 0.
1.0
0.1 0.25 0.50 1.0 2.5 5.0 10 25 5.0 100 250 500 1000
Frecuencia. cps.
10
De
00
0
250
sp
l
10
az
n
a
ió
m
c
ie
a
nt
er
o,
cel
p
A
ulg
s.
100
10
0
10 g
50
5
g
5.0
25
5
g
0
2.
1.
10
g
2.5
5
g
0.5
2.
5
25
g
0.6 0.
1
0.
g
5
0.
1
1
g
2.5 0.0
Seno verso
Sn = 1 pulgada
0.
F = 10 cps 1
01
00
g
1 0.
0.1 0.25 0.5 1.0 2.5 5.0 10 25 5.0 100 250 500 1000
So
10
g
250
00
n,
ció
a
50
er
0
cel
A
t
25
0
2π
Ω
100
10
50
0
5.0
25
Respuesta al movimiento
combinado del terreno
10
2.5
5 ciclos a
5
50 cps.
D
5
es
2.
p
2.
l
5
az
1.0
am
ie
nt
1
1 ciclo a 10 cps.
o,
0 01
1. 0.
pu
lg
.
5
0.
0.
5
5
0.
25
25
0.
2.5 1 1
0. 00
0.1
0.
1
0.1 0.25 0.50 1.0 2.5 5 10 25 50 100 250 500 1000
FIGURA 6.22 ESPECTROS DE RESPUESTA PARA MOVIMIENTOS DEL TERRENO SENO VERSO SUPERIMPUESTOS
UNI - FIC
Departamento Académico de
Ingeniería Geotécnica
DINÁMICA DE SUELOS
EC - 514 G
PROPAGACIÓN DE ONDAS
2
Tipos de ondas en un medio elástico e infinito
xz y
( xz z)
z
x
xy X z
XZ
xy
x ( xy y)
y
x
x (x x)
x
4
Propagación de ondas en un medio infinito
2
u ε
2 = (λ + G) + G 2 u ---- 1
t x
2
v ε
2 = (λ + G) + G 2 v ---- 2
t y
2
w ε
2 = (λ + G) + G 2 w ---- 3
t z
6
Determinación de las ondas S
Onda P
Compresión Medio no disturbado
Dilatación
Onda S
Doble amplitud
Longitud de onda
8
Generación de ondas de cuerpo
Presionando en esta
dirección se generará
ondas de corte
Presionando en esta
dirección se generará
ondas compresionales
10
Efectos de las ondas de cuerpo en una
partícula sólida
11
12
Ondas superficiales en un medio elástico
Ondas Love
Ondas Rayleigh
13
La ecuación de la onda
Rayleigh se puede
obtener estableciendo el
X
siguiente sistema de
coordenadas, y
suponiendo una onda
Y plana que viaja en la
dirección positiva de las x.
Porción de semiespacio
elástico
14
Propagación de ondas en un medio semi-infinito
u= + y w= -
x z z x
y son funciones potenciales que resultan estar relacionadas
respectivamente con la dilatación y la rotación del medio, se obtiene,
al sustituir u y w en las ecuaciones 2.1 y 2.3, las siguientes
expresiones:
2 2 2
2 + 2 = ( + 2G) ( ) + G (2 )
x t z t x z
2 2 2
2 - = ( + 2G) ( ) - G (2 )
z t x t2 z x
= + 2G 2 = 2 2
2
vc
t2
= G 2 = 2 2
2
vs
t2
15
2 2
N2 z N2 z
v 2 v 2
c s
F(z)= A1 e G(z)= A2 e
16
8
Propagación de ondas en un medio semi-infinito
2
( + 2G ) N 2 - 2 - N 2
2
2 N2 - 2 iN
A1 vc - 1= 0 A1 vc
2 2
+ 1= 0
A2 2 A2 2 2 -
2i GN N - 2 N 2
vs vs
vR
6
v
4
v
2
vR 2 vs
2
- 8 R + 24 - 16 s + 16 -1 =0
vs vs vc vs vc
17
4 4
G
----
3 3
Valores de ------ = v
Ondas P
vs
v
2 2
Ondas S
1 1
Ondas R
0 0
0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5
Relación de Poisson
18
Variación de la amplitud de la onda R
con la profundidad
0.0
0.0
0.2
0.2
0.6 = 0.25
Longitud de onda
0.6 = 0.25
Profundidad
= 0.33
= 0.33
0.8
0.8 = 0.40 = 0.40
= 0.50 = 0.50
1.01.0
1.41.4
Amplitud a la prof. z
-------------------------------
Amplitud en la superficie
19
20
Llegadas de las diferentes fases según su
velocidad de propagación
Onda R
Onda P Onda S
Tiempo
21
22
Contenido de frecuencia de ondas sinusoidales
1 2
Ts
f w
23
SV Plano vertical de
incidencia
S
E
SH
24
Propagación de ondas en un medio estratificado
P
1
SV 1
P P
SV SV
cr cr
SV SV
25
SH SH
Medio 2
P2, vP2 , vS2
e
f e P-P2 SV-P2
f
SH-SH2
P-SV2 f SV-SV2
26
Propagación de ondas en un medio estratificado
Punto de excitación
(P
1)
(P - S
)
P1, vP1 , vS1
1)
-P
(P (P
(P
- P2
P2, vP2 , vS2
- P2
)
)
27
CAPITULO III
PROPAGACION DE ONDAS
3.1 INTRODUCCION
Puesto que las vibraciones transmitidas por las cimentaciones (bien sean de las
estructuras hacia el suelo, como son las fuerzas de maquinaria, o del suelo hacia las
estructuras, como es el caso de sismos) se efectúan siempre a través de ondas, es
muy importante conocer los distintos tipos de ondas que se producen en el suelo y sus
mecanismos de propagación.
En un medio infinito, homogéneo e isótropo, sólo se pueden propagar los dos tipos de
ondas que corresponden a las dos únicas soluciones que se obtienen de las
ecuaciones de movimiento, que más adelante se señalan; estas dos clases de ondas
son las llamadas ondas de compresión, primarias o dilatantes y las conocidas como
ondas cortantes, secundarias o distorsionales.
2
u ∂ε
ρ∂ = (λ + G) + G ∇2 u (3.1)
∂t 2
∂x
2
v ∂ε
ρ∂ = (λ + G) + G ∇2 v (3.2)
∂ t2 ∂y
2
w ∂ε
ρ∂ = (λ + G) +G∇2w (3.3)
∂t 2
∂z
donde:
2 2 2
2 ∂ ∂ ∂
∇ = + + (operador laplaciano en coordenadas cartesianas)
∂x 2
∂y 2
∂z2
νE
λ= constante de Lamé
( 1 + ν) ( 1 - 2 ν)
E
G= módulo cortante
2(1 - ν)
ν relación de Poisson
E módulo elástico de Young
ε = εx + εy + εz dilatación cúbica
2
ε
ρ ∂ 2 = (λ + 2G) ∇ 2 ε
∂t
ó
2
∂ ε
= v c 2 ∇ 2 ε (ec. de onda de dilatación cúbica) (3.4)
∂ t2
donde:
λ + 2G
vc = (3.5)
ρ
(1 - ν) E
D = λ + 2G =
(1 + ν) ( 1 - 2ν )
∂ w ∂ v
2
∂ w ∂ v
ρ ∂ - = G ∇ 2 -
∂t ∂ y ∂ z
2
∂y ∂z
o sea
2
ρ ∂ θ2x = G ∇ 2 θ x (3.6)
∂t
donde:
∂ w ∂ v
θ x = 2 - , o sea es la rotación alrededor del eje x
∂y ∂z
2
∂ θx
= vs 2 ∇ 2 θ x (3.7)
∂t 2
donde:
Además de la velocidad con que se propagan cada una de estas ondas existentes en
un medio elástico infinito, llamadas ambas ondas de cuerpo, tienen la siguiente
particularidad: en las ondas compresionales el movimiento de las partículas tiene la
misma dirección en que se propagan (véase Figura 3.2), mientras que en las ondas
cortantes los movimientos de las partículas son perpendiculares a la dirección de su
propagación. La relación entre las velocidades de estas dos clases de ondas está
dada por la expresión:
vc 2(1 - ν)
= (3.8)
vs (1- 2 ν )
la cual implica que vc > vs para cualquier valor de ν, y que para ν = 0.5, vc adquiere un
valor teórico de infinito.
En un medio semi-infinito existe una frontera que permite obtener una tercera solución
a las ecuaciones de movimiento y así tener un tercer tipo de onda. Este tercer tipo
corresponde a las ondas superficiales llamadas de Rayleigh (en honor a quien las
descubrió), las cuales producen en las partículas movimientos elípticos (Figura 3.2) y
disminuyen rápidamente su amplitud con la profundidad.
La ecuación de la onda Rayleigh se puede obtener estableciendo un sistema de
coordenadas como el señalado en la Figura 3.3, y suponiendo una onda plana que
viaja en la dirección positiva de las x. Así, partiendo de que los desplazamientos u y w
se pueden escribir respectivamente como:
∂φ ∂ψ ∂φ ∂ψ
u= + y w= -
∂x ∂z ∂z ∂x
∂ ∂2 φ ∂ ∂ 2ψ ∂ ∂
ρ 2 + ρ = (λ + 2 G) (∇ 2 φ ) + G (∇2ψ ) (3.9)
∂x ∂t ∂ z ∂ t 2 ∂ x ∂ z
y
∂ ∂2φ ∂ ∂ 2ψ ∂ ∂
ρ 2 - ρ = (λ + 2 G) (∇2 φ ) - G (∇2ψ ) (3.10)
∂z ∂t ∂ x ∂ t 2 ∂z ∂x
∂ φ λ + 2G 2
2
2
∇ φ = vc ∇ φ
2
= (3.11)
∂t 2
ρ
y
∂ ψ G 2
2
= ∇ ψ = vs 2 ∇ 2ψ (3.12)
∂t ρ
2
Ahora bien, suponiendo una solución del tipo de onda sinusoidal viajando en la
dirección positiva de las x, se puede escribir
φ = F (z) ei (ω t- N x )
(3.13)
y
ψ = G (z) ei (ω t- N x )
(3.14)
donde F(z) y G(z) son funciones que describen la variación de la amplitud de la onda
con la profundidad, y N=2 π/LR (conocido como número de onda); LR es la longitud de
la onda generada. Al sustituir los valores de φ y ψ dados por las ecuaciones 3.13 y
3.14 dentro de las ecuaciones 3.11 y 3.12, y considerar la condición de que la
amplitud de la onda superficial tiende a cero con la profundidad, los valores de F(z) y
G(z) resultan iguales a:
Ω2
− N2 − z
v 2
c
F(z) = A1 e
y
Ω2
− N2 − z
v 2
s
G (z) = A 2 e
Ω
2
( λ + 2 G ) N 2 - 2 - λ N 2
A1 vc
-1 = 0 (3.15)
2
A2 2 Ω
2 i GN N - 2
vs
y
2
2 N 2 - Ω 2 iN
A1 vc
2
+1= 0 (3.16)
A2 2 2 - Ω
N 2
vs
Añadiendo estas dos ecuaciones y haciendo algunos arreglos matemáticos, se llega a
la ecuación que da el valor de la velocidad con que se propagan las ondas Rayleigh:
vR vs v R
6 4 2 2 2
vR vs
- 8 + 24 - 16 + 16 - 1 = 0 (3.17)
vs vs vc vs vc
En la Figura 3.4 se muestra la relación que guarda vR/vs y vc/vs para varios valores de
la relación de Poisson ν; obsérvese que vR es aproximadamente igual a vs,
particularmente para valores grandes de ν.
En cuanto a la variación de los desplazamientos con la profundidad, éstos se pueden
∂φ ∂ψ ∂φ ∂ψ
obtener a partir de las expresiones señaladas para u = + y w= - ,
∂x ∂z ∂z ∂x
así como de sustituir en ellas los valores de φ y ψ dados por las ecuaciones 3.13 y
3.14.
2 Ω2 2 Ω2
N - 2N - 2
2
2 Ω vc vs
N - 2 2 2
vc
u = A 1 N i - exp - (zN) + N x
N 2 Ω
2
N - 2
vs + 1
2
N
2 Ω
2
N - 2
vs
exp - (zN ) exp i ( Ω t - N x) (3.18)
N
y
2 Ω
2
2 N - 2 2 2
vc 2 Ω 2 Ω
N - 2 N - 2
vs vc
w=A 1N N exp - - x
2 N N
N2- Ω
2
vs + 1
2
N
2 Ω
2
N - 2
vs
exp - (zN ) exp i ( Ω t - N x) (3.19)
N
De la observación de estas dos ecuaciones, se puede deducir que los términos dentro
de las llaves representan la variación respectiva de u y w con la profundidad. O sea:
u = U (z) A1 Ni e i ( Ω t - Nx)
y
w = W (z) A1 N e i ( Ω t - Nx)
Debe señalarse que son las ondas Rayleigh las que trasmiten la mayor parte de la
energía generada por la vibración de una zapata sobre la superficie de un
semiespacio. (Cuando la zapata es circular, el 67% de la energía es trasmitida por las
ondas Rayleigh, mientras que las cortantes trasmiten el 26% y las de compresión el
7% restante). Por otro lado, en comparación con las ondas de cuerpo, las amplitudes
de las ondas Rayleigh disminuyen más lentamente con la distancia r al centro de la
fuente de excitación (mientras que la atenuación de las ondas P y S en la superficie es
proporcional a 1/r², en las ondas Rayleigh es proporcional a 1 / r ); la razón de esta
diferencia se debe al concepto del llamado amortiguamiento radial que se estudia en
el siguiente capítulo. Lo anterior hace, como se ilustrará posteriormente, que las
ondas Rayleigh desempeñen un papel muy importante en la trasmisión de vibraciones
en o cerca de la superficie.
Las ondas Rayleigh son generalmente fáciles de reconocer ya que usualmente tienen
una amplitud grande con frecuencia relativamente baja, según puede observarse en la
Figura 3.7.
Cuando una onda dilatante P incide sobre la superficie libre del semiespacio, parte de
la energía se refleja a través de una onda cortante SV y parte a través de una onda P
(Figura 3.9). El ángulo de reflexión θ1 de la onda SV está dado de acuerdo con la ley
de Snell
vs
sen θ 1 = sen θ
vp
donde θ es el ángulo de incidencia.
