¿QUÉ ES EL EFECTO DE SITIO EN UN SISMO CÓMO AFECTA A LAS OBRAS GEOTÉCNICAS?

El efecto de sitio o respuesta de sitio, muchos autores lo describen como la respuesta que tiene un lugar ante un evento sísmico, influenciado por las condiciones geológicas, topográficas locales y en gran medida de la primera decena de metros del subsuelo. Durante gran parte de la historia de la investigación sismológica, los efectos de sitio o los efectos de la geología superficial han recibido mucha menos atención de la que deberían, con la excepción de Japón, donde han sido bien reconocidos a través de los trabajos pioneros de Sezawa (1930) e Ishimoto (1932). Un ejemplo típico se puede encontrar en un artículo de Hudson (1972), quien encontró una fuerte correlación entre la fuerza del movimiento del suelo observado y la geología de la superficie de las estaciones para el conjunto de datos del terremoto de San Fernando. La situación cambió drásticamente por el desastre catastrófico en la Ciudad de México durante el terremoto de Michoacán, México de 1985, en el que la fuerte amplificación debido a capas de arcilla extremadamente blandas provocó el colapso de muchos edificios de gran altura a pesar de su gran distancia de la fuente. La verdadera causa de la larga duración observada de los temblores durante el terremoto aún no está bien resuelta, a pesar de que se han realizado considerables investigaciones desde entonces (p. ej., Bard et al., 1988; Kawase y Aki, 1989; Singh y Ordaz, 1994; Chávez -García y Bard, 1994; Furumura y Kennett, 1998). Sin embargo, no hay lugar a dudas de que la causa principal de la gran amplitud de movimientos fuertes en la zona de suelo blando (lecho del lago) en relación con los de la zona de colinas es un simple efecto de sitio unidimensional (1-D) de estos movimientos.

Los efectos de sitio, son el resultado del movimiento del terreno debido a la incidencia de ondas sísmicas en un punto dado, el cual depende naturalmente de los parámetros asociados a la fuente sísmica que las originó y de la atenuación de la energía sísmica conforme se propaga desde la fuente al sitio de interés (Chaves-García et al., 2014). Si el área de estudio está constituida por materiales sueltos o blandos, el movimiento sísmico se verá afectado en amplificación. De esta manera entendemos que los efectos de sito son la consecuencia de las modificaciones que sufren las ondas sísmicas por la presencia de depósitos blandos, es decir los materiales que componen el suelo y que no está consolidado (figura 1). De observaciones durante sismos de origen tectónico o debido a explosiones nucleares, se ha llegado a la conclusión que las propiedades geotécnicas, geológicas y topográficas de los estratos más superficiales de la corteza terrestre, cuyos espesores son de decenas o centenas de metros, tienen gran influencia en las características de los movimientos sísmicos esperados para un sitio. Estos estratos determinan, en gran medida, la amplitud, contenido de frecuencias y duración del movimiento (Torres et al, 2013).

Las ondas sísmicas se modifican debido a las condiciones geológicas locales y pueden influir fuertemente en la naturaleza y la gravedad de los temblores en un sitio determinado. De acuerdo con la Pacific Norwest Seismic Network (2023) los efectos del sitio incluyen los siguientes cinco factores:

Las propiedades elásticas de los materiales de la Tierra varían desde duras (difíciles de deformar, como granito) hasta blandas (relativamente fáciles de deformar, como barro). Las ondas sísmicas viajan más rápido a través de rocas duras que a través de rocas y sedimentos más blandos. A medida que las ondas pasan de rocas más duras y profundas a rocas más blandas y poco profundas, se ralentizan y aumentan en amplitud a medida que la energía se acumula. Cuanto más suave es la roca o el suelo debajo de un sitio, más grande es la onda. Los suelos más blandos amplifican el movimiento del suelo.

En relación con los efectos directos de amplificación de los materiales del suelo blando, la geometría de los depósitos blandos puede distorsionar aún más el movimiento del suelo en los sitios de roca blanda. Las ondas sísmicas que ingresan a los valles llenos de sedimentos, como el valle del río Duwamish o el valle de México (figura 2), pueden atrapar la energía sísmica de manera que resuena como el sonido en una cámara de eco. Esto puede conducir tanto a amplitudes más altas como a duraciones más largas de agitación. Debido a que tales efectos son de naturaleza geométrica, dependen de las características de la onda entrante y su dirección de aproximación puede ser muy difícil de predecir.

Este es esencialmente el mismo proceso que él #2 anterior, pero a una escala más amplia. Como tal, impacta las ondas sísmicas de baja frecuencia y puede tener efectos más generalizados e influir en estructuras más grandes que tienden a ser más sensibles a los movimientos de baja frecuencia. Las cuencas sedimentarias profundas pueden tener un gran efecto en el movimiento del suelo sobre ellas. Las ondas sísmicas que viajan a alta velocidad a través de la roca rígida y cristalina de la corteza se refractan y reducen drásticamente su velocidad al entrar en la cuenca. Esto aumenta la amplitud de las ondas del terremoto, y el fuerte contraste de densidad de las rocas blandas de la cuenca con el material circundante puede hacer que las ondas se reflejen, atrapando la energía en la cuenca durante un período de tiempo. Esto extiende la duración de la agitación. Debido a su tamaño, estas estructuras geológicas profundas pueden influir en los temblores en un área amplia.

