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INSTITUTO GEOFISICO DEL PERUCENTRO NACIONAL DE DATOS GEOFISICOS
SISMOLOGIA
CALCULO DE LOS PARAMETROS HIPOCENTRALESDEL TERREMOTO DE AREQUIPA
DEL 8 DE OCTUBRE DE 1998
INFORME DE:
PRACTICAS PRE-PROFESIONALES
ELABORADO POR:
YANET TERESA ANTAYHUA VERA
DIRECTOR: Dr. Hernando Tavera
J f, H" I G OFISICODELPEBOt: h,. ¡.;t:ACOTRAL
LlMA-PERUAbril,1999
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AGRADECIMIENTOS
Mi agradecimiento al Director del Centro Nacional de Datos Geofísicos-
Sismología (CNDG-Sismología), Dr. Hemando Tavera por sus enseñanzas impartidas
durante el desarrollo de este estudio. A la Sra. Ivonne Pérez Pacheco, por su ayuda
en la elaboración de las figuras que acompañan al presente estudio.
Así mismo, mi agradecimiento a la Sra. C. Agüero y a los Srs. P. Huaco, H.
Salas, S. Rodríguez y L. Vilcapoma por sus consejos y sugerencias recibidas durante
el desarrollo del presente estudio.
Al INSTITUTO GEOFISICO DEL PERU, por proporcionarme una Beca de
Formación Pre-Profesional en el área de Sismología, gracias a la cual se ha realizado
el presente estudio.
ti
INDICE
AGRADECIMIENTOS
INDICE
I.-INTRODUCCION
11.-TERREMOTO DE AREQUIPA DEL 8 DE OCTUBRE DE 1998
11.1.-CALCULO DE LOS PARAMETROS HIPOCENTRALES
11.1.1 APLICACiÓN DEL ALGORITMO EPI11.1.2 APLICACiÓN DEL ALGORITMO EPIGRAF
11.2.-TECNICAS PARA MEJORAR LA LOCALlZACION HIPOCENTRAL
11.2.1.-METODO DE WADATI11.2.2.-METODO DE WADATI EXTENDIDO11.2.3.-METODO DE RIZNICHENKO .11.2.4.-CURVAS DROMOCRONICAS DE RECORRIDO-TIEMPO
111.-OTROS PARAMETROS DEL TERREMOTO DE AREQUIPA DEL8 DE OCTBRE DE 1998
111.1.-INTENSIDADES SISMICAS REGIONALES111.2.-MAGNITUD111.3.-ENERGIA SISMICA111.4.-MOMENTO SISMICO
IV.- DISCUSION
V.- CONCLUSIONES
VI.- BIBLlOGRAFIA
ANEXO 1
l. INTRODUCCION
Para localizar un terremoto se requiere conocer su tiempo origen y las
coordenadas hipocentrales del punto de liberación de la energía. El Tiempo Origen
(To) que viene referida al Tiempo Universal (GMT) y es determinado en el proceso
general de localización del hipocentro; mientras que, la localización epicentral viene
dada por las coordenadas geográficas de su epicentro «p,A)y por la profundidad del
foco (h).
!
A fin de localizar los terremotos que han ocurrido antes de la época
instrumental,se utiliza los mapas de distribuciónde intensidadesregionales.¡ Se
supone que el foco es puntual y que el epicentro macrosísmico se sitúa dentro del
área de mayor intensidad; por lo tanto, su precisión dependerá de la forma de las
isosistas y de la calidad de los datos utilizados en. la elaboración del. mapa de-
intensidades. En la actualidad, la localización hipocentral y temporal de los terremotos
se realiza mediante la aplicación de algoritmos de cálculo que utilizan como datos de
entrada: los tiempos de llegada de las ondas P y S a diferentes estaciones sísmicas
distribuidas en la zona de estudio.
Los algoritmos de cálculo hipocentral más conocidos son: HYPO71,
HYPOINVERSE, HYPOELlPSE y FASTHYPO. Estos algoritmos utilizan la
metodología descrita por Geiger en 1910, los mismos que se basan en la
minimización de las diferencias entre los tiempos de llegada teóricos y observados
correspondientes a las fases leídas.
En el presente estudio, se realiza la localización hipocentral del terremoto
ocurrido en Arequipa el 8 de Octubre de 1998 utilizando los datos sísmicos de las
estaciones que integran la Red Sísmica Nacional a cargo del INSTITUTO
GEOFISICO DEL PERU (lGP). Los algoritmos que se utilizan para tal fin,
corresponden a una versión del Fasthypo (Herrmann, 1982) adaptada para su uso en
el IGP por Rodríguez (1994a) y denominado EPI. Así mismo, se utiliza el algoritmo
gráfico denominado EPIGRAF, en modo iterativo adaptada por Rodríguez (1994b) a
partir de la metodología desarrollada por Eiby y Muir (1990) para localizar sismos
regionales. De manera complementaria, se aplica los métodos desarrollados por
Wadati (1933) y Riznichenko (1958) para calcular el Tiempo Origen (To), la
profundidad del foco (h) y la relación de velocidades(VpNs). Finalmente, a partir de
estos parámetros se estima la magnitud, el momento sísmico, la energía sísmica y laintensidad máxima.