Al llegar una onda cortante SV a la superficie, toda la energía que se refleja se hace a
través de: a) una onda SV con un ángulo de reflexión igual al de incidencia (Figura
3.10), y b) a través de una onda P cuyo ángulo de generación está dado por:
vc
sen θ 1 = sen θ
vs
Existe un cierto ángulo de incidencia, llamado crítico, para el cual las ondas incidentes
P y S se reflejan horizontalmente (Figura 3.11); dicho ángulo depende únicamente de
la relación de Poisson.
-1 vc
Para onda dilatantes θ cr = sen , y
vs
vs
Para ondas cortantes θ cr = sen -1
v
p
La Figura 3.12 muestra la relación entre θcr y ν para el caso de ondas de incidencia
SV. Cuando los ángulos de incidencia son mayores, las componentes horizontal y
vertical de los movimientos del terreno se encuentran desfasadas, creando una
vibración del tipo elipsoidal; la Figura 3.13 muestra que para θs = 45o el movimiento es
vertical y que para θs =90o el movimiento se reduce a cero.
En el caso de una onda SH que llega a la superficie, toda la energía que se refleja se
hace a través de otra onda SH, la cual tiene un ángulo de reflexión igual al de
incidencia (Figura 3.14). Esta característica hace que existan procedimientos
especiales por medio de los cuales se generen este tipo de ondas y se facilite la
interpretación de los datos obtenidos mediante los métodos geosísmicos; el empleo
de dichos métodos se explicará en capítulos posteriores.
Ahora bien, para el caso de llegar una onda a la superficie de contacto de dos estratos
de características diferentes, se tendrá lo siguiente:
Al llegar una onda P sobre la superficie de contacto, se producen cuatro tipos de
ondas según se ilustra en la Figura 3.15a; dos ondas SV (una reflejada [P-SV1] y otra
refractada [P-SV2]) y dos ondas P (una reflejada [P-P1] y otra refractada [P-P2]).
En cuanto a las ondas incidentes SH, parte de la energía es reflejada (ondas SH-SH1)
y parte refractada (SH-SH2), pero nuevamente sólo a través de ondas SH; la razón de
no producir ondas P se debe a que las ondas SH no tienen componente normal en el
plano de contacto.
donde:
vp1 y vp2 son respectivamente las velocidades de las ondas dilatantes en los medios
superior e inferior, y análogamente.
vs1 y vs2 son las velocidades de las ondas cortantes de dichos medios.
E
vL = (3.21)
ρ
Esta velocidad es menor que la velocidad vc dada por la ecuación 3.5; la razón de ello
es que en un medio infinito o semi-infinito no existen desplazamientos normales a la
dirección en que se propagan estas ondas, mientras que en una barra dichos
desplazamientos son factibles. A esta clase de ondas compresionales en barras se les
conoce en la literatura con el nombre de ondas longitudinales.
∂σ ∂ 2 u
∆ x A = ρ ∆ x A -
2
∂x ∂t
Simplificando la expresión anterior se obtiene
∂σ 2
∂ u
+ρ =0 (3.22)
∂x ∂t 2
σ =Eε (3.23)
∂u
donde: ε =-
∂x
2 2
∂ u ∂ u
E =ρ (3.24)
∂x 2
∂t 2
E
u = sen x ± t
ρ
E
u = cos x ± t
ρ
E
u = x ± t
ρ
El significado físico de las implicancias de dicha solución se muestra en la Figura 3.18.
Para un tiempo cualquiera t1 (que puede ser t1=0), se tiene un cierto tipo de
desplazamiento caracterizado por una función que satisfaga la ecuación 3.25;
posteriormente, en el tiempo t2, se observará exactamente el mismo tipo de
desplazamiento pero en un lugar diferente. Es decir, el tipo de movimiento que se
observa es precisamente como el de una onda que se desplaza a una velocidad
vL= E / ρ . Analíticamente lo anterior se puede comprobar de la siguiente manera;
supóngase el signo negativo de la ecuación 3.25, y que t2 = t1 + ∆t; se tiene entonces:
u |t = t1 = f (x - v L t )
u |t 2 = t1+ ∆ t = f [ (x + ∆ x) - v L (t + ∆ t ) ]
u |t 2 = t 1+ ∆ t = f [ (x + vL ∆ t - vL t - v L ∆ t ) ] = f (x - vL t ) ,
u=
σx ∆x =σx ∆ t
vL
E E
. u σ x vL
u= = (3.26)
∆t E
Obsérvese en esta última expresión que la velocidad de la partícula depende del valor
del esfuerzo aplicado, mientras que la velocidad de propagación de ondas depende
sólo de las propiedades del material.
∂ θ ∂ θ
2 2
= vs 2 (3.27)
∂t 2
∂x 2
donde θ es el ángulo de giro y
G
vs = (3.28)
ρ
Este valor, como puede notarse, resulta ser igual al obtenido en el análisis de
propagación de ondas en un medio infinito o semi-infinito.
donde:
∂ 2 U ω n2
+ U=0 (3.30)
∂ x 2 vL2
La solución a esta ecuación diferencial es del siguiente tipo:
U = A3 cos
ωn x + ωn x
A 4 sen
vL vL
donde A3 y A4 son también constantes dependientes de las condiciones de frontera.
Por ejemplo, suponiendo un extremo fijo y el otro libre (Figura 3.19), dos condiciones
son las siguientes:
∂U
2) = 0 |x = l (en el extremo libre las deformaciones valen cero)
∂x
cos
ωn l = o
vL
π vL
ω n = (2 n- 1) , n = 1,2,3... (3.31)
2l
(2 n- 1) π x
U = A 4 sen (3.32)
2 l
En la Figura 3.19 se muestran los tres primeros modos de vibración de una probeta
circular y el significado físico de la constante A4. Al sustituir la ecuación 3.32 en 3.29,
se obtiene la forma general de los desplazamientos:
(2 n - 1) π x (2 n- 1) π vL t (2 n- 1) π vL t
u = sen (A 1 ) n cos + (A 2 ) n sen (3.33)
2 l 2 l 2 l
1) Richart, F.E., Hall, J.R., y Woods, R.D. (1970), "Vibrations of Soils and Foundations",
Prentice-Hall.
3) Ewing, W.M., Jardetsky, W.S., y Press, F. (1975), "Elastic Waves in Layered Media",
McGraw-Hill Book Co, New York.
∂τ xz ∆y
(τ xz + ∆z)
∂z
∂x
τxy ∆z
τ XZ
∂ τ xy
∆x ( ∂ xy + ∆ y)
σy
∂∂ x
x (∂ x + ∆x)
∂x
(b)
(c)
(d)
Porción de semiespacio
elástico
4 4
3 3
Valores de
Ondas P
2 2
Ondas S
1 1
Ondas R
0 0
0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5
Relación de Poisson, ν
0.2
[ U (z)] [
Componente horizontal U (z) ]
0.4
0.6
ν = 0.25 ν = 0.25
Longitud de onda
ν = 0.33 ν = 0.33
Profundidad
0.8 ν = 0.40
ν = 0.50 ν = 0.40
ν = 0.50
1.0
1.2
Componente vertical W (z) [ ]
1.4
Amplitud a la prof. z
Amplitud en la superficie
Amplitud
Tiempo
(+ en la dirección de propagación)
t
1
(a)
(+ hacia abajo)
1
t
(b)
SH
θcr θcr
SV SV
40
θcr
30
20
Para ondas SV
10
0
0.25 0.30 0.35 0.40 0.45 0.50
a a a a
θ = 0° θ = 20°
a
θ = 30° 16’
d d d d
Superficie
a a a a
SH SH
Medio 2
P2, vP2 , vS2
e
f e P-P2 SV-P2
f
SH-SH2
P-SV2 f SV-SV2
Punto de excitación
(P
1)
(P - S
)
- P2
)
)
σ + ∂σ ∆ x
∂x
σ
Area A
x
Figura 3.17 FUERZAS ACTUADO SOBRE UN ELEMENTO DE UNA BARRA CONTINUA
x
x
VL (t2–t1)
(a)
πx
A4 u1 = A 4 sen (n = 1)
2l
3π x
A4 u2 = A 4 sen (n = 3)
(b) 2l
5π x
A4 u3 = A 4 sen (n = 5)
2l
El 03 de junio de 2014 a las 16:34:10 UTC-5 (hora local), ocurrió un sismo a 70 km al O de Chilca
(Fuente: IGP). Las características sísmicas del evento se resumen en la Tabla 1 y la ubicación del
epicentro se muestra en la Figura 1.
Lugares de 70 km al O de
referencia: Chilca
La Red Nacional de Acelerógrafos del CISMID-FIC-UNI (REDACIS) registró este evento en varias de
sus estaciones, preliminarmente presentamos los registros obtenidos en tres estaciones
acelerográficas: CSM, SMP y SENC1. La ubicación de estas estaciones se muestra en la figura 2,
que corresponde al mapa de suelos de la ciudad de Lima (CISMID, 2005).
AV. TÚPAC AMARU N° 1150 – LIMA 25 – PERÚ – Apartado Postal 31-250 Lima 31
Teléfono (511) 482-0777, (511) 482-0804, (511)482-0790 FAX: (511)481-0170
e-mail: director@uni.edu.pehttp://www.cismid.uni.edu.pe http://www.cismid-uni.org Pág. 1
UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA
FACULTAD DE INGENIERÍA CIVIL
CENTRO PERUANO JAPONÉS DE INVESTIGACIONES
SÍSMICAS Y MITIGACIÓN DE DESASTRES
Distancia
PGA
Código Orientación Ubicación (Distrito, Departamento) epicentral 2
(cm/s )
(km)
EO 66.05
CSM NS CISMID-FIC-UNI, Rímac – Lima 73.02 64.90
UD 23.34
EO -25.41
Estación de Bomberos Nº 65, San
SMP NS 72.24 -39.31
Martín de Porres – Lima
UD -21.80
EO 21.33
SENC1 NS SENCICO, San Borja – Lima 68.68 30.50
UD -13.41
AV. TÚPAC AMARU N° 1150 – LIMA 25 – PERÚ – Apartado Postal 31-250 Lima 31
Teléfono (511) 482-0777, (511) 482-0804, (511)482-0790 FAX: (511)481-0170
e-mail: director@uni.edu.pehttp://www.cismid.uni.edu.pe http://www.cismid-uni.org Pág. 2
UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA
FACULTAD DE INGENIERÍA CIVIL
CENTRO PERUANO JAPONÉS DE INVESTIGACIONES
SÍSMICAS Y MITIGACIÓN DE DESASTRES
SENC1
AV. TÚPAC AMARU N° 1150 – LIMA 25 – PERÚ – Apartado Postal 31-250 Lima 31
Teléfono (511) 482-0777, (511) 482-0804, (511)482-0790 FAX: (511)481-0170
e-mail: director@uni.edu.pehttp://www.cismid.uni.edu.pe http://www.cismid-uni.org Pág. 3
UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA
FACULTAD DE INGENIERÍA CIVIL
CENTRO PERUANO JAPONÉS DE INVESTIGACIONES
SÍSMICAS Y MITIGACIÓN DE DESASTRES
ANEXO A
TIEMPOS HISTORIA Y ESPECTROS DE
FOURIER DE ACELERACIONES
AV. TÚPAC AMARU N° 1150 – LIMA 25 – PERÚ – Apartado Postal 31-250 Lima 31
Teléfono (511) 482-0777, (511) 482-0804, (511)482-0790 FAX: (511)481-0170
e-mail: director@uni.edu.pehttp://www.cismid.uni.edu.pe http://www.cismid-uni.org Pág. 4
UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA
FACULTAD DE INGENIERÍA CIVIL
CENTRO PERUANO JAPONÉS DE INVESTIGACIONES
SÍSMICAS Y MITIGACIÓN DE DESASTRES
Tiempo historia en las tres direcciones de la estación CSM– 03/06/2014 16:34:10 UTC-5
AV. TÚPAC AMARU N° 1150 – LIMA 25 – PERÚ – Apartado Postal 31-250 Lima 31
Teléfono (511) 482-0777, (511) 482-0804, (511)482-0790 FAX: (511)481-0170
e-mail: director@uni.edu.pehttp://www.cismid.uni.edu.pe http://www.cismid-uni.org Pág. 5
UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA
FACULTAD DE INGENIERÍA CIVIL
CENTRO PERUANO JAPONÉS DE INVESTIGACIONES
SÍSMICAS Y MITIGACIÓN DE DESASTRES
Tiempo historia en las tres direcciones de la estación SMP – 03/06/2014 16:34:10 UTC-5
AV. TÚPAC AMARU N° 1150 – LIMA 25 – PERÚ – Apartado Postal 31-250 Lima 31
Teléfono (511) 482-0777, (511) 482-0804, (511)482-0790 FAX: (511)481-0170
e-mail: director@uni.edu.pehttp://www.cismid.uni.edu.pe http://www.cismid-uni.org Pág. 6
UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA
FACULTAD DE INGENIERÍA CIVIL
CENTRO PERUANO JAPONÉS DE INVESTIGACIONES
SÍSMICAS Y MITIGACIÓN DE DESASTRES
Tiempo historia en las tres direcciones de la estación SENC1 – 03/06/2014 16:34:10 UTC-5
AV. TÚPAC AMARU N° 1150 – LIMA 25 – PERÚ – Apartado Postal 31-250 Lima 31
Teléfono (511) 482-0777, (511) 482-0804, (511)482-0790 FAX: (511)481-0170
e-mail: director@uni.edu.pehttp://www.cismid.uni.edu.pe http://www.cismid-uni.org Pág. 7
UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA
FACULTAD DE INGENIERÍA CIVIL
CENTRO PERUANO JAPONÉS DE INVESTIGACIONES
SÍSMICAS Y MITIGACIÓN DE DESASTRES
ANEXO B
ESPECTROS DE RESPUESTA
DE ACELERACIÓN HORIZONTAL
AV. TÚPAC AMARU N° 1150 – LIMA 25 – PERÚ – Apartado Postal 31-250 Lima 31
Teléfono (511) 482-0777, (511) 482-0804, (511)482-0790 FAX: (511)481-0170
e-mail: director@uni.edu.pehttp://www.cismid.uni.edu.pe http://www.cismid-uni.org Pág. 8
UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA
FACULTAD DE INGENIERÍA CIVIL
CENTRO PERUANO JAPONÉS DE INVESTIGACIONES
SÍSMICAS Y MITIGACIÓN DE DESASTRES
AV. TÚPAC AMARU N° 1150 – LIMA 25 – PERÚ – Apartado Postal 31-250 Lima 31
Teléfono (511) 482-0777, (511) 482-0804, (511)482-0790 FAX: (511)481-0170
e-mail: director@uni.edu.pehttp://www.cismid.uni.edu.pe http://www.cismid-uni.org Pág. 9
Animations illustrating simple wave propagation concepts
Jeffrey S. Barker
Below are the first attempts I've made to generate animated GIF files illustrating simple
seismic wave propagation concepts. The models are generated using the sufdmod2
acoustic finite difference program from the SU package. The results are plotted with SU's
supsmovie, which generates a multi-page Postscript file. This is converted into GIF files
for individual frames using the convert program from ImageMagick. These are then
edited using xv, cropped to include only the portion of the image that has changed since
the previous frame, and saved (xv does a nice job of reducing the size of the GIFs).