Las fallas del suelo pueden ser tan espectaculares como un gran deslizamiento de tierra o mucho más sutiles cuando los suelos licuados del subsuelo conducen a un asentamiento diferencial de una estructura superior, pero los resultados de ambos tipos de fallas pueden generar grandes pérdidas.

También se ha identificado que las características presentes en la superficie de la Tierra influyen en la intensidad de los temblores. Algunos estudios de la distribución de la intensidad de los temblores experimentados en un terremoto concluyeron que los sitios en la cima de las colinas a menudo se sacudían a un nivel de intensidad más alto que los sitios cercanos con una topografía más plana.

Debido a las condiciones únicas del subsuelo que prevalecen en la cuenca de la Ciudad de México, el riesgo sísmico se ha correlacionado fuertemente con los efectos del sitio. Así, durante el terremoto de falla de subducción Mw 8.1 19/09/1985, y su fuerte réplica Mw 7.5 21/09/1985, se observaron extensos daños en la zona, junto con la pérdida de miles de vidas, a pesar de que estos eventos tuvieron una distancia epicentral de alrededor de 430 km de la Ciudad de México. El daño observado se debió principalmente a los efectos de sitio originados por los depósitos de arcilla de alta plasticidad que se encuentran en la cuenca, lo que conduce a grandes amplificaciones y alargamiento de la duración de los movimientos del suelo provenientes del epicentro. Además, se produce una modificación del contenido de la frecuencia que, a su vez, conduce a un efecto de doble resonancia entre los movimientos del suelo entrantes, los depósitos del suelo y los edificios dañados. Exactamente 32 años después de este evento devastador, el terremoto de falla normal Mw 7.1 19/09/2017, nos recordó la importancia de tener en cuenta los efectos del sitio (Mayoral et al. 2019).

Durante el evento del 19 de septiembre de 1985, el período predominante fue de aproximadamente 2 s, y el mayor daño ocurrió en aquellas porciones de la Zona del Lago sustentadas por 38–50 m (125–164 ft.) de suelo blando (Stone et al. 1987), donde la característica los períodos del sitio se estimaron en 1.9–2.8 s. Incluso dentro de esta área, los daños a edificios de menos de cinco pisos y edificios modernos de más de 30 pisos fueron leves. Sin embargo, la mayoría de los edificios en el rango de cinco a 20 pisos se derrumbaron o sufrieron graves daños.

El evento Mw 7.1 del 19 de septiembre de 2017 fue provocado por una ruptura intraplaca a aproximadamente la mitad de la distancia epicentral del evento de 1985 en relación con la Ciudad de México. El tiempo de ascenso más corto de la fuente de la corteza y la distancia epicentral más pequeña dieron como resultado un movimiento del suelo en la zona montañosa que fue considerablemente más rico en frecuencias altas que el evento de 1985. A su vez, estas características del movimiento del suelo se tradujeron en una amplificación más significativa de los movimientos del suelo en el sitio en la superficie de los limos arenosos menos profundos y las capas de arenas limosas de las zonas de transición y del lago exterior; y, en consecuencia, resultó en un impacto más significativo en las estructuras de período más corto que las afectadas durante el terremoto de 1985.

Es importante señalar que los efectos del sitio deben haber jugado un papel importante en la determinación de las zonas dañadas. La mayoría de las estructuras gravemente dañadas en la Ciudad de México se concentraron en la zona de transición oeste y suroeste (II, en amarillo) y en las zonas del lago IIIa y IIIb. Las zonas II, IIIa y IIIb contenían el 85% de los edificios de alto riesgo y el 95% de los edificios colapsados (CICM, 2017). Existe una relación directa entre los efectos del sitio y la mayor demanda sísmica que actúa sobre los edificios dañados en aquellas áreas con 5 a 8 pisos. En aquellos casos en los que las estructuras se construyeron antes de 1985 y carecían de una amplia inspección/actualización, en su mayoría colapsaron, porque parámetros como la calidad de la construcción, el código de diseño, la degradación del material debido a la actividad sísmica continua y la interacción entre edificios fueron factores que también jugaron un papel clave. En la figura 5 se presenta una comparación de los edificios colapsados en la región central de la Ciudad de México durante los eventos de 1985 y 2017. Un efecto de resonancia, en el cual la energía de la excitación se concentró entre 0.15 y 1.0 s, estuvo cerca de Los períodos elásticos fundamentales de la llamada Zona IIIa (0.8–1.5 s) y los edificios afectados de 5–8 pisos (T alrededor de 0.8–1.6 s) fue un factor clave en el daño observado. Este efecto se representa esquemáticamente en la figura 6, tanto para el evento del 19 de septiembre de 1985 como para el evento del 19 de septiembre de 2017.