Finalmente, en el Anexo 1 se presenta un resumen de las actividades
realizadas como apoyo al Centro Nacional de Datos Geofísicos, Sismología.
11.-TERREMOTO DE AREQUIPA DEL 8 DE OCTUBRE DE 1998
11.1.-CALCULO DE LOS PARAMETROS HIPOCENTRALES
A fin de calcular los parámetros hipocentrales del terremoto de Arequipa del 8
de Octubre de 1998, se procedió a recolectar los registros de las 27 estaciones
sísmicas que integran la Red Sísmica Nacional del IGP (Figura 1). La lectura de los
tiempos de llegada de las fases P y S han sido correctamente realizadas en 19
estaciones sísmicas, de las cuales las estaciones de Porculla (PCU), Portachuelo
(PCH), Quilmaná (QUI), Suche (SCH), Paracas (PAR), Guadalupe (GUA), Zamaca
(ZAM), Pomahuaca (PMA), Maichil (MCH), Camacho (CAM), Cayma (CAY) y
Sachaca (SCA) pertenecen a la Red Sísmica Telemétrica y Ñaña (NNA), Conlma
(CON), Toquepala (TOQ), San Gregorio (SGR), Tambomachay (TAM), Pucallpa
(PUC) y Huancayo (HUA) pertenecen a la Red Sísmica Digital. Así mismo y a efectos
de estimar la magnitud del terremoto, en 5 de las primeras estaciones se ha leído la
duración de su registro (SCH, GUA, QUI, ZAM y CAM) y en 6 de las segundas el
periodo y la amplitud del grupo de la onda P (SGR, TOQ, CON, HUA, NNA y PUC).
11.1.1.-APLICACiÓN DEL ALGORITMO EPI
El algoritmo EPI es una versión del Fasthypo (Herrmann, 1982) modificado
para su uso en el IGP por Rodríguez (1994a). Este algoritmo utiliza 3 modelos de
velocidad y el usuario selecciona una de ellas dependiendo si el epicentro se localiza
en el Norte, Centro o Sur de Perú. Así mismo, a efecto de corregir la velocidad de las
ondas S, el algoritmo utiliza la relación de velocidades VplVs=1.80 equivalente una la
relación de Poisson de 0.27 (CNDG-Sis, 1998). Este algoritmo tiene como datos de
entrada las lecturas de las fases P y S, duración del registro del terremoto, amplitud y
periodo del grupo de la onda P. Como resultado se obtiene el tiempo origen, latitud,
longitud, profundidad y magnitud del terremoto; además de los errores de cada uno
de estos parámetros.
A continuación, se procede a realizar el cálculo del hipocentro del terremoto
de Arequipa del 8 de Octubre de 1998, con observaciones de 19 estaciones sísmicas
con el objeto de llegar a una buena estimación de los parámetros del terremoto:
La Tabla 1, muestra el fichero de salida del algoritmo EPI, el mismo que
presenta los parámetros que definen la localización hipocentral del terremoto de
Arequipa del 8 de Octubre de 1998. Para realizar este cálculo se utilizó los tiempos
de llegada de las fases P y S correspondientes a las estaciones sísmicas de PCU,
PCH, QUI, SCH, PAR, GUA, ZAM, PMA, MCH, CAM, CAY, SCA, NNA, CON, TOQ,
SGR, TAM, PUC y HUA (Figura 1). El resultado obtenido con este grupo de
estaciones (Grupo 1), permite localizar el hipocentro en las coordenadas -16.2°S, -
71.8°W y una profundidad para el foco de 151 km. La hora origen ha sido calculada¡
en 4h 51m 40.23s. La magnitud media ha sido estimada en 5.9 mb.
Así mismo, en la Tabla 1 se puede identificar la distancia epicentral (Distan) y.
el acimut (Azm) de las estaciones, las mismas que vaÍ"íanentre 40 y 150Ó Km. yel
acimut entre 0° y 350° respectivamente, siendo mayor el número de estaciones
sísmicas localizadas en el cuarto cuadrante. Por otro lado, se observa que los
residuales de las fases P y S se dan por exceso y por defecto con máximas de 3.1 y
4.1 segundos. Estos valores para los residuales podrían deberse a una incorrecta
distribución geométrica de las estaciones sísmicas utilizadas en el cálculo del
hipocentro, debido a la influencia de un número mayor de estaciones localizadas en
dirección NW. Este mismo efecto, puede observarse en el resultado obtenido para la
raíz media cuadrática (rmc) de la solución.