Finally, and animated GIF89a file is generated from all the individual GIFs using
GIFMerge. The animations are designed to loop five times, but I have found that this
does not work correctly under Netscape 2.0; rather it continues to reload. The looping
animation does appear to work under Netscape 3.0. Finally, the annotated still images
were edited from the individual GIFs using xpaint. For more information on animated
GIFs, see Royal Frazier's GIF Animation on the WWW page.
The first animation illustrates P waves traveling outward from the source, reflecting from
a higher-velocity material below and from the free surface above. The change in polarity
upon reflection from the free surface is apparent, as is the change in curvature of the
refracted wave, which results in the bending of the raypath (according to Snell's law). The
still image below is annotated to show the model, which consists of a constant-velocity
layer (Vp=6.0 km/s, thickness 30 km) over a constant-velocity halfspace (Vp=8.0 km/s).
The source is located at a depth of 20 km. Click on the still image to view the animation
[371 Kbytes].
The next animation shows the same model, but looking at greater distances and later
times. In this case, the refracted wave in the lower medium is clear, the head wave can be
seen to develop with a cross-over distance of about 120 km. The linearity of the head
wave as it propagates upward is particularly well illustrated by the animation. There is a
weak numerical artifact (which appears as a wave propagating up from the bottom of the
image) due to not-quite absorbing boundary conditions. The amplitudes in this figure are
greatly enhanced so that the head wave is visible; unfortunately, so are the numerical
errors. Once again, click on the still image to view the animation [311 Kbytes].
Finally, with a slightly more extreme model (Vp=3.0 km/s in the layer), we can see how
the multiple reflections in the layer (crust) generate an interference phenomenon which
propagates outward. Amplitude decreases rapidly into the halfspace. So, although
generated using only P waves (an acoustic problem) these are analogous to the surface
waves which would be generated by multiple reflections of P and S waves. Note that the
interference pattern is a cross-hatched pattern of high and low amplitudes (white and
black). If observed with borehole instruments, these "surface waves" would appear to
arrive at different times with depth. There would appear to be an upward and downward
propagation of this vertically standing wave. Once again, click on the image to see the
animation [725 Kbytes].
Here is an animation of S wave amplification at San Francisco due to the Loma Prieta
earthquake. This is an acoustic wave propagation model, but by using S wave velocities,
it provides an adequate (though incomplete) simulation of SH wave propagation. The
velocity model is from Wald, et al (BSSA 81,1540-1572, 1991) with the top layer
removed. This is an average of two models from Dietz and Ellsworth (GRL, 17, 1417-
1420, 1990). In this model, the Moho is at 25 km depth. I have put the source at 11 km
depth (the upper asperity in the Loma Prieta source models). I have also applied
absorbing boundary conditions at the free surface, simply to reduce surface waves and
multiple reverberations. These simply distract the viewer, while not changing the result.
San Francisco (including the Marina District, Bay Bridge, and I880 in Oakland) are all at
about 95 km distance. In the animation, you can see the S wave propagate outward, and
become weaker (the shading goes to gray). The Moho reflection is seen as a brighter
patch (first white, then black) propagating upward and to the right, arriving at the surface
at about 90-95 km. This accounts in part for the higher level of ground motion
experienced in San Francisco.
Click on the still image to view the animation [273 Kbytes].
UNI - FIC
Departamento Académico de
Ingeniería Geotécnica
DINÁMICA DE SUELOS
EC - 514 G
SISMICIDAD Y PROCESAMIENTO
DE SEÑALES
Denys Parra Murrugarra
Ing. Civil, M.Sc., Profesor Asociado
2
¿Qué es el peligro sísmico?
PELIGRO SÍSMICO
VULNERABILIDAD SÍSMICA
RIESGO SÍSMICO
Placas tectónicas
Placas Tectónicas
4
Anillo o Cinturón de Fuego
Placas Tectónicas
Mecanismo
Sismos Interplaca de subducción
e Intraplaca
6
Tipos de sismos
Sismos Interplaca en el Perú
e Intraplaca
Sismos corticales
Sismos Continentales
8
Plano neotectónico
Sismos Continentales
10
Distribución espacial de la sismicidad en el Perú
Sismos continentales
11
Mapa de Resolución Sísmica del Perú Mapa de Resolución Sísmica del Perú
Sismos de Subducción: Interfase - Intraplaca Sismos Continentales
(1963 - 2008) (1963 - 2008)
2 2
0
0
-2 -2
-4
-4
-6
-6
-8
-8
Latitud
Latitud
-10
-10
-12
-12
-14
-14
-16
-16
-18
-18
-20
-20
-22
-83 -81 -79 -77 -75 -73 -71 -69 -67 -22
-83 -81 -79 -77 -75 -73 -71 -69 -67
Longitud
Longitud
50 100 150 200 250 300 350
50 100 150 200 250 300 350
Radio (Km) Radio (km)
12
Fuentes sismogénicas de subducción de
interfase e intraplaca (Gamarra, 2009)
13
14
Evaluación del peligro sísmico
15
16
Método probabilístico
2) Caracterización de la distribución
temporal de la recurrencia sísmica,
especifica la frecuencia anual de
excedencia de un terremoto de
determinada magnitud.
Paso 3 Paso 4
3) Determinación del movimiento
sísmico a través de leyes de
atenuación.
4) Estimación de la probabilidad de
excedencia del nivel de
movimiento sísmico determinado
en un periodo de tiempo dado.
17
Método determinístico
18
Qué es una ley de atenuación?
(GMM por sus siglas en inglés)
PGA Acelerograma
Ley de atenuación
Aceleración, Y
(1)
Tiempo
(2)
Log(Y)
Log(R)
Propagación
19
Leyes de atenuación
• Sismos de continentales:
o Sadigh et al. (1997)
o NGA
20
Leyes de atenuación - Youngs et al. (1997)
21
Mapa de intensidades
(Alva, 1984)
22
Zonificación sísmica del perú
1997 2016
Z igual a aceleración
máxima horizontal en
suelo rígido con
probabilidad de 10%
de ser excedida en 50
años (475 años de
periodo de retorno).
Zona Factor de Zona Z
Zona Factor de Zona Z 4 0,45
3 0,40 3 0,35
2 0,30 2 0,25
1 0,15 1 0,10
23
24
Isoaceleraciones espectrales suelo firme
T=0s, 10% de excedencia en 50 años
(Aguilar y Gamarra, 2009)
25
0° 0°
ECUADOR COLOMBIA
2° S 2° S
0.02
0.0 4g
0.06
0.08g
g
0.1 0g
0.12
g
0.1 6g
g
0.20g
0.24g
0.2 8g
0.30
0.3 2g
TUMBES
g
4° S 4° S
0.34
LORETO
0.38g
0.36g
g
0.3 4g
0.32g
0.3 4g
0.28g
0.32
0.30
0.28
0.24g
g
0.26
g
g
g
PIURA
6° S AMAZONAS 6° S
LAMBAYEQUE
0.3
2g
CAJAMARCA
SAN
0.3
MARTÍN
0g
BRASIL
0.2
8g
0.2
LA LIBERTAD
8° S 8° S
6g
0.2
0.24
4g
0.30
g
0. 34 g
0.38 g
0.16g
0.42
0.18 g
0.20
0.2 2g
ÁNCASH
0.24g
g
0.26g
HUÁNUCO
10° S UCAYALI
10° S
0.26
PASCO
g
0.24
0.30 g
0.34 g
g
0. 38 g
g
0. 42
JUNÍN
0.0
2g
CALLAO MADRE 0.0
12° S 12° S
0.2
DE DIOS 4g
4g
LIMA 0.0
6
0.0 g
8
0.1 g
0
OCÉANO PACÍFICO HUANCAVELICA
0.2 CUSCO 0.1 g
6g 2g
0.2
0.1
8g
4g
0.3
0 .1 .18 0 g
2g
6g g
ICA 6g
0
0 .4
0 .4 0 g
0.2 4g
AYACUCHO
0.4 2g
2g
PUNO
0 .2
4g
0.2
0.2
6g
0.3 8g
AREQUIPA 0.3 0g
0.3 2g
16° S 0.3 4g 16° S
0.3 6g
UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA 0 8
0.4 .40 g
2g g
FACULTAD DE INGENIERÍA CIVIL MOQUEGUA
0.20
BOLIVIA
g
TACNA
0.2
8
0.3 g
18° S Clasificación de sitio : B (IBC, 2015) 0.3 2g 18° S
Periodo estructural : 0.00 s (PGA) 6g
0 .4 4 g
Amortiguamiento : 5%
0 .4
0g
26
Coeficientes de ponderación
(Charca, Gamarra, Parra 2018)
LEY DE LEY DE
SISMOGÉNESIS SISMOGÉNESIS
ATENUACIÓN ATENUACIÓN
27
28
Periodos de retorno según la clasificación de la CDA
29
30
Esquema
Parámetros de propagación de ondas
Sismológicos
Onda Onda de
superficial cuerpo
Estrato base
sísmico
Basamento sísmico
31
Roca o suelos
S1 500 a 1500 > 50 >100 0,4 2,5
muy rígidos
Suelos
S2 180 a 500 15 a 50 50 a 100 0,6 2,0
intermedios
Condiciones
S4 Clasificación basada en el EMS - -
excepcionales
32
Factor de suelo "S"
Norma E.030 Diseño Sismorresistente 2016
Suelo
S0 S1 S2 S3
Zona
33
4.0
3.5
3.0
2.5
C 2.0
1.5
1.0
0.5
0
TP
Periodo de Vibración, T (s)
34
Clasificación de perfiles de suelo
IBC 2009
35
Ejemplo
Ejemplo dedeobtención
Obtenciónde
deparámetros
Parámetros sísmicos
Sísmicos
36
Ejemplo de Obtención
Espectro deuniforme
de peligro Parámetros Sísmicos
(UHS)
37
38
Resultados de análisis determinístico
Resumen de aceleraciones
espectrales con 5% de
amortiguamiento del análisis
del peligro sísmico
determinístico
39
Resumen de aceleraciones
espectrales con 5% de
amortiguamiento del análisis
del peligro sísmico
probabilístico
40
Espectros de peligro uniforme
41
Desagregación sísmica
42
Desagregación sísmica
43
Sismógrafos y acelerógrafos
44
Sismógrafos
45
Sismógrafos
46
Sismógrafos
47
Acelerógrafos
48
Acelerógrafos
49
Caseta de instrumentación
50
Instalación de acelerómetros
51
Instalación de acelerómetros
52
Acelerógrafo instalado
53
54
Instrumentación sísmica recomendada en presas
Aguas arriba
Reservorio
Cresta
Galería Estribo
Estribo Galería Cuerpo
Cimentación
55
http://sig.cismid-uni.org/redacis/
56
Registro de aceleraciones
• Se obtienen de acelerógrafos
57
Acelerógrafo
Acelerógrafo
Suelo
ROCA
58
Espectro de Fourier, espectro de respuesta
y relaciones espectrales
59
60
Espectro de respuesta
61
X(t)
Respuesta Sa
acc. max.
(Sa)1
T1 D1
(Sa)2 (Sa)1
(Sa)2
D3
T2 (Sa)3 D2
(Sa)3 T1 T2 T3
Sa = Espectro de respuesta
T3 de aceleración absoluta
Respuesta
x + 2Dω x + ω x = x(t)
a(t)
62
Terremoto de Lima de 1974 E-W
Registro tiempo-historia y espectro de Fourier
250 300
200
250
150
100
Amplitud de Fourier
200
Aceleración (cm/s2)
50
0 150
-50
100
-100
-150
50
-200
-250 0
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 0 5 10 15 20
Tiempo (s) Frecuencia (Hz)
63
300 500
250 450
200
400
150
350
100
Amplitud de Fourier
Aceleración (cm/s2)
50 300
0 250
-50 200
-100
150
-150
100
-200
-250 50
-300 0
0 25 50 75 100 125 150 175 200 0 5 10 15 20
Tiempo (s) Frecuencia (Hz)
amax=292,5 gals
64
Terremoto de Tarapacá de 2005 E-W
Registro tiempo-historia y espectro de Fourier
150 120
110
100 100
90
Amplitud de Fourier
50 80
Aceleración (cm/s2)
70
0 60
50
-50 40
30
-100 20
10
-150 0
0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 0 5 10 15 20 25
Tiempo (s) Frecuencia (Hz)
amax=115,4 gals
65
Procesamiento de acelerogramas
66
Procesamiento de acelerogramas
• Espectros de Fourier
• Relaciones espectrales
• Espectros de potencia
67
Corrección de acelerogramas
68
Corrección instrumental
69
70
Corrección por filtro
Al final del sismo, la velocidad del suelo debe volver a cero, y esto es un criterio para
juzgar la eficacia del procesamiento.