A fin de intentar mejorar la solución obtenida para el hipocentro del terremoto
de Arequipa, se procede a eliminar las estaciones localizadas en la región Norte de
Perú En la Tabla 2, se presenta la localización del terremoto de Arequipa pero
utilizando únicamente las estaciones de SGR, TOQ, CON, SCH, QUI, PAR, GUA,
ZAM, HUA, NNA, TAM, CAM, CAY Y SCA (Grupo 2). Este grupo de estaciones
permite localizar el epicentro en las coordenadas -16.2°S y -71.9°W, con foco
localizado a una profundidad de 145 km. El tiempo origen ha sido calculado en 04h
51m 41.04s.
Como se puede observar, al obviar las lecturas de las estaciones localizadas
en la región Norte, la ubicación del epicentro no presenta mayor diferencia, mientras
que la profundidad ha disminuido en 5 Km. aproximadamente. Así mismo, los
residuales de las fases P y S y el rmc de la solución, han mejorado con relación a losresultados anteriores.
Con el objeto de mejorar la solución anterior, se procede a calcular el
hipocentro del terremoto de Arequipa utilizando únicamente 8 estaciones. de la RSN
(NNA, HUA, SGR TOQ, CON, CAY, SCA Y TAM). De estas estaciones 6 se
encuentran localizadas en la región Sur y 2 en la región Centro (Grupo 3). Esta
selección se ha realizado con el fin de obtener una mejor distribución geométrica de
las estaciones alrededor del epicentro. Con esta nueva distribución geométrica, el.
hipocentro ha sido localizado en las coordenadas -16.3°S, -71.9°W y el foco a una
profundidad de 148 Km. (Tabla 3). El tiempo origen ha sido calculado en 04h 51m
40.5s. En esta Tabla, se observa(~\'quelos residuales más altos son para las.
estaciones de NNA y TAM, lo cual probablemente sea debido a que dichas
estaciones se encuentran más alejadas del epicentro, particularmente NNA; por lo
tanto, a continuación se procede a eliminar estas estaciones en el cálculo del
hipocentro.
En la Tabla 4, se presenta la solución obtenida para el cálculo hipocentral del
terremoto de Arequipa utilizando las estaciones de SGR, SCA, TOQ, CON y TAM
(Grupo 4), las cuales se ubican próximas al área epicentral; sin embargo, en este
caso no se consideró la estación de CAy debido a que tiene aproximadamente el
mismo acimut que la estación de SCA. Así, el epicentro es localizado en las
coordenadas -16.3°S, -71.9°W y una profundidad para el foco de 140 km. El tiempo
origen del terremoto es de 04h 51m 41.5s. Así mismo, se observa que los residuales
son menores con respecto a los resultados anteriores y el rmc, aunque mayor que la
unidad, simplemente es un indicativo matemático de la solución, sin mayor significado
sobre la solución obtenida ya que en este caso, se ha considerado la mejor
distribución geométrica de las estaciones sísmicas sobre el epicentro del terremoto.
De los resultados obtenidos, se puede concluir que la solución mostrada en la
Tabla 4 es la mejor, debido a que las estaciones sísmicas utilizadas en el cálculo del
hipocentro del terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de 1998, se distribuyen
coherente alrededor del epicentro permitiendo obtener una buena cobertura azimutal.
Así mismo, se observa que la localización del hipocentro no varía sustancialmente de
las soluciones presentadas en las Tablas 1, 2 Y3; sin embargo, los residuales de las
ondas P y S, así como los errores de los parámetros de localización disminuyenconsiderablemente.
11.1.2 APLICACiÓN DEL ALGORITMO EPIGRAF
El programa EPIGRAF, es un algoritmo iterativo en modo gráfico desarrollado
por Rodríguez (1994b) a partir de la metodología establecida por Eiby y Muir (1990).¡
Este algoritmo, permite obtener la localización del epicentro del terremoto en función
de la diferencia de tiempos de llegada de ondas Ts-Tp en diferentes estaciones y
para varios rangos de profundidad. Utilizando esta diferencia de tiempos (Ts-Tp), se.
calcula la distancia epicentral a cada estación cuyos radios permiten construir círculos
equidistantes al epicentro localizado por la intersección de los mismos. A
continuación se presenta los resultados obtenidos para los cuatro grupos de
estaciones sísmicas utilizados anteriormente con el algoritmo EPI a fin de poder
comparar los resultados a obtenerse.