71
72
Corrección por línea base y por filtro
73
74
Programa - SeismoSignal
75
76
Generación de acelerogramas sintéticos
método de ajuste espectral
77
78
Generación de acelerogramas sintéticos
Método de ajuste espectral
79
80
Generación de acelerogramas sintéticos
Método de ajuste espectral
81
0.30 1.00
0.20
0.80
Aceleración espectral (g)
Aceleración (g)
0.10
0.60
0.00
0.40
-0.10
0.20
-0.20
-0.30 0.00
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0
Tiempo (s) Periodo (s)
82
Método de ajuste espectral
Espectro de peligro uniforme de la zona
1.00
Aceleración espectral (g)
0.80
0.60
0.40
0.20
0.00
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0
Periodo (s)
83
0.50 1.20
Atico EW_Ajustado
1.00 Espectro de diseño -
0.30
MCE (P84)
Aceleración espectral (g)
Aceleración (g)
0.80
0.10
0.60
-0.10
0.40
-0.30
0.20
-0.50
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 0.00
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0
Tiempo (s) Periodo (s)
84
Método de ajuste espectral
Comparación de acelerogramas
0.50
0.30
Aceleración (g)
0.10
-0.10
-0.30
-0.50
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120
Tiempo (s)
85
Atico EW_Original
0.10
Atico EW_Ajustado
1.00
-0.10 Espectro de diseño -
MCE (P84)
Aceleración espectral (g)
-0.30
0.80
-0.50
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120
0.40
0.60
Velocidad (m/s)
0.20
0.00 0.40
-0.20
0.20
-0.40
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120
0.10 0.00
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0
Desplazamiento (m)
0.05
Periodo (s)
0.00
0.60
-0.05
Amplitud de Fourier (g-s)
0.50
-0.10
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 0.40
1.00
0.30
0.80
Int. de Arias (%)
0.60 0.20
0.40
0.10
0.20
0.00 0.00
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100 110 120 0 5 10 15 20
Tiempo (s) Frecuencia (Hz)
86
Método de ajuste espectral
Ajuste de diferentes acelerogramas
1200
Lima 1974 EW
Lima 1974 NS
Atico 2001 NS
600
400
200
0
0.0 0.5 1.0 1.5 2.0 2.5 3.0
Periodo (s)
87
Programa - SeismoMatch
88
Resultado final - Matching
89
Programa - Degtra
90
Rotación de sismos
91
Rotación de sismos
92
Rotación de sismos
Atico 2001
Los flujos de energía son idénticos para las 4 direcciones analizadas, por
lo que bastará con emplear un solo registro para el ajuste espectral
93
Rotación de sismos
94
Rotación de sismos - ajuste espectral
Lima 1970
Atico 2001
Lima 1974
95
Rotación de sismos
Verificación de la calidad del ajuste espectral
Lima 1970
Atico 2001
Lima 1974
96
PELIGRO SÍSMICO EN EL PERÚ
INTRODUCCIÓN
El Perú está comprendido entre una de las regiones de más alta actividad sísmica que existe en
la tierra, por lo tanto está expuesto a este peligro, que trae consigo la pérdida de vidas humanas
y pérdidas materiales. Es necesario efectuar estudios que permitan conocer el comportamiento
más probable de este fenómeno para poder planificar y mitigar los grandes efectos que trae
consigo. Una forma de conocer el probable comportamiento sísmico de un lugar es mediante la
evaluación del peligro sísmico en términos probabilísticos, es decir predecir las posibles
aceleraciones que podrían ocurrir en un lugar determinado.
En las normas de diseño se especifican las cargas sísmicas, por lo que no es necesario realizar
investigaciones detalladas de la actividad sísmica del área donde se construirán estructuras
comunes. El coeficiente de diseño sísmico a ser usado en el diseño sísmico pseudo-estático se
determina en base a la zona, condición del suelo e importancia de la estructura. Si la estructura
es flexible, la carga sísmica se modifica tomando en cuenta su periodo fundamental. Sin
embargo, cuando se planifican estructuras importantes, deben evaluarse sus capacidades de
resistir terremotos en base a estudios detallados de peligro sísmico. Tales estructuras incluyen:
grandes presas, puentes con luces grandes, túneles y centrales nucleares. También se
necesitan estudios detallados para la evaluación del peligro sísmico en una zona grande por
urbanizar.
Ponencia presentada en el VII Congreso Nacional de Mecánica de Suelos e Ingeniería de Cimentaciones, Lima, 6-10
Diciembre 1993.
SISMOTECTÓNICA
Los principales rasgos tectónicos de la región occidental de Sudamérica, como son la Cordillera
de los Andes y la Fosa Oceánica Perú-Chile, están relacionados con la alta actividad sísmica y
otros fenómenos telúricos de la región, como una consecuencia de la interacción de dos placas
convergentes cuya resultante más saltante precisamente es el proceso orogénico
contemporáneo constituido por los Andes. La teoría que postula esta relación es la Tectónica de
Placas o Tectónica Global (Isacks et al, 1968). La idea básica de esta teoría es que la envoltura
más superficial de la tierra sólida, llamada Litósfera (100 Km), está dividida en varias placas
rígidas que crecen a lo largo de estrechas cadenas meso-oceánicas casi lineales; dichas placas
son transportadas en otra envoltura menos rígida, la Astenósfera, y son comprimidas o
destruidas en los límites compresionales de interacción, donde la corteza terrestre es
comprimida en cadenas montañosas o donde existen fosas marinas (Berrocal et al, 1975). Los
rasgos tectónicos superficiales más importantes en el área de estudio son :
Sismicidad
Sismicidad Histórica
Silgado (1978) realizó la más importante descripción ordenada de la historia sísmica del Perú.
Desde el siglo XVI hasta el siglo XIX solo se reportan los sismos sentidos en las ciudades
principales, indicando que dicha actividad sísmica no es totalmente representativa, ya que
pueden haber ocurrido sismos importantes en regiones remotas, que no fueron reportados.
Dorbath et al (1990) analizaron los grandes sismos históricos y obtuvieron cantidades estimadas
de longitudes de ruptura en un diagrama espacio-tiempo de los grandes sismos históricos del
Perú. Se muestra la existencia de tres zonas diferentes correspondientes a la segmentación de
la placa de Nazca subducida en la placa Sudamericana. La actividad sísmica en el Norte y
Centro del país es compleja debido a la irregularidad de las longitudes de ruptura, la zona Sur
tiene un modelo sísmico simple y regular, ya que ha experimentado cuatro grandes sismos cuyo
tiempo de recurrencia es del orden de un siglo; ésta es una zona de alto riesgo sísmico.
Sismicidad Instrumental
Dentro de la metodología para el cálculo del peligro sísmico se considera que los eventos
sísmicos presentan una distribución de Poisson, que se caracteriza por suponer independencia
entre los tiempos de ocurrencia, ya que cada uno de los sismos se considera como un evento
aislado e independiente. Por ello es necesario depurar del catálogo todas las réplicas y
premonitores, quedando los sismos como eventos principales.
mb = 3.30 + 0.40 Ms
Existe una actividad sísmica superficial causada por el proceso de reajuste tectónico del
Aparato Andino. En la Figura 1 se observa agrupamientos importantes de eventos en algunas
estructuras neotectónicas, tales como las fallas de Huaytapallana, fallas ubicadas en la sierra
central y en Moyobamba, en donde la actividad sísmica se encuentra en los primeros 40 Km de
profundidad. Los sismos recientes e históricos de Ayacucho, Cusco, Urcos y norte del lago
Titicaca, son manifestaciones de esta zona sísmica, muy superficial y destructiva (Ocola, 1989).
Cada una de las fuentes sismogénicas tiene características propias definidas por sus
parámetros sismológicos: magnitud mínima de homogeneidad (Mmin), pendiente de la
distribución Gutenberg-Richter (b), tasa media anual de actividad sísmica (m) y magnitud
máxima (Mmax). Las escalas de magnitud más utilizadas son mb y Ms. Dependiendo de la escala
utilizada, los sismos muestran valores asintóticos a partir de una cierta magnitud (Idriss, 1985).
Para evitar este problema de saturación de la magnitud se utilizará la magnitud M definida como
max{mb, Ms}.
Log N = a - b M
donde:
N = 10 a e- β M
donde:
β = b ln 10
Para determinar los valores de a y b se utilizó el método de la máxima verosimilitud que ajusta
la recta al valor medio de los datos sobre la magnitud mínima de homogeneidad, incluida la
máxima magnitud observada, normalizando el aporte que hacen los sismos de diferentes
magnitudes. Esto hace que el valor de b refleje de mejor forma las características de la región
(Bonilla y Ruiz, 1992).
La tasa µ es la tasa media anual de ocurrencia de eventos mayores o iguales que la magnitud
mínima de homogeneidad. Para determinar la tasa µ se utiliza una variación del diagrama de
Gutenberg y Richter, que consiste en dibujar un número acumulativo de eventos mayores a una
determinada magnitud versus el tiempo. De estos gráficos se puede determinar la magnitud
mínima de homogeneidad (Mmin) y la tasa µ. La magnitud mínima de homogeneidad
corresponderá al gráfico cuyo diagrama acumulativo versus tiempo muestre un comportamiento
lineal y monotónicamente creciente, mostrando que a partir de esa magnitud el catálogo es
homogéneo y completo. La tasa µ es la pendiente de la curva acumulativa de eventos mayores
o iguales a Mmin versus el tiempo. Mmax es la magnitud máxima probable que puede ser liberada
como energía sísmica (McGuire,1976). Para determinar esta magnitud se utiliza el criterio de
que el más grande evento que ha ocurrido en la fuente en el pasado, es el máximo sismo que
se espera en el futuro.
Leyes de Atenuación
Esta es la expresión que resume la teoría desarrollada por Cornell en 1968, para analizar el
peligro sísmico. La evaluación de esta integral es efectuada por el programa de cómputo RISK
desarrollado por McGuire (1976) en el cálculo del peligro sísmico.
Nivel de Confidencia
t
− Ry ( a )
RISK = 1 - e
donde:
t : tiempo de vida útil
Ry(a) : periodo de retorno promedio en años de un sismo de intensidad > a.
El nivel de confidencia se expresa como:
Los movimientos de diseño que el ingeniero debe seleccionar están asociados a un nivel de
excedencia suficientemente pequeño durante la vida útil de la edificación. En la Tabla 2 se
muestran valores representativos de criterios empleados en la selección de movimientos
sísmicos de diseño (Grases, 1989). La selección de los movimientos sísmicos dependen del tipo
de obra.
En el presente estudio se considera el 90% de nivel de confidencia para 50 y 100 años de vida
útil (t) que corresponden a 475 y 950 años de período de retorno respectivamente, es decir el
10% de nivel de excedencia en un periodo de t años.
Calculados los parámetros sismológicos de las fuentes (Mmin, Mmax, ß, µ), las profundidades
representativas de los hipocentros de las fuentes y seleccionadas las leyes de atenuación, se
calcularon las aceleraciones horizontales mediante el programa RISK en una malla de puntos
(malla de 50x50 Km aproximadamente) en todo el territorio peruano y áreas vecinas. En las
Figuras 4 y 5 se muestran los mapas de isoaceleraciones con un 10% de excedencia para 50 y
100 años de vida útil.
Se observa que los valores más altos de aceleraciones máximas están localizados a lo largo de
toda la costa y van disminuyendo a medida que se avanza hacia al Este. Así, las zonas de
Tumbes, Piura, Ica, Tacna y el Norte de Chile tienen los valores más altos de aceleración, 0.50g
y 0.60g para 50 y 100 años de vida útil respectivamente. Debe considerarse que en estas zonas
se han producido históricamente sismos muy grandes y además son las zonas que presentan
una mayor tasa de ocurrencia de sismos. Los valores obtenidos en el Norte de Chile coinciden
con los encontrados por Aiquel (1990) para los mismos periodos de vida útil. Se observa
también altas aceleraciones en las zonas de Moyobamba, norte del departamento de Amazonas
y en la zona ecuatoriana de Cuenca con 0.32g y 0.38g en 50 y 100 años respectivamente. Los
valores más bajos de aceleración están localizados en la zona oriental, en el departamento de
Loreto, con valores de 0.06g y 0.08g. Otra región con valores bajos de aceleración es la zona
de Madre de Dios con valores de 0.10g y 0.14g.
Los resultados que muestran las Figuras 4 y 5 tienen una buena correlación con el mapa de
Máximas Intensidades Sísmicas Observadas (Alva et al, 1984), en el cual se observa que las
zonas de Tumbes, Piura, Lima, Arequipa, Tacna y el Norte de Chile tienen intensidades entre
VIII y IX Mercalli Modificada y las intensidades más bajas se presentan en la zona oriental con
valores por debajo de V MM.
Los valores de aceleraciones máximas deben considerarse como valores medios esperados en
suelo firme, donde no se considera la influencia de las condiciones locales del suelo, ni los
efectos de la interacción suelo-estructura. Por estar el país en una zona altamente sísmica,
debe realizarse una evaluación del peligro sísmico más específico en los emplazamientos de las
estructuras tales como grandes presas, puentes, autopistas, edificios, etc. El costo de construir
cada una de estas estructuras y su importancia para el país es demasiado alto como para
permitir apoyarse solamente en mapas generales de peligro sísmico.
CONCLUSIONES Y RECOMENDACIONES
Considerando que el territorio peruano se halla ubicado en una de las regiones de más alto
índice de actividad sísmica de la tierra, ha sido necesario evaluar apropiadamente el peligro
sísmico existente, prediciendo probabilísticamente las aceleraciones máximas que podrían
ocurrir en cualquier punto del país, utilizando leyes de atenuación de aceleraciones y
correlacionando la sismicidad y la tectónica para determinar las fuentes sismogénicas y sus
respectivos parámetros sismológicos.
La sismicidad histórica proporciona criterios cualitativos de la actividad sísmica del país a partir
del siglo XVI, pero dicha actividad no es totalmente representativa pues los registros históricos
de sismos no son homogéneos.
Los resultados obtenidos en el presente estudio pueden ser utilizados para fines de
regionalización sísmica y otros estudios tales como, análisis de vulnerabilidad, riesgo sísmico,
efectos de amplificación y obtención del espectro corregido de diseño, etc. Este estudio no es
un trabajo final, pues existen parámetros que cambiarán a medida que avancen las
investigaciones, produciendo mejores estimaciones del peligro sísmico en el Perú.
REFERENCIAS
1. Aiquel A. (1990), "Hacia una Nueva Regionalización y Cálculo del Peligro Sísmico en
Chile", Tesis de Grado, Universidad de Chile, Santiago, Chile.
3. Bender B. y Campbell K. (1989), "A Note on the Selection of Minimun Magnitude for use in
Seismic Hazard Analysis", Bulletin of the Seismological Society of America, Vol 79, No. 1,
pags 199-204.
4. Berrocal J. (1974), "South American Seismotectonics from SAAS Data", Thesis submitted
for the Degree of Doctor of Philosophy in the University of Edinburg.
9. Cornell A. (1968), "Engineering Seismic Risk Analysis", Bulletin of the Seismological Society
of America", Vol 58, No. 5 pags. 1538-1606.
10. Deza E. (1969), "Estudio Preliminar sobre las Zonas de Transición que separan posibles
Regiones Sismotectónicas del Margen Occidental de Sudamérica: Zona de Transición en el
Perú", I Congreso Nacional de Sismología e Ingeniería Antisísmica, Lima, Perú.
12 Deza E. (1990), "Identificación de una Posible Estructura en Bloques en el Sur del Perú",
Seminarios CISMID-UNI, Lima, Perú.
13. Dorbath L., Cisternas A. y Dorbath C. (1990), "Assessment of the Size of Large and Great
Historical Earthquakes in Peru", Bulletin of the Seismological Society of America", Vol 80,
No. 3 pags. 551-576.
14. Grases J. (1989), "Peligro Sísmico con fines de Ingeniería", Revista Geofísica 31, págs.
261-279.
15. Idriss M. (1985), "Evaluating Seismic Risk in Engineering Practice", Proceedings of the 11th
ICSMFE, Vol. 1, San Francisco, USA.
16. Isacks B., Oliver J. y Sykes L.R. (1968), "Seismology and Global Tectonics", Journal of
Geophysical Research, Vol 73, No. 18, pág. 5855-5899.
17. Kelleher J. (1972), "Rupture Zones of Large South America Earthquake and Some
Predictions", Journal of Geophysical Research, Vol 77, No. 11.
18. Macharé J., Leureyro J. y Sebrier M. (1991), "Actualización del Mapa Neotectónico del Perú
a Escala 1:2’000,000", VII Congreso Peruano de Geología, Lima, Perú.
19. McGuire R. (1974), "Seismic Structural Response Risk Analysis incorporating Peak
Response Regresion on Earthquake Magnitude and Distance”, MIT Report R74-51,
Cambridge, Mass. USA.
20. McGuire R. (1976), "Fortran Computer Program for Seismic Risk Analysis", Open-File
Report 76-67, U.S. Geological Survey.
21. Ocola L. (1989), "Patrones de Sismicidad en el Perú y Areas Vecinas", Seminarios CISMID-
UNI, Lima, Perú.
22. Pacheco J. y Sykes L. (1992), "Seismic Moment Catalog of Large Shallow Earthquakes,
1900 to 1989", Bulletin of the Seismological Society of America, Vol 82, No. 3, pags. 1306-
1349.
23. Sebrier M., Huamán D., Blanc J.L., Macharé J., Bonnot D. y Cabrera J. (1982),
"Observaciones acerca de la Neotectónica del Perú", Instituto Geofísico del Perú, Lima,
Perú.
24. Silgado E. (1978), "Historia de los Sismos más Notables ocurridos en el Perú (1513-1974)",
Instituto de Geología y Minería, Boletín No. 3, Serie C, Geodinámica e Ingeniería
Geológica, Lima, Perú.
25. SISRA (1985), “Catálogo de Terremotos para América del Sur”, Vol 7a, 7b y 7c, Proyecto
SISRA, CERESIS, Lima, Perú.
TABLA 1 PARÁMETROS SISMOLÓGICOS DE LAS FUENTES SISMOGÉNICAS
µ
2° 2°
0.1 0.1
0
0° 0.1 2
4 0°
0.1
6
0.1
0.2 8 COLOMBIA
0.0
0 0
8
0.2 .22
0.2 4
0 6
0.3 .28
0.0 4
0.0
0
0.0 2
-2° 0.3
2 -2°
6
0.3 4
ECUADOR
46
0.4 .4 2
8
0.
0.4
0
0
0.1 0
0.1 4
0.1 2
0.16
6
0.18
0.20
0.22
0.24
0.2 6
0.3
0.2 8
0.3 0
0.3 2
TUMBES
-4° -4°
0.3 8
4
0.3
LORETO
0.46
0.4 4
0.0 2
0.0 4
0.0 6
PIURA
0.36
0.3 8
0.40
AMAZONAS
0.4 2
0.36
0.0
0.3
8
0.1
0.3
0.3 4
6
0.3
0
2
-6° -6°
0.1
0.3 2
0.3
LAMBAYEQUE
2
0.4 8
0.1
4
0.46
CAJAMARCA
0.
4
3
0.42
0.3
8
0.4
0.1
0
0 SAN MARTIN
0.1 0
0.2 2
6
0.2 8
8
0.2
0.42
0.44 BRASIL
0.26
0.48 0.46
-8° 0.5 0 LA LIBERTAD
-8°
0.24
0.22
0.
3
0.20
0.
0.3
2
5
0.3
0.32
2 0.5
0
2
0.3 0
0.4 4
4
0.1 8
0.0 6
0.1 6
0.4 48
0.1 4
0. 52
0.08
ANCASH
0.
0.1 0
0.1 2
HUANUCO UCAYALI
-10° -10°
0.2 8
0.3
0.2
0
PASCO
0.3
0.3 4
0
0.3
0.
2
0.3 2
08
0.4 6
0.
8
10
0.4 0
0
0 .1
0.5 4
0. .14 2 0.0
0.5
LIMA
JUNIN
16 6
0. 0
-12°
MADRE DE DIOS
-12°
CALLAO
0.
0. 4
18
0.
0.2
0.
2
0.
0. 32
22
30
28
3
0.3 4 0.0
6 8
0.3 0
8 0 .2 0 0.1
HUANCAVELICA
0. .22 0
0.4 CUSCO 24
0 0.
OCÉANO PACÍFICO 0
0. .42
1 2
0.4 44
0. 0. 0.3
0.
0.2
28 30
0.4 6 1 4
-14° 0.5 8 -14°
6
APURIMAC
ICA
0.5 0 AYACUCHO
2 0.
0.5 1 6
0. 4 0.
2
1
0. 56 0. 0. 8
0.3
58 3 20
0. 6
4
3 PUNO
0. 8 0.
0. 40 2
0 0. 2
4 0. 2
UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERÍA 0 .4 4 4 0. 4
2 BOLIVIA
0 .4 6
AREQUIPA .5 8 26
-16° 0.5 0 -16°
FACULTAD DE INGENIERÍA CIVIL 0.5 2
4
MAPA DE ISOACELERACIONES ESPECTRALES 0
MOQUEGUA
0 .2 8
0 .3 0
SUELO FIRME 0 .3
0. .34 2
Período estructural : 0.00 s (PGA) 0. 36
38
0.
44 0.40
Probabilidad de excedencia : 10%
TACNA
0.
0.4 42
-18° Período de exposición : 50 años 0.4 6 -18°
0.5 8
(ZENÓN AGUILAR, CARLOS GAMARRA, 2009) 0.5 0
2
-20° -20°
Figura 4.9: Mapa de isoaceleraciones máximas en suelo firme (PGA) para un 10% de probabilidad
de excedencia en 50 años de vida útil.
DINÁMICA DE SUELOS
EC - 514 G
PROPIEDADES DINÁMICAS DE
LOS SUELOS
Denys Parra Murrugarra
Ing. Civil, M.Sc., Profesor Asociado
1
Parámetros
dinámicos
Cargas sísmicas
2
Esquema de respuesta sísmica
Respuesta
G1, 1
G2, 2
G3, 3
Sismo
3
Contenido
• Introducción
• Comportamiento esfuerzo-deformación
de suelos cargados cíclicamente
4
Introducción
5
Magnitud de la 10 -6 10 -5 10 -4 10 -3 10 -2 10 -1
Deformación Cortante
Propagación de ondas, Fisuramiento, Deslizamiento,
Fenómenos Vibración Asentamiento Diferencial Licuación
Características Elástico Elásto - Plástico Falla
Mecánicas
Efecto de
Repetición de Carga
Efecto de
Velocidad de Carga
Módulo cortante, relación de Angulo de fricción interna,
Constantes
Poisson, amortiguamiento Cohesión
Métodos
Sísmicos
Medición Ensayo de
In-situ vibración In-situ
Ensayo de
carga repetida
Propagación de
ondas
Medición
Columna
en el
resonante
Labora-
torio Ensayo de carga
repetida
6
Comportamiento esfuerzo-deformación de
los suelos ante carga cíclica
7
Elásto-Plástico
Falla
Efecto de Repe-
tición de Carga
Efecto de Velo-
cidad de carga
Modelo Modelo Modelo tipo
Modelo
Lineal Elástico Visco Elástico Historia de Carga
Método de Método Método Método de
análisis de Integración
Lineal Lineal Equivalente
la respuesta Paso a Paso
8
Modelos esfuerzo - deformación
• Modelos no lineales
◦ Modelo hiperbólico
◦ Modelo Ramberg-Osgood
9
Esfuerzo cortante,
G1
1
1 Deformación cortante,
10
Relaciones histeréticas esfuerzo - deformación
Esfuerzo cortante,
G1 G2
1 1
1 2 Deformación cortante,
11
Razón de amortiguamiento
Esfuerzo cortante,
G
1
Energía de deformación
elástica, E
Energía disipada, Alazo
Razón de amortiguamiento:
medida de la energía disipada
versus la energía de
Deformación
deformación elástica
cortante,
Alazo 1 Alazo
D
4πE 2π Gγ 2
12
Propiedades dinámicas de los suelos
13
Factores principales:
• Amplitud de la deformación,
• Esfuerzo efectivo promedio, ’m
• Relación de vacios, e
• Número de ciclos de carga, N
• Grado de saturación de suelo finos, S
Otros factores:
• Esfuerzo de corte octraédrico
• Relación de sobre consolidación, OCR
• Parámetros efectivos de resistencia cortante, c’ y ’
14
Modulo de corte máximo, Gmax
( 2 . 973 e ) 2 _
G max 14 ,760 ( OCR ) a ( m )1 / 2 lb / pie 2
1 e
e = Relación de vacíos
OCR = Relación de sobre consolidación
a = Parámetro que depende del índice de plasticidad
’m = Esfuerzo efectivo promedio
IP a
0 0
20 0,18
40 0,30
60 0,41
80 0,48
>100 0,50
15
16
Seed e Idriss (1970)
Módulo de corte:
_
G 1000 K 2 ( σ m )1/ 2 lb / pie 2
En general
1/ 2
_
σm
G 21,7 K 2 Pa en unidades de Pa
Pa
Pa = presión atmosférica
17
18
Resumen de investigaciones de laboratorio
Módulo de Corte y Razón de Amortiguamiento en Arenas
19
20
Módulos de corte de arenas a diferentes relaciones
de vacíos (a partir de las relaciones de Hardin y Drnevich)
21
1.0
0.8
0.6
G / Gmax
Rango de valores
0.4
0.2
0
10 -4 10 -3 10 -2 10 -1 1
22
Influencia de la presión de confinamiento en el módulo
cortante de arenas (Seed et al., 1984)
23
24
Influencia de la presión de confinamiento en la razón de
amortiguamiento de arena
Arenas saturadas
Arenas secas
25
Amortiguamiento de arenas
(Seed e Idriss, 1970)
20 Donovan (1969)
Hardin and Drnevich (1970)
Kishida and Takano (1970)
16
12
0 -4
10 10 -3 10 -2 10 -1 1
Deformación Cortante, (%)
26
Propiedades dinámicas de gravas
Moduli and Dumping Factors of Cohesionless Soils
(Seed, Tong, Idriss, Tokimatsu, 1984)
27
28
Curvas granulométricas para gradaciones de campo y
modeladas
29
Valores de K2
30
Valores de K2
31
Valores de K2
32
Módulo cortante de gravas
(Seed et. al., 1984)
1.0
0.8
0.6
G / Gmax
Rango de valores
0.4
0.2
0
10 -4 10 -3 10 -2 10 -1 1
Deformación Cortante, (%)
33
1.0
0.6
G / Gmax
0.2
0
10 -4 10 -3 10 -2 10 -1 1
Deformación Cortante, (%)
34
Razón de amortiguamiento equivalente para
suelos gravosos
35
36
Amortiguamiento de gravas
(Seed et al., 1984)
24
Datos para gravas y suelos gravosos
16
12
0
-4
10 10 -3 10 -2 10 -1 1
Deformación Cortante, (%)
37
38
Rollins, Evans y Diehl 1998
39
40
K2max Gravas del Pleistoceno
41
42
Curvas del módulo normalizado
43
Razón de amortiguamiento
44
Variación del G/Gmax y amortiguamiento
con la presión de confinamiento
45
46
Propiedades dinámicas de arcillas
47
48
Módulo de corte y amortiguamientos para la
arcilla de Ciudad de México
49
50
Comparación del módulo normalizado para arcillas
Anderson and Richart (1976)
51
52
Efectos del esfuerzo principal medio en el módulo normalizado
para arcillas con diferentes IP (Zen et al, 1978)
53
54
Efectos de la presión de confinamiento en el
módulo normalizado (Isenhower and Stokoe, 1981)
55
56
Módulo normalizado para arcillas con diferentes
relaciones de vacíos (Isenhower and Stokoe, 1981)
57
58
Comparación del módulo normalizado de arcillas con 3 diferentes
estados de consolidación (Kokusho et al., 1982)
59
60
Módulo normalizado para arcillas
IP = 10 a 20
61
62
31
Módulo normalizado para arcillas
IP = 40 a 80
63
64
Módulo normalizado para arcillas con diferentes IP
65
66
Relaciones de amortiguamiento dependientes de la
deformación para arcillas
67
68
Vucetic y Dobry (1991)
• Se concluye que:
o El valor de IP es el principal factor que controla el módulo
de corte normalizado y la relación de amortiguamiento.