En la Figura 2, se ha utilizado los datos de las 19 estaciones que integran el
Grupo 1 los mismos que corresponden a las estaciones localizadas en la región
Norte, Centro y Sur de Perú. La intersección de los círculos que corresponden a la
distancia epicentral de las estaciones sísmicas con respecto a la localización relativa
del epicentro, este epicentro es localizado en las coordenadas -15.9°S, -71.9°W y
una profundidad para el foco de 96 Km. En esta Figura, se observa que los círculos
mayores corresponden a las estaciones del Norte, disminuyendo a medida que estos
se aproximan al epicentro. A fin de obtener una mejor distribución geométriq~'de las
estaciones, a continuación se procederá a considerar los grupos de estaciones
utilizadas en el algoritmo EPI.
En la Figura 3, se considera 14 estaciones sísmicas correspondientes a las
estaciones localizadas de la región Centro y Sur de Perú (Grupo 2, Tabla 2). En esta
Figura, se observa que la intersección de los círculos de las estaciones permiten
localizar el epicentro en las coordenadas -16.2°S, -71.9°W y con una profundidad
para el foco de 134 km. Sin embargo, el punto de intersección considera un área
pequeña proporcional al error del ajuste de la solución.
En la Figura 4, se utiliza las estaciones del Grupo 3 (Tabla 3), de las cuales 6
se encuentran en la región Sur y 2 en la región Central de perú. Esta selección de
estaciones se realiza a fin de mejorar la distribución geométrica de las estaciones en
relación al epicentro preliminar. En esta Figura se observa que el epicentro ha sido
localizado en las coordenadas -16.1 oS, -71.8°W y una profundidad para el foco de
135 km. En esta Figura, se puede observar que los círculos de las estaciones no se
interceptan en un punto común, lo que origina un desfase de algunos kilómetros en la,profundidad del foco.
En la Figura 5, se considera únicamente las estaciones de SGR, TOQ, CON,.
CAY y SCA (Grupo 4); las mismas que se encuentran úbicadas a distancias menores
al epicentro preliminar con respecto a las Figuras anteriores. La localización del
epicentro es -16.2°S, -71.8°W con una profundidad para el foco de 138 km. En esta
Figura, se observa que los círculos de las estaciones se interceptan en un punto
común, obteniéndose un mayor control sobre la localización del hipocentro.
En función de los resultados obtenidos, se considera que la correspondiente al
Grupo 4 de estaciones (Figura 5), es la mejor solución y la localización hipocentral
del terremoto varía poco con relación a la obtenida a partir del algoritmo EPI.
1I.2.-TECNICASPARA MEJORAR LA LOCALlZACION HIPOCENTRAL
Algunos parámetros como el Tiempo Origen (To) y la profundidad de los focos
(h), frecuentemente son difíciles de determinar, principalmente cuando no se dispone
de un buen número de estaciones con una buena cobertura azimutal alrededor del
epicentro. Algunas técnicas simples y que utilizan comúnmente los tiempos de
llegada se las ondas P y S a las estaciones de registro, las constituyen los métodos
desarrollado porWadati (1933) y Riznichenko (1958).
A continuación, realizaremos la aplicación de estos métodQs para estimar el
To y la profundidad terremoto de Arequipa del8 de Octubre de 1998.
11.2.1.-METODO DE WADA TI
Este método además de ofrecer una estimación del Tiempo Origen (To),
proporciona además información importante sobre la relación de velocidades sin
necesidad de conocer la localización del evento. El método supone que las ondas se
propagan por un" capas horizontales permitiendo que las ondas P y S tengan
velocidades diferentes; sin embargo el coeficiente de Poisson debería ser similar para
todas ellas si se considera una Tierra homogénea.
Para obtener la curva de Wadati para el terremoto de Arequipa del 8 de
Octubre de 1998, se utilizó 10 lecturas de fases P y S obtenidas de los registros de
10 estaciones de la RSN (IGP); es decir, Tp y Ts. El Tiempo Origen y VpNs son
calculados'f:(¡edianteel siguiente procedimiento:
Conociendo Tp, Ts-Tp, se construye fácilmente la curva de Wadati (Figura 6),
y cuya distribución de tiempos de llegada se ajusta a una recta definida por la
siguiente relación:
Ts-Tp=Tp-To(VpNs-1)
donde,
Tp YTs, son los tiempos de llegada de las ondas P y S respectivamente
VpNs, es la relación de velocidades de ondas P y S
To, es el tiempo origen calculado a partir de la curva de Wadati
El Tiempo Origen (To) es estimado a partir de la intersección de la línea de
ajuste de la regresión con el eje abcisas, tal como se muestra en la Figura 6. Así, el
valor para To es de 18.3 que restado el tiempo de llegada promedio de la onda P a
las estaciones (O4h 52m), permite obtener un Tiempo Origen para el terremoto de
Arequipa de To=O4h51m 41.7s. Este valor para To, es similar al obtenido a partir del
algoritmo EPI y EPIGRAF. Así mismo, la relación de velocidades'es obtenida a partir
de la misma regresión lineal y para tal efecto se considera que VpNs=m+1, siendo m
la pendiente de la recta. Así, VpNs=1.75. Este valor para VpNs, permite evaluar la
relación de Poisson (cr),a partir de la siguiente relación:
VpNs=V1 +1/(1-2cr)
Así, cr=O.33, el mismo que se encuentra dentro del rango de
estimados para una Tierra homogénea.
valores
11.2.2.-METODO DE WADA TI EXTENDIDO
Un procedimiento complementario para tratar de ajustar la relación VpNs, es
utilizando el Tiempo Origen (To) calculado anteriormente en la curva de Wadati y la
diferencia de tiempos de llegada de 'ondas P y S (Ts-Tp). A partir de To, se calcula
Tp'=Tp-To y se procede a elaborar la curva de Wadati extendido (Figura 7), cuyo
ajuste lineal se intercepta en el origen de las coordenadas de acuerdo a la siguienterelación:
Ts- Tp=Tp'(VpNs-1)
donde, la pendiente de la recta m, indica una relación de VpNs de 1.76 coherente
con el obtenido anteriormente.
11.2.3.-METODO DE RIZNICHENKO
El Tiempo Origen (To) determinado con el método de Wadati y la distancia
epicentral calculada para cada estación con el algoritmo de localización EPI, pueden
ser utilizados para construir el diagrama de Riznichenko (1958) a fin de estimar la
profundidad del foco sin considerar la geometría de la red (Figura 8). En este caso, la
profundidad puede ser calculada a partir de la siguiente relación:
Vm2. Tp2=Ll2+H2
donde, Vm. es la velocidad media de la onda P; Tp, tiempo de llegada de la onda P;
Ll, la distancia epicentral a cada una de las estaciones
La intersección de la recta sobre el eje de las. ordenadas define el punto
Tz=10.6s, el mismo que se relaciona con la profundidad (h) mediante la siguienterelación:
Tz=hN
donde, V es la velocidad media de la onda P en la corteza (V=8.0 km./s) y h la
profundidad del foco en kilómetros.
Utilizando esta relación y los valores definidos anteriormente, la profundidad
del foco es estimada en 85 Km. Siendo, este valor para h menor a la obtenida a partir
de los algoritmos EPI y EPIGRAF en 50 Km. aproximadamente. Esta diferencia en la
profundidad del foco puede ser debido a que el método de Riznichenko es simple y
solo considera tiempos de llegada de ondas P y S; sin embargo, permite tener una
buena aproximación sobre la profundidad del foco de manera rápida y utilizando un
mínimo de información.
11.2.4.- CURVAS DROMOCRONICAS DE RECORRIDO-TIEMPO
Las curvas dromocrónicas de recorrido-tiempo más conocidas son las de
Jeffreys y Bullen (1980) publicados por primera vez en 1940. Estas curvas
dromocrónicas se obtienen graficando los tiempos de viaje de las diferentes ondas
sísmicas en función de la distancia epicentral y la profundidad del foco. Una vez que
ocurre el terremoto, el tiempo de recorrido se calcula sobre la base del tiempo de
llegada de la onda a cada estación sísmica.
Para el terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de 1998, se ha tomado las
lecturas de las fases P y S de 10 estaciones sísmicas de la RSN (IGP), las cuales son
representadas en la Figura 9 (Tp YTs vs. ~) a fin de obtener la curva recorrido-tiempo
para dicho terremoto. En esta Figura se observa que las curvas para P y S son¡
prácticamente líneas rectas, característica propia de terremotos regionales. Para
distancias mayores a 1000 Km, estas líneas de recorrido-tiempo son curvas debido a
que las ondas sísmicas viajan por el interior de la Tierra.
En la Figura 9, también es posible calcular los tiempos de llegada de las
ondas P y S a cualquier estación sísmica que se localice a distancias menores a 1500
Km. Así mismo, se puede calcular la distancia epicentral (~) a partir de la diferencia
de tiempos Ts-Tp, utilizando las siguientes relaciones simples:
D = Vp.Tp=Vs.Ts
Vp.Tp = Vs.(Tp+~)
donde, D es la distancia epicentral en Km; Vp y Vs es la velocidad de las ondas P y S
en mIs; Tp y Ts son los tiempos de llegada de las ondas P y S en segundos
111.-OTROS PARAMETROS DEL TERREMOTO DE AREQUIPA
DEL 8 DE OCTUBRE DE 1998
111.1.- INTENSIDADES SISMICAS REGIONALES
La primera manera de describir el tamaño de un terremoto es por sus efectos;
es decir, por los daños ocasionados en edificios y estructuras construidas por el
hombre o por sus consecuencias en superficie. Entonces, la intensidad de un
terremoto en un punto de la superficie se define como la fuerza con que se manifiesta
en dicho punto. A partir de valores de intensidad observadas en puntos alrededor de
un terremoto, se trazan líneas que separan las áreas de igual intensidad, resultando
así un mapa de intensidades o de isosistas.