69
70
Variación de módulo de corte y amortiguamiento con la
plasticidad y relación de vacíos
71
1.00
0.90
0.80
0.70
IP=200
G / Gmax
0.60
100
0.50
OCR=1-15 50
0.40
30
0.30
15
0.20 0
0.10
0.00
1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E+01
72
Amortiguamiento de suelos cohesivos
(Vucetic y Dobry, 1991)
30.0
25.0 0
Razón de Amortiguamiento (%)
15
20.0
30
OCR = 1-8
15.0 50
100
10.0
IP=200
5.0
0.0
1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E+01
73
74
37
Ishibashi y Zhang (1993)
75
G m −mo
= k(γ) σo γ
Gmax
0,492
0,000102+n(IP)
K(γ) = 0,5 1 + tanh ln
γ
0,4
1,3
0,000556 0,0145 IP
m γ −mo = 0,272 1−tanh ln e
γ
Razón de amortiguamiento
1,3
0,0145 IP 2
1+e G G
D = 0,333 0.586 − 1,547 +1
2 Gmáx Gmáx
76
G/Gmax y amortiguamiento según Ishibashi y Zhang (1993)
IP = 0
1.00 30.0
σ'o=100 kPa
0.90 σ'o=200 kPa
25.0 σ'o=500 kPa
0.60
0.50 15.0
0.40
10.0
0.30 σ'o=100 kPa
σ'o=200 kPa
0.20
σ'o=500 kPa 5.0
0.10 σ'o=1000 kPa
S & I (1970)
0.00 0.0
1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00
77
1.00 30.0
IP=0
0.90 IP=20
IP=40
25.0
Razón de Amortiguamiento (%)
0.80 IP=60
IP=100
0.70 S & I (1970)
20.0
G / Gmax
0.60
0.50 15.0
0.40
IP=0
10.0
0.30 IP=20
IP=40
0.20
IP=60 5.0
0.10 IP=100
S & I (1970)
0.00 0.0
1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00
78
Estado del arte de curvas de
reducción del módulo de corte y de
razón de amortiguamiento
79
80
Estado del Arte
81
82
Mehmet Baris Darendeli (2001)
(arcillas y limos)
83
Darendeli (2001)
84
Módulo de corte normalizado
85
Razón de amortiguamiento
86
Razón de amortiguamiento
87
1.00 30.0
IP=0
0.90
IP=20
25.0
Razón de Amortiguamiento (%)
0.80 IP=40
IP=60
0.70
20.0 IP=100
G / Gmax
0.50 15.0
0.40 IP=0
IP=20 10.0
0.30
IP=40
0.20 IP=60
5.0
0.10 IP=100
S & I (1970)
0.00 0.0
1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00
88
G/Gmax y amortiguamiento según Darendelli (2001)
IP = 50 y ’0 = 100 kPa
1.00 30.0
OCR=1
0.90
OCR=4
25.0
0.60
0.50 15.0
0.40
OCR=1 10.0
0.30
OCR=4
0.20
5.0
OCR=16
0.10
S & I (1970)
0.00 0.0
1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00
89
1.00 30.0
σ'o=100 kPa
0.90 σ'o=500 kPa
25.0 σ'o=1000 kPa
Razón de Amortiguamiento (%)
0.80
σ'o=2000 kPa
0.70 S & I (1970)
20.0
G / Gmax
0.60
0.50 15.0
0.40
90
Farn-Yuh Menq (2003)
(arenas y arenas con grava)
91
Menq (2003)
92
Módulo de corte normalizado
93
Razón de amortiguamiento
94
G/Gmax y amortiguamiento según Menq (2003)
D50 = 1 mm y ’0 = 100 kPa
1.00 30.0
Cu=1
0.90 Cu=5
25.0 Cu=10
0.50 15.0
0.40 Cu=1
Cu=5 10.0
0.30 Cu=10
Cu=20
0.20
Cu=50 5.0
0.10 Cu=100
S & I (1970)
0.00 0.0
1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00
95
1.00 30.0
D50=1
0.90
D50=5
25.0
Razón de Amortiguamiento (%)
0.80
D50=10
0.60
0.50 15.0
0.40
10.0
0.30 D50=1
D50=5
0.20
5.0
D50=10
0.10
S & I (1970)
0.00 0.0
1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00
96
G/Gmax y amortiguamiento según Menq (2003)
Cu = 20 y D50 = 1 mm
1.00 30.0
σ'o=100 kPa
0.90 σ'o=500 kPa
25.0
0.60
0.50 15.0
0.40
σ'o=100 kPa 10.0
0.30
σ'o=500 kPa
0.20 σ'o=1000 kPa 5.0
σ'o=2000 kPa
0.10
S & I (1970)
0.00 0.0
1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00
97
98
Muestras analizadas
99
100
G/Go y amortiguamiento - arenas volcánicas
101
Arenas cuarzosas
Menq (2003)
Menq (2003)
Arenas volcánicas
Menq (2003)
Menq (2003)
102
Formulación de Senetakis et al (2013)
G 1
=
Go 1+ γ / γref
G G
D- Do (%) = 7.22 - 25.25 + 17.96
Go Go
0.42
−0.419 Cu σ´m
Arenas cuarzosas: γref = 0.159 e
Pa
0.08
σ´m
Arenas volcánicas: γref = 0.100
Pa
−0.13
σ´m
Do = 0.52
Pa Senetakis et al. (2012)
103
104
Módulo de corte y amortiguamiento, Cu=1,5
Arenas volcánicas
105
106
Muestras ensayadas
107
Curvas granulométricas
108
G/Gmax - D
Proyecto 1 - Mineral chancado
109
G/Gmax - D
Proyecto 1 - Desmonte de mina
Proyecto 1
Desmonte
Proyecto 2
Desmonte
110
G/Gmax - D
111
Mineral chancado
Mineral ROM
Mineral ROM
Mineral chancado
112
Modulo de corte normalizado y razón de amortiguamiento
para mineral ROM y desmonte de mina
Curvas propuestas
1.0 25.0
0.9
0.7
100, 200, 300, 600, 1200 kPa
0.6 15.0
G/Gmax
0.5
0.3
0.2 5.0
0.1
0.0 0.0
1.00E-04 1.00E-03 1.00E-02 1.00E-01 1.00E+00 1.00E-04 1.00E-03 1.00E-02 1.00E-01 1.00E+00
Deformación cortante (%) Deformación cortante (%)
113
114
Muestras ensayadas
115
116
Resultados analíticos vs experimentales
Desmonte de mina
117
118
Formulación para amortiguamiento
2
G G G
D−Dmin = f = a1 + a2 + a3
Gmax Gmax Gmax
2
G G
D−Dmin = 19,36 − 40,28 + 20,98
Gmax Gmax
119
120
Muestras ensayadas
90%
80%
Porcentaje acumulado que pasa (% )
70%
60%
50%
121
G/Gmax - D
Proyecto 1
Proyecto 2
122
G/Gmax - D
Proyecto 3
123
Curvas propuestas
1.0 35
0.9
30
Razón de amortiguamiento (%)
0.8
25
0.7
100, 200, 300, 600, 1200 kPa
0.6 20
G/Gmax
0.5
15
0.4
100, 200, 300, 600, 1200 kPa
0.3 10
0.2
5
0.1
0.0 0
1.00E-04 1.00E-03 1.00E-02 1.00E-01 1.00E+00 1.00E+01 1.00E-04 1.00E-03 1.00E-02 1.00E-01 1.00E+00 1.00E+01
Deformación cortante (%) Deformación cortante (%)
124
Comparación de curvas del módulo
de corte normalizado y razón de
amortiguamiento para arenas
125
1.00
0.90
0.80
0.70
0.60
G / Gmax
0.50
Seed e Idriss (1970) - Promedio
126
Curvas de razón de amortiguamiento para arenas
diferentes autores, σ'0 = 100 kPa, IP = 0
30.0
Seed e Idriss (1970) - Promedio
Seed & Idriss - Límite Superior
Seed & Idriss - Límite Inferior
25.0
Ishinashi y Zhang (1993)
Vucetic y Dobry (1991)
Razón de Amortiguamiento (%)
15.0
10.0
5.0
0.0
1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00
127
UNI - FIC
Departamento Académico de
Ingeniería Geotécnica
DINÁMICA DE SUELOS
EC - 514 G
1
Ensayos de campo:
Ensayos de laboratorio:
• Ensayos en modelos
2
Ensayos de campo a bajo nivel de deformación
3
Refracción sísmica
4
Equipo y accesorios
5
L
L > 4h - 3h
h
Geófonos : 14,5 Hz
1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24
6
Esquema de Arribo de Ondas
Onda P
Onda R
Desplazamiento
Onda S
Tiempo
7
Frente de ondas
Xc
Disparo
t2 t1
Frente de
Ondas
t3
t4
t5
t8 t7 t6
8
Refracción de trayectoria de los rayos a través de una
frontera entre dos medios elásticos
sen i V1
Estrato 1 =
sen r V2
Velocidad = V1
Angulo Crítico
de Incidencia
i
Estrato 2
Velocidad = V2 r
9
Parámetros
Directa
ic
ic
i r
V1
Refractada V2
10
11
Tiempo de 1
intersección, Ti v2
XC V 2 - V1
Tiempo
D1 =
2 V 2 + V1
1
v1
Distancia crítica, Xc
X
Distancia
DISPARO
H
E
v1 a D1
F G
v2
(SIN a = v1
v
2
12
Caso de dos estratos
1
V3
1
V2
1
V1
13
Resultados
3420
3418
3416 453
3414
2669
3412
E lev ation (m )
3410
3408
3406
3404 3399
3402
3400
3398
3396
3394
0 3 6 9 12 15 18 21 24 27 30 33 36 39 42 45 48 51 54 57 60 63 66 69 72 75
Distance (m)
14
Medición de ondas en pozos
Downhole, uphole y crosshole
15
Cilindro de
gas Regulador Monitor
Martillo Monitor de
Amplificador datos
Estaca
Carga
Tabla
ONDAS P ONDAS S
Tubo de Transductor de
caucho tres componentes
Pozo
16
Registros de ondas P
Tiempo (s)
0.00 0.02 0.04 0.06 0.08 0.10 0.12
7
Profundidad (m)
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
20.3
20.8
17
Registros de ondas S
Tiempo (s)
0.00 0.04 0.08 0.12 0.16 0.20 0.24
7
Profundidad (m)
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
20
20.3
20.8
18
Determinación de propiedades dinámicas de los suelos
= 0.2 Vp 0.25
(Vp /Vs )2 - 2
=
2 ((Vp /Vs )2 - 1)
Gd = Vs 2
Ed = 2 (1 + ) G
Donde:
= densidad volumétrica
= relación de Poisson
Gd = módulo de corte
Ed = módulo de Young
19
Perfil sísmico
10
Profundidad (m)
Vp = 1550 m/s
8
Vs = 630 m/s
Vp = 1890 m/s
2
Vs = 655 m/s
0
0 5 10 15 20 25 30
Milisegundos
20
Ejemplo de prospección de velocidades por el método downhole
Tipo
m de Valor de N Tiempo de Viaje ( x 10 -2 ) sec.