En la Figura 10, se presenta el mapa de isosistas del terremoto de Arequipa
del 8 de Octubre de 1998. Este mapa de intensidades ha sido construida a partir de
información obtenida vía comunicación telefónica, inmediatamente después de.
ocurrido el terremoto, los valores de intensidad obtenidos son: en la localidad de
Arequipa, IV; en Camaná, Aplao, y Moliendo 111y en 11011.Las isosistas se
representan con líneas discontinuas porque los valores de intensidad obtenidos, no
son suficientes para delinear correctamente la distribución de los daños.
Sin embargo, se puede realizar una estimación grosera de la profundidad a
partir de la intensidad máxima (lo) y el radio de perceptibilidad (R), según la siguienterelación:
(R/h)2= 10(1013-1/2)-1
Para el terremoto de Arequipa del 8 de Octubre sé 1998, se considera 10=111y
R=140 km. Así la profundidad es estimada en 95 Km. Este valor para la profundidad
del foco del terremoto de Arequipa, se encuentra dentro de los valores estimados con
los métodos precedentes.
111.2.-MAGNITUD
La medida de un sismo por su intensidad es muy relativa e imprecisa. Richter
en 1935, para resolver esta incertidumbre, creó la escala de magnitudes para
cuantificar de una forma instrumental, la energía liberada por el terremoto en su foco.
Así la magnitud, se define como la energía liberada por el terremoto en forma de
ondas elásticas y puede ser medida en función de la amplitud de su registro.
Para el terremoto de Arequipa del 8 de octubre de 1998; se ha calculado la
magnitud de ondas de volumen a partir de las lecturas de la amplitud, periodo y
duración del registro del terremoto en las diferentes estaciones de la RSN del IGP.
Los resultados obtenidos para la magnitud se muestran en la Tabla 1 y Figura 2;,siendo la magnitud media para el terremoto de Arequipa de 5.9 mb.
111.3.-ENERGIA SISMICA
La energía sísmica puede ser estimada a partir de la relación de Gutemberg y
Richter (1956) y la magnitud de ondas de volumen. Esta relación es definida como:
Log Es=5.8+2.4mb.
donde, Es es la energía sísmica en ergios y mb es la magnitud de ondas de volumen
La magnitud media obtenida para el terremoto de Arequipa es de 5.9 mb y
utilizando la expresión anterior, se estima que el terremoto ha liberado una energía de
9.1X1019ergios. Esta energía es equivalente a la liberada por un millón de toneladas
de TNT aproximadamente.
111.4.- MOMENTO SISMICO
El momento sísmico puede ser estimado a partir de la relación empírica
definida por Deschamps et al., (1991):
LogMo=9+1.5mb
donde, Mo es el momento sísmico expresado en Nm y mb es la magnitud de ondas
de volumen.
Así, el momento sísmico del terremoto de Arequipa es, estimado en 7.1X1017
Nm. Este valor para Mo, es coherente con los valores de momento sísmico obtenidos
para terremotos de similar magnitud.
IV.- DISCUSION
En el presente estudio, se ha realizado la localización hipocentral del
terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de 1998 utilizando la información de 19 de
las estaciones sísmicas que integran la Red Sísmica Nacional (RSN), a cargo del
Instituto Geofísico del Perú (lGP). Para tal fin, se ha utilizado dos algoritmos: el
primero denominado EPI (solución numérica) y el segundo EPIGRAF (solución
gráfica). Así mismo, se ha hecho uso de métodos directos para estimar el Tiempo
Origen (To), la profundidad (h) y relación de velocidades (VpNs) para el terremoto de
Arequipa.
Con el algoritmo EPI, se ha obtenido 4 soluciones numéricas
correspondientes a 4 grupos de estaciones sísmicas formadas en función de su
distancia epicentral y distribución geométrica, en relación con el epicentro preliminar.