Suelo 10 20 0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12
1.35 mm
Owi Island
580 210
N°1 C2
5 Vs = Tokyo Bay
155 m sec
100
Vp =
10 1300 m sec 140
120
15
195
1890
150
20
21
Oscilógrafo
22
Ensayo de arreglo multicanal de ondas
superficiales - MASW
Ensayo de microtrepidaciones en
arreglos multicanales - MAM
23
Método MASW
L
L > 2h - 3h
h
Geófonos : 4,5 Hz
24
Método MAM
L
L > 2h - 3h
h
Geófonos : 4,5 Hz
Fuente pasiva
25
26
Procesamiento - ensayo MASW
11
Distancia (m)
13
15
17
19
21
23
25
27
27
0
5
10
15
20
25
30
Frequency (Hz)
35 Abanico de
40 confianza
45
50
55
60
65
70
75
80
28
Procesamiento - ensayo MASW
29
30
Procesamiento - ensayo MAM
31
32
Resultados y análisis
33
Valores típicos de Vp
Curvich J. (1975); Dobrin, Milton (1961); NB (1976);
Arce (1990) Savicha y Satonov V.A. (1979)
Descripción Vp (m/s)
Descripción Vp (m/s)
Aire (en función de temperatura, presión y vientos) 310 - 360
Suelo de cobertura < 1000 Suelo vegetal 100 - 500
Roca muy fracturada o aluvión Grava, cascajo, arena seca 100 - 600
1000 - 2000
compacto Arena húmeda 300 - 900
Roca fracturada o aluvión muy Depósitos aluvionales 500 - 2010
2000 - 4000
compacto
Morrena fluvio-glacial 1200 - 2700
Roca ligeramente fracturada 4000 - 5000 Arcilla 1200 - 2800
Roca firme > 5000 Agua (en función de su temperatura y salinidad) 1430 - 1530
Arenisca friable 1500 - 2500
Arenisca compacta 1800 - 4000
Esquisto arcilloso 2700 - 4 800
Caliza, dolomita compacta 2500 - 6000
ASTM D5777-9
Marga 2000 - 3500
Descripción Vp (m/s) Anhidrita, yeso 4500 - 6500
Hielo 3100 - 4200
Suelo meteorizado 204 - 610
Sal de roca 4200 - 5500
Grava o arena seca 460 - 915 Tufo-brecha 4000 - 4900
Granito 4000 - 5700
Arena saturada 1220 - 1830
Diorita 5950 - 6500
Roca metamórfica 3050 - 7000 Granodiorita 5700 - 6400
Rocas metamórficas 4600 - 6800
Anfibolita 6500 - 7200
34
Criterios de ripabilidad
Vp (m/s)
Descripción
Ripable Marginal No ripable
Topsoil 0 - 914
Suelos Arcilla 914 - 1524 1524 - 1828
Tillita 914 - 1524 1524 - 2133
Granito 914 - 1828 1828 - 2133 2133 - 3660
Roca ígnea
Basalto 914 - 1889 1889 - 2133 2133 - 3660
Arenisca 914 - 1889 1889 - 2500 2500 - 3660
Limolita 914 - 1889 1828 - 2133 2133 - 3660
Lutita 914 - 2133 1828 - 2500 2500 - 3660
Roca sedimentaria
Conglomerado 914 - 1860 1860 - 2468 2468 - 3660
Brecha 914 - 1828 1828 - 2133 2133 - 3660
Caliche 914 - 1585 1889 - 2286 2286 - 3660
Esquisto 914 - 1828 1828 - 2133 2133 - 3660
Roca metamórfica
Pizarra 914 - 1828 1828 - 2500 2500 - 3660
Carbón 914 - 1889 1889 - 2500 2500 - 3660
Minerales
Hierro 914 - 1770 1770 - 2286 2286 - 3660
35
36
Ensayo de penetración estándar
SPT
37
38
Esquema del ensayo SPT
Trípode de Tubo de
diámetro 2 1/2”
Guía de
Martillo hinca
Cadena de
fierro
Guía
Cabezal de
hinca
1/2”
MARTILLO CUCHARA
2” - 4 1/2”
Cuchara
39
Equipo portátil
40
Equipo autopropulsado
41
42
Penetrómetro de caña partida
43
Determinación de la resistencia
a la penetración
44
Evaluación de la compacidad relativa de arenas
y resistencia de los suelos arcillosos
45
1
CN =1- 1.25log10 V CN 1,7 (Liao y
Seed (1976) tsf
v Whitman)
1.7
Tokimatsu y CN = Kg/cm2
Yoshimi (1983) 0.7 + V
46
Estimación del módulo cortante a partir de
ensayos SPT
Go en Kpa
N 0.833 N60
47
48
Exploración quasi-estática con el Cono Holandés
Determinación de la resistencia:
49
50
51
52
53
54
Ensayos de laboratorio
• Triaxial cíclico
• Columna resonante
• Mesa vibradora
• Centrífuga
55
56
Ensayo triaxial cíclico
Pistón de carga
Junta tórica
(anillo "0")
Disco cerámico
Juntas tóricas
(Anillos "0")
Membrana de caucho Cámara de perspex
Desde el controlador de
presión de cámara Hacia el transductor de presión
Disco cerámico intersticial
57
58
59
60
61
62
Mecanismo del equipo triaxial
63
64
Resultados triaxial cíclico
Ensayo de deformación dinámica
65
66
Resultados triaxial cíclico
Ensayo de licuación
67
68
Resultados triaxial cíclico
Ensayo de licuación
69
70
Ensayo de corte simple cíclico
71
72
Características del ensayo de corte simple cíclico
73
74
Resultados de ensayo de corte simple cíclico
Limo de Bonnie
30 100
10
40
0
20
-10 Vertical strain
0
Shear strain
-20 -20
0 4 8 12 16 20 24 28 0 5 10 15 20 25 30 35
Time (sec) Time (sec)
25 25
15 15
5 5
-5 -5
-15 -15
-25
-25
-20 -10 0 10 20 30
0 5 10 15 20 25 30
Time (sec) Shear strain (%)
75
100
(u - u0) - PWP change (kPa)
80
60
40
20
-20
-20 -10 0 10 20 30
Shear strain (%)
25
15
Shear stress (kPa)
-5
-15
-25
-20 0 20 40 60 80 100
Effective vertical stress (kPa)
76
Resultados de ensayo de corte simple cíclico
Arena de Nevada
35 10
25 6
15 2
5
-2
-5 Vertical strain
-6
Shear strain
-15
0.0 2.5 5.0 7.5 10.0 12.5 15.0 -10
0.0 2.5 5.0 7.5 10.0 12.5 15.0
Time (sec)
Time (sec)
90 10
(u - u0) - PWP change (kPa)
70 6
30 -2
10 -6
-10 -10
0 3 5 8 10 13 15 -15 -5 5 15 25
Time (sec) Shear strain (%)
77
90
70
50
30
10
-10
-15 -5 5 15 25
Shear strain (%)
10
6
Shear stress (kPa)
-2
-6
-10
-20 5 30 55 80
Effective vertical stress (kPa)
78
Ensayo torsional cilíndrico hueco
79
80
Mecanismo del equipo torsional cilíndrico hueco
81
Presión Presión z
Externa Interna
z
z
r
82
Resultados típicos
Ensayo torsional cilíndrico hueco
83
84
Ensayo de columna resonante
85
86
Resultados típicos
Ensayo de columna resonante en arcilla
87
88
Ensayo de columna resonante - corte torsional
RCTS
89
90
RCTS - Laboratorio de Anddes en Lima
91
Placa
conductora
Bobina de
Sensor de accionamiento
proximidad
Magneto
Acelerómetro
92
Columna resonante (RC)
Obtención del módulo de corte
93
94
Columna resonante (RC)
Obtención de razón de amortiguamiento
1 2πD
δ= ln =
2 1−D
2
• Razón de amortiguamiento, D
δ2
D=
4π2 +δ2
95
96
Casos reales
Determinación de propiedades
dinámicas
97
CASO 1
98
Relaciones histeréticas esfuerzo-deformación
Ensayo triaxial - 0‘= 500 kPa
400
Esfuerzo Desviador
Se obtiene: Cíclico
(-3) (kPa)
• Módulo de Young, E 300
• Razón de amortiguamiento,
200
100
0
-1 -0.8 -0.6 -0.4 -0.2 0 0.2 0.4 0.6 0.8 1
Deformación Axial
a (%)
-100
-200
-300
-400
99
100
Relación del módulo de corte normalizado
Arena limosa
1.20
E
G Datos Experimentales (500 kPa)
2 ( 1 ) Relaciones Calculadas (500 kPa)
1.00 Datos Experimentales (250 kPa)
Relaciones Calculadas (250 kPa)
0.80
G/Gmax
0.60
0.40
Gmax = 107759 kPa (0 = 500 kPa)
0.00
0.001 0.01 0.1 1 10
Deformación Cortante Cíclica, c (%)
101
25
20
Razón de Amortiguamiento (%)
15
10
0
0.001 0.01 0.1 1 10
Deformación Cortante Cíclica, c (%)
102
Curvas del módulo normalizado
0’=250 kPa
1.00
0.90
0.80
0.70
Ensayos de Laboratorio - 250 kPa
0.60 Seed e Idriss - L. Inferior
Seed e Idriss - Promedio
G / Gmax
103
Razón de amortiguamiento
0’=250 kPa
30.0
Ensayos de Laboratorio - 250 kPa
Seed e Idriss - L. Inferior
Seed e Idriss - Promedio
25.0
Seed e Idriss - L. Superior
Vucetic y Dobry (1991)
EPRI, 6 - 15 m (1993)
Razón de Amortiguamiento (%)
10.0
5.0
0.0
1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00
104
Curvas del módulo normalizado
0’=500 kPa
1.00
0.90
0.80
0.70
Ensayos de Laboratorio - 500 kPa
0.60 Seed e Idriss - L. Inferior
Seed e Idriss - Promedio
G // Gmax
Gmax
105
Razón de amortiguamiento
0’=500 kPa
30.0
Ensayos de Laboratorio - 500 kPa
Seed e Idriss - L. Inferior
Seed e Idriss - Promedio
25.0
Seed e Idriss - L. Superior
Vucetic y Dobry (1991)
EPRI, 15 - 37 m (1993)
Razón de Amortiguamiento (%)
10.0
5.0
0.0
1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00
106
CASO 2
107
108
Taludes y Bancos de Mineral
109
Obtención de Muestras
110
Curvas granulométricas mineral ensayado
2"11/2" 1"3/4"1/2"
3/8" N°4 N°10 N°20 N°40 N°100 N°200
12" 8" 6" 3"
100%
90%
Porcentaje acumulado que pasa (%)
80%
70%
60%
50%
40%
30%
Scalped Sieve Curve for RC Test
Parallel sieve Curve Used on RC Test
20%
Global Sieve Curve S-1
10% Global Sieve Curve S-2
Average Global Sieve Curve
0%
1000.00 100.00 10.00 1.00 0.10 0.01
Tamaño de partícula (mm)
111
1.0 1.0
Normalized Shear Modulus, G/Gmax
0.8 0.8
0.0 0.0
-5 -4 -3 -2 -1 -5 -4 -3 -2 -1
10 10 10 10 10 10 10 10 10 10
112
Comparación de relaciones empíricas y
resultados de ensayos RCTS, razón de amortiguamiento
6 8 6 8
Project: ANDDES ASSOCIATES Project: ANDDES ASSOCIATES
Comparison of Empirical Relationships and Test Results Comparison of Empirical Relationships and Test Results
EMPIRICAL RELATIONSHIPS
Menq (2003), Sand with Cu = 45 EMPIRICAL RELATIONSHIPS
15 psi (2.1 ksf = 101 kPa) Menq (2003), Sand with Cu = 45
44 psi (6.3 ksf = 303 kPa) 15 psi (2.1 ksf = 101 kPa)
Average Seed et al. (1986) Curve 176 psi (25.4 ksf = 1216 kPa)
Average Seed et al. (1986) Curve
Assumed cell ~ 1 atm
Material Damping Ratio, D, %
Shift likely due to increased angularity and Shift likely due to increased angularity and
surface roughness as well as surface roughness as well as
different material type (leached ore) different material type (leached ore)
2 2
0 0
-5 -4 -3 -2 -1 -5 -4 -3 -2 -1
10 10 10 10 10 10 10 10 10 10
113
Parámetros dinámicos
Módulo de corte normalizado
1.0
0.9
0.8
0.7
0.6
G/Gmax
0.5
0.4
Ensayo RCTS 303 kPa (Anddes, 2014)
0.3 Extrapolación
Menq 303 Cu 50 303 kPa (Anddes, 2014)
Menq 303 Cu 50
Ishibashi & Zhang 303 kPa IP=0
0.2 Ishibashi & Zhang 303 kPa IP=0
Seed et al. (1986) promedio gravas
Seed et al. (1986) promedio gravas
Ensayo RCTS 303 kPa (Anddes, 2014)
0.1 Rollins
Rollins et
et al.
al. (1998)
(1998) promedio
promedio gravas
gravas
Triaxial
TriaxialCíclico
Cíclico- -303
303kPa
kPa
0.0
0.0001 0.001 0.01 0.1 1
114
Parámetros dinámicos
Razón de amortiguamiento
30.0
EnsayoRCTS
Ensayo RCTS303
303kPa
kPa(Anddes,
(Anddes,2014)
2014)
15.0
10.0
5.0
0.0
0.0001 0.001 0.01 0.1 1
Deformación cortante (%)
115
Parámetros dinámicos
Módulo de corte normalizado
1.0
0.9
0.8
0.7
0.6
G/Gmax
0.5
0.4
Ensayo
Ensayo RCTS
RCTS 1213
1213 kPa
kPa (Anddes,
(Anddes, 2014)
2014)
0.3 Extrapolación 1213 kPa (Anddes, 2014)
Menq 1213 Cu 50
Menq 1213 Cu 50
0.2 Ishibashi & Zhang 1213 kPa IP=0
Ishibashi & Zhang 1213 kPa IP=0
Seed et al. (1986) promedio gravas
0.1 Seed et al. (1986) promedio gravas
Ensayo RCTS 1213 kPa (Anddes, 2014)
Rollins et
Rollins et al.
al. (1998)
(1998) promedio
promedio gravas
gravas
0.0
0.0001 0.001 0.01 0.1 1
116
Parámetros dinámicos
Razón de amortiguamiento
30.0
Ensayo RCTS
Ensayo RCTS 1213
1213 kPa
kPa (Anddes,
(Anddes, 2014)
2014)
Ensayo RCTS 1213 kPa (Anddes, 2014)
Extrapolación 1213 kPa (Anddes, 2014)
Menq 1213 Cu 50
25.0 Menq 1213 Cu 50
Ishibashi & Zhang 1213 kPa IP=0
Ishibashi & Zhang 1213 kPa IP=0
Seed et al. (1986) promedio gravas
Razón de amortiguamiento (%)
15.0
10.0
5.0
0.0
0.0001 0.001 0.01 0.1 1
Deformación cortante (%)
117
CASO 3
118
119
120
121
0.9
0.8
0.7
0.6
G / Gmax
0.5
122
Módulo de corte normalizado, G/Gmax
0’=200 kPa
1.0
0.9
0.8
0.7
0.6
G / Gmax
0.5
0.4
0.3
123
0.9
’0=700 kPa
0.8
0.7
0.6
G / Gmax
0.5
RCTS - Mineral-AA-9/200 kPa
RCTS - Mineral-AA-9/800 kPa
0.4
RCTS - Mineral-AA-11/200 kPa
RCTS - Mineral-AA-11/800 kPa ’0=200 kPa
0.3
CTX - Mineral-Stress-AA-9/700 kPa
CTX - Mineral-Strain-AA-9/700 kPa
0.2 CTX - Mineral-Stress-AA-11/700 kPa
CTX - Mineral-Strain-AA-11/700 kPa
0.1 Ajuste para σ'o=200 kPa
Ajuste para σ'o=700 kPa
0.0
1.0E-05 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E+01
Deformación cortante (%)
124
Módulo de corte normalizado, G/Gmax
Ajuste de Menq (2003): Cu=23, D50=3 mm
1.0
0.9
’0=700 kPa
0.8
0.7
0.6
G / Gmax
0.5
0.4
’0=200 kPa
0.3
Ajuste para σ'o=200 kPa
0.2
Ajuste para σ'o=700 kPa
125
0.9
’0=700 kPa
0.8
0.7
0.6
G / Gmax
126
Razón de Amortiguamiento
0’=700-800 kPa
RCTS
RCTS
RCTS - Mineral-AA-9/800 kPa
-- Mineral-AA-9/800
Mineral-AA-9/800 kPa
kPakPa
CTX - Mineral-Stress-AA-9/700
20.0
RCTS
RCTS- Mineral-AA-11/800
- Mineral-AA-11/800kPa
kPa
RCTS - Mineral-AA-11/800 kPa
CTX
CTX - Mineral-Stress-AA-9/700kPa
- Mineral-Stress-AA-9/700 kPa
(%)
15.0
deAmortiguamiento
10.0
Razónde
Razón
5.0
0.0
1.0E-05 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E+01
Deformación cortante (%)
127
Razón de amortiguamiento
0’=200 kPa
15.0
deamortiguamiento
10.0
Razónde
Razón
5.0
0.0
1.0E-05 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E+01
Deformación cortante (%)
128
Razón de amortiguamiento
0’=200 kPa y 0’=700 kPa
10.0
’0=700 kPa
5.0
0.0
1.0E-05 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E+01
Deformación cortante (%)
129
Razón de amortiguamiento
Ajuste de Menq (2003): Cu=23, D50=3 mm
15.0
10.0
’0=700 kPa
5.0
0.0
1.0E-05 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E+01
Deformación cortante (%)
130
Razón de amortiguamiento
Muestra de mineral
10.0
’0=700 kPa
5.0
0.0
1.0E-05 1.0E-04 1.0E-03 1.0E-02 1.0E-01 1.0E+00 1.0E+01
Deformación cortante (%)
131
CASO 4
132
133
0.9
0.8
0.7
0.6
G/Gmax
0.5
0.4
134
Razón de amortiguamiento
Arcilla de la cimentación IP=28, OCR=2
20
RC-100 kPa
RC-200 kPa
18
RC-400 kPa
RC-800 kPa
16
Darendeli (2001) - 100 kPa
Darendeli (2001) - 800 kPa
Razón de amortiguamiento (%)
14
12
10
0
1.00E-04 1.00E-03 1.00E-02 1.00E-01 1.00E+00
Deformación cortante, %
135
ANEXO I
INTRODUCCION
Cuando una onda de cuerpo atraviesa la frontera entre dos medios o materiales con
diferente rigidez, la dirección de su propagación sufre una deflexión de acuerdo con la ley de
Snell, según se ilustra en la Fig.1. Si el ángulo de incidencia ψ1, es menor que un ángulo
crítico ψc , la onda es refractada y se propaga en el segundo medio con un ángulo ψ2 > ψ1
(asumiendo que la onda viaja más rápido en el segundo medio). Si la onda incidente llega a
la frontera con un ángulo mayor que ψc , la onda es reflejada en el primer medio con el
mismo ángulo ψR respecto a la vertical, según se ilustra en la Fig. 2.
x
V1 = (1)
td
donde x es la distancia entre los puntos A y B´, C´, ó D´. La otra trayectoria está compuesta
del rayo que va desde la fuente A hacia los puntos B, C, ó D, en la frontera y el retorno de
este rayo hacia la superficie en B´, C´, ó D´. El tiempo de viaje tr a lo largo de esta trayectoria
está dado por:
x 2 + 4H 2
tr = (2)
V1
Una de las limitaciones de este método es el hecho de que la onda P reflejada siempre
arriba después de la onda directa al receptor. Por lo tanto es usualmente difícil distinguir con
claridad el tiempo exacto de llegada de la onda reflejada. El método de reflexión ha sido
empleado para investigar estructuras de formaciones rocosas a profundidades de cientos de
metros a varios kilómetros. También se ha empleado para investigar depósitos bajo el mar,
sin embargo su uso está siendo recientemente renovado para investigar depósitos
superficiales de suelo.
sen ψ 1 V1
= (3)
sen ψ 2 V2
V1
Senψ c = (4)
V2
Esto implica que, entre todas las ondas irradiadas desde la fuente A, solamente la onda
llegando al punto B a un ángulo ψc es dirigida paralelamente a la frontera en el medio inferior
bajo refracción. La onda críticamente refractada con el ángulo ψc no puede ser detectada
directamente en cualquier punto de la superficie, debido a que continúa viajando
horizontalmente. Sin embargo, puede demostrarse mediante la teoría de ondas en un medio
elástico que esta onda críticamente refractada produce una perturbación mientras se
propaga a lo largo de la frontera, y esta perturbación genera una onda que viaja hacia arriba
en el medio superior. Esta nueva onda es llamada el frente de onda y viaja a una velocidad
V1 en una dirección inclinada a un ángulo 90° - ψc de la frontera. El arribo del frente de onda
en la superficie puede ser detectado a cualquier distancia desde la fuente mayor que 2H tg
ψc . La onda detectada en una posición más cercana a la fuente que 2H tg ψc es el frente de
la onda reflejada en la Fig.3 (la posición entre A y B´).
Los conceptos anteriores son válidos para la propagación de ondas tanto de corte como
longitudinales. Como es bien conocido, la onda longitudinal siempre se propaga a una
mayor velocidad que la onda de corte. Cualquiera sea el medio para excitar la fuente, las
dos ondas de cuerpo son generadas siempre y por lo tanto, sobre los datos registrados por
el geófono siempre existen trazas del arribo de estas ondas junto con ruido de origen
desconocido. Bajo estas circunstancias, es frecuentemente difícil distinguir claramente el
tiempo exacto de arribo de la onda reflejada para la propagación de ondas de corte, debido
a que siempre arriba tras la onda longitudinal. Es más fácil identificar el tiempo de arribo de
la onda longitudinal porque siempre llega primero al punto de recepción o geófono. Por esta
razón, en la práctica el método de refracción sísmica descrito es generalmente aplicado sólo
para la investigación de las ondas P.
En el caso del método downhole, un geófono o hidrófono es adherido a la pared del sondaje,
como se ilustra en la Fig. 6, para monitorear la llegada del frente de onda propagándose
hacia abajo desde la fuente ubicada en la superficie del terreno. La fuente utilizada suele ser
una placa de madera firmemente adherida a la superficie y golpeada manualmente por un
martillo. Si la placa es golpeada horizontalmente, generará una onda de corte polarizada en
la dirección horizontal. La onda longitudinal (onda P) es generada golpeando la placa
verticalmente o dejando caer un peso sobre ésta. En el método downhole, el geófono se
instala sucesivamente a las profundidades deseadas mientras se genera la onda para cada
profundidad, en la superficie. Este tipo de investigación puede ser conducido efectivamente
en áreas de ciudades muy pobladas, donde el espacio disponible es limitado. El uso de este
método ha sido prevalente en Japón, debido a que puede ser combinado con la perforación
para el ensayo SPT. Los datos son normalmente ploteados en la forma de tiempo versus
distancia desde la fuente. La Fig. 7 es un ejemplo típico de ondas S y ondas P obtenidas de
sondajes downhole. La conexión de los datos sobre segmentos de líneas rectas, permite
inferir la velocidad de propagación y el espesor de cada estrato. La estratigrafía del suelo y
los perfiles SPT establecidos en el mismo sondaje durante la investigación también se
muestran en la Fig. 7. Como puede apreciarse, el mínimo espesor de un estrato que puede
ser identificado mediante un ensayo downhole es del orden de 2 a 3 m y la mayor parte de
los datos son gruesos promedios de las velocidades sobre varios estratos delgados.
Método Crosshole
En este método, una onda de corte o una onda compresional es generada en un sondaje
fuente y su propagación en la dirección horizontal es detectada mediante receptores
colocados en dos o tres sondajes adyacentes en un arreglo lineal. La disposición del ensayo
es mostrada en la Fig. 8. La energía de impulso en el sondaje fuente es aplicada por varios
métodos. Cuando el sondaje es realizado junto con el ensayo SPT, la caída del martillo
puede ser utilizada para generar una onda compresional en el fondo del sondaje. Cuando se
genera una onda de corte, se usa un anclaje para el sondaje y un martillo especialmente
diseñados. Este arreglo es instalado en el sondaje fuente a la profundidad deseada
mediante un cable de tensión, y acuñado a la pared del sondaje expandiendo los anclajes.
Un movimiento cortante hacia abajo es generado dejando caer el martillo sobre la parte
superior del anclaje adherido. Un dispositivo especial también puede ser adherido a este
anclaje de tal manera que el golpe puede ser realizado hacia arriba desde el fondo. Así, la
fuerza de impulso orientada verticalmente es aplicada a la pared del sondaje tanto hacia
abajo como hacia arriba. En los sondajes adyacentes, los geófonos receptores de la
velocidad vertical son colocados firmemente contra las paredes a la misma elevación que el
anclaje adherido en el sondaje fuente. Una vez en el lugar, el martillo es soltado sobre el
anclaje y las señales desde los geófonos son monitoreadas y almacenadas en un
osciloscopio. La diferencia en el tiempo de viaje entre los dos geófonos adyacentes se utiliza
para calcular la velocidad de la onda de corte. En las primeras etapas de su desarrollo, se
propuso que el método crosshole era capaz de obtener el valor del módulo como una
función de la deformación por corte, pero este aspecto no es utilizado totalmente en la
práctica.
Los criterios para seleccionar las mejores distancias entre los sondajes son que el
espaciamiento sea suficientemente lejano para proveer una diferencia discernible entre el
tiempo de viaje, y que sea suficientemente cercano para reducir la posibilidad de captar
ondas refractadas espúreas desde estratos adyacentes. Este método tiene como ventaja
que puede ser usado para detectar los valores del módulo de estratos de suelo individuales
con estructuras estratificadas horizontalmente. Sin embargo el costo del ensayo es
usualmente alto, debido a que se requiere más de tres sondajes.
Este ensayo utiliza frecuencias mucho más altas que aquellas de interés en dinámica de
suelos (500 a 2,000 Hz para ondas S y 1,000 a 3,000 Hz para ondas P). Es un ensayo
efectivo a grandes profundidades (> 2Km). El traslape de los puntos de medición permite
obtener resoluciones menores a 1m, distinguiendo delgados estratos de suelo blando.
VR = 2π ω λ R = f λ R
El ensayo de cono sísmico es muy similar al ensayo downhole, excepto que no se requiere
realizar el sondaje. El cono sísmico es un penetrómetro de cono convencional que lleva un
geófono o acelerómetro montado encima del manguito de fricción. Durante el ensayo, la
penetración se detiene para generar impulsos en la superficie. Así pueden generarse curvas
de tiempo de viaje y ser interpretados de manera similar a un ensayo downhole.
UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERIA
FACULTAD DE INGENIERIA CIVIL
CENTRO PERUANO JAPONES DE INVESTIGACIONES SISMICAS Y MITIGACION DE DESASTRES
LABORATORIO GEOTECNICO
Deformación Histéresis
14
1
9
Deformacion
0.8
4
0.6
-1
Esfuerzo Desviador
-6
0.4
-11
0.2
-16 0
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16
-0.2
Numero de Ciclos
-0.4
-0.6
Esfuerzo Desviador -0.8
-1
1.0
-12 -11 -10 -9 -8 -7 -6 -5 -4 -3 -2 -1 0 1 2 3 4 5 6
Esfuerzo Desviador
0.8
0.6 Deformación
0.4
0.2
0.0
-0.2
-0.4
-0.6
p vs q
-0.8
-1.0
0.6
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16
Numero de Ciclos
0.4
2
0
q
1.9
Presión de Poros
1.8
1.7 -0.2
1.6
1.5
1.4 -0.4
1.3
1.2
1.1 -0.6
1
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16
0 1 2 3 4
Numero de Ciclos p
UNIVERSIDAD NACIONAL DE INGENIERIA
FACULTAD DE INGENIERIA CIVIL
CENTRO PERUANO JAPONES DE INVESTIGACIONES SISMICAS Y MITIGACION DE DESASTRES
LABORATORIO GEOTECNICO
Deformación Histéresis
14
1
9
Deformacion
0.8
0.6
-1
0.4
-6
-11
0.2
-16
0
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60
-0.2
Numero de Ciclos
-0.4
-0.6
0.8
0.6 Deformación (mm)
0.4
(Kg/cm2)
0.2
0.0
-0.2
-0.4
-0.6
p vs q
-0.8
-1.0
0.6
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60
Numero de Ciclos
0.4
1
0
0.9
Presión de Poros
0.8
0.7 -0.2
(Kg/cm2)
0.6
0.5
0.4 -0.4
0.3
0.2
0.1 -0.6
0
0 5 10 15 20 25 30 35 40 45 50 55 60
-1 0 1 2 3
LABORATORIO GEOTECNICO
Deformación Histéresis
14
1
9
Deformacion
0.8
0.6
-1
0.4
-6
-11
0.2
-16
0
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
-0.2
Numero de Ciclos
-0.4
-0.6
0.8
0.6 Deformación (mm)
0.4
(Kg/cm2)
0.2
0.0
-0.2
-0.4
-0.6
p vs q
-0.8
-1.0
0.6
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
Numero de Ciclos
0.4
1
0
0.9
Presión de Poros
0.8
0.7 -0.2
(Kg/cm2)
0.6
0.5
0.4 -0.4
0.3
0.2
0.1 -0.6
0
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10
0 1 2 3
LABORATORIO GEOTECNICO
Deformación Histéresis
14
1
9
Deformacion
0.8
0.6
-1
0.4
-6
-11
0.2
-16
0
0 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 18 19 20 21 22 23 24 25 26 27 28 29 30
-0.2
Numero de Ciclos
-0.4
-0.6
0.8
0.6 Deformación (mm)
0.4
(Kg/cm2)
0.2
0.0
-0.2
-0.4
-0.6
p vs q
-0.8
-1.0
0.6
0 5 10 15 20 25 30
Numero de Ciclos
0.4
1
0
0.9
Presión de Poros
0.8
0.7 -0.2
(Kg/cm2)
0.6
0.5
0.4 -0.4
0.3
0.2
0.1 -0.6
0
0 5 10 15 20 25 30
0 1 2 3
LABORATORIO GEOTECNICO
Deformación Histéresis
14
12
10
1
8
Deformacion
6 0.8
2 0.6
0
-2
-4 0.4
-6
-8 0.2
-10
-12
-14
0
0 1 2 3 4 5 6 7 8
-0.2
Numero de Ciclos
-0.4
-0.6
0.8
0.6 Deformación (mm)
0.4
(Kg/cm2)
0.2
0.0
-0.2
-0.4
-0.6
p vs q
-0.8
-1.0
0.6
0 1 2 3 4 5 6 7 8
Numero de Ciclos
0.4
1
0
0.9
Presión de Poros
0.8
0.7 -0.2
(Kg/cm2)
0.6
0.5
0.4 -0.4
0.3
0.2
0.1 -0.6
0
0 1 2 3 4 5 6 7 8
-1 0 1 2 3
LABORATORIO GEOTECNICO
0.48
RESISTENCIA CICLICA (Kg/cm2)
0.46
0.44
0.42
0.4
0.38
0 10 20 30 40 50 60 70 80 90 100
NUMERO DE CICLOS : n