Se ha observado que la localización del epicentro y profundidad del foco, varían' de
acuerdo al número de estaciones sísmicas utilizadas en el cálculo, así como de su
distribución geométrica y cobertura azimutal alrededor del epicentro. En la Tabla 1, se
observa que la profundidad del foco es mayor con respecto a la mostrada en las
Tablas 2,3 Y4, las mismas que varían entre 10 y 12 Km. Así mismo, se ha observado
que los residuales van disminuyendo paulatinamente, a medida que se logra una
mejor cobertura azimutal de las estaciones alrededor del epicentro, siendo menores
los obtenidos para las estaciones de SGR, TOQ, CON, TAM Y SCA (Grupo 1, Tabla
4); por lo tanto, se ha considerado a esta solución como la más correcta
Utilizando el algoritmo EPIGRAF, se ha obtenido también 4 resultados
considerando los mismos grupos de estaciones sísmicas que los utilizados con el
algoritmo EPI. En la Figura 2, se observa que la profundidad y la latitud del terremoto
son menores en comparación a los valores obtenidos en las Figuras 3, 4 Y 5; sin
embargo, las profundidades y coordenadas geográficas obtenidas en las Figuras 3, 4
Y 5 son similares entre ellas. Por la distribución geométrica de las estaciones
sísmicas y cobertura azimutal, la mejor solución corresponde a la mostrada en la
Figura 5.
Así mismo, con el objeto de evaluar el Tiempo Origen (TQ) y la profundidad
del foco (parámetros de mayor incertidumbre) del terremoto de Arequipa de 1998, se
ha hecho uso de los métodos desarrollados por Wadati (1933) y Riznichenko (1958).
Así mismo, estos métodos han permitido estimar la relación de velocidades VpNs. El
Tiempo Origen calculado a partir de la curva de Wadati, es similar al tiempo origen
obtenido con los algoritmos EPI y EPIGRAF. La relación de velocidades VpNs
calculada con el método de Wadati y Wadati extendido son de 1.75 Y 1.77
respectivamente, los mismos que corresponden de una relación de Poisson 0'=0.33.
La profundidad calculada para el foco del terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de
1998, con el método de Riznichenko, varía con respecto a la obtenida con el
algoritmo EPI y EPIGRAF en 50 Km, aproximadamente.
Conocida la magnitud del terremoto de Arequipa (mb=5.9), se ha estimado la
energía sísmica liberada por el terremoto en 9.1X1019 ergios la misma que es.
equivalente a la liberada por un millón de TNT. El momento sísmico ha sido estimado
en 7.1X1017 Nm. Estos parámetros son coherentes con los obtenidos por otros
autores para terremotos de similar magnitud, localizados a profundidad intermedia en
la zona Sur de Perú (Tavera y Buforn, 1998).
Considerando que la profundidad del foco es el parámetro de mayor
incertidumbre cuando se pretende localizar un terremoto, independiente del algoritmo
que se utilice para su cálculo, en el presente estudio se considera conveniente para el
terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de 1998, realizar un promedio entre las
profundidades obtenidas a partir de los diferentes métodos utilizados. Así, la
profundidadparael terremotodeArequipaes estimadaen 106::1:23 Km.
En la Figura 11, se presenta una sección vertical de sismicidad para la región
Sur de Perú según Tavera y Buforn (1998), en la cual se ha localizado el hipocentro
del terremoto d~ Arequipa. En esta Figura, se observa que el terremoto de Arequipa
es un típico terremoto asociado al proceso de subducción en la zona Sur de Perú.
V.- CONCLUSIONES
En el presente estudio, se ha obtenido las siguientes conclusiones:
1. -Con el algoritmo EPI, la mejor localización ha sido obtenida utilizando 5 estaciones
de la R5N del IGP (Grupo 4), distribuidas correctamente alrededor del epicentro
preliminar. El epicentro se localiza en las coordenadas -16.3°5, -71.9°W y a una
profundidad de 140 km. La magnitud media estimada es de 5.9 mb.
2. -Con el algoritmo EPIGRAF, la mejor solución se obtiene considerando las mismas
estaciones sísmicas del Grupo 4 utilizado con el algoritmo EPI. El epicentro se
localiza en las coordenadas -16.2°5, -71.8°W y un~ profundidad de 13~ Km. La
magnitud media es estimada en 5.9 mb.
3. -La curva de Wadati ha permitido estimar el Tiempo de Origen (To) para el
terremoto de Arequipa en 04h 51m 41.7s, similar con el obtenido con el algoritmo EPI
y EPIGRAF.
4. -La relación de velocidades obtenida mediante la curva de Wadati es de 1.75 Y
con Wadati extendido de 1.76, equivalente a una relación de Poisson 0-=0.33
5. -Aplicando el método de Riznichenko se ha estimado una profundidad para el foco
del terremoto de Arequipa del 8 de octubre de 1998 de 85 Km, similar a la obtenida a
partir de lo (95 Km.); sin embargo, estas profundidades difieren en 54 y 44 Km, con la
obtenida a partir de los algoritmos EPI y EPIGRAF (138-140 Km.)
,.'
6. -Los parámetros hipocentrales finales del terremoto de Arequipa del 8 de Octubre
de 1998 son:
Fecha: 08 de octubre de 1998
Tiempo Origen = 04h 51m 41.8s GMT
Latitud = -16.2°
Longitud = -71.9°
Profundidad =106:1:23Km.
Intensidad Máxima = 111MM
Magnitud= 5.9 mb
Energía Sísmica = 9.1X1019ergios
Momeoto Sísmico = 7.1X1017Nm.
7. -El terremoto de Arequipa del 8 de Octubre de 1998, se ha producido a una
profundidad de 106 Km.; por lo tanto, es un terremoto de foco intermedio asociado al
proceso de subducción de la placa de Nazca bajo la placa Sudamericana en la regiónSur de Perú.
VI.- BIBLlOGRAFIA
CNDG-Sis (1998). Calculo hipocentral de terremotos. Reunion de trabajo y
coordinación. Instituto Geofísico del Perú, CNDG.
Deschamps, A, Bezzeghoud, M. Y A Bounif (1991).Seismological study of the
Constantine (Algeria) earthquake (27 October, 1985). Publication I.G.N. Serie
Monografía, 8, 163-173.
Eiby, G. Y M. Muir (1990). Tables to facilitate the study of near earthquakes. Observo
New Zeland.
Jeffreys, W. y E. Bullen (1980). Seismological tables. Seismological Investigations.
Committee, British Association.
Geiger, lo (1910). Probability method for the determination of earthquake epicenters-
from the anival time only. Bull. St. Louis Univ.8, 60-71.
Gutenberg, B. Y F. Richter (1956). Magnitud and energy of earthquakes. Ann.Geofis.
Roma, 9, 1-15.
Herrmann, R. (1979). Fasthypo-A hypocenter location programo Earthquake Notes,
50(2), 25-37.
Richter, F. (1935). An instrumental earthquake magnitude scale. Bull. Sis.Soc.Am.,25,
1-35.
Rodriguez, S. (1994a). EPI, Programa para el cálculo de hipocentros. CNDG-
Sismología, Instituto Geofísico del Perú. Informe interno.
Rodriguez, S. (1994b). EPIGRAF, Programa gráfico para el cálculo de hipocentros de
sismos regionales. CNDG-Sismología, Instituto Geofísico del Perú. Informe
interno.
Riznichenko, V. (1958). Standardisation of magnitude Scales. Akad. Naux SSSR
. Izv.Ser. Geofix No. 2, p 153, 1958 (in Rus.).
Tavera y Buforn (1998). Sismicidad y Sismotectónica de Perú. En: Udias A. y E.
Buforn (ed): Sismicidad y Sismotectónica de América del Centro y Sur. Física de
la Tierra, UCM, Num.10, 187-219.
Wadati, H. (1933). En: Bath, M. (1973), Introduction of Seismology. Birkhauser Verlag
Vasel, 395 p.
ANEXO 1
Durante el desarrollo del presente estudio, se ha realizado en el Centro Nacional
de Datos Geofísicos -Sismología, las siguientes tareas:
.1.- Apoyo en el proceso de elaboración del Catálogo Sísmico
.2.- Lectura de la duración del registro de terremotos ocurridos en Perú para los años
de 1993-1995 en las estaciones de NNA, QUI, SCH, GUA, .CAM y PAR. Esta
información fue utilizada para el cálculo de la magnitud.
.3.- Implementación de la base de datos de terremotos ocurridos en el año 1985.
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Figura1 .-Distribución de las estaciones sísmicas que integran la Red SísmicaNacional (RSN) a cargo del Instituto eeorlSico del Perú (IGP).
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'~~ :J Instituto Ceofísico del Perú:.:..,\~h!: ;.,.:t. .~,#,' "¡IfIf' Sector Educación.~~
Tabla 1 .- Solución numérica del algoritmo EPI, obtenida utilizando el grupo 1 de lasestaciones sísmicas de la RSN del IGP. La Latitud y Longitud están expresadosen grados; (mbl) corresponde a la magnitud calculada utilizando las estacionestelemetricas, (mb2) a la calculada a partir de las estaciones digitales ymb=magnitud media. Distan = distancia en km, Azm = Azimut epicentro -
estación en grados, Ain = ángulo de incidencia de la onda en el foco (grados),Tpcal = tiempo teórico para la onda P, P-seg y S-seg = tiempos de llegadas de lasondas P y S en segundos, P-res y S-res = residual de las ondas P y S en segundos,W = peso para las lecturas de los tiempos de llegada de ondas P y S Yrmc = raizmedia cuadrática para la solución. Los códigos de las estaciones sísmicas seencuentran en la Figura 1.
Sismo N§ 1 Fecha: 08 Oct 1998 Hora Origen (GMT): 4h 51m 40.235
Latitud: -16.2003 :t 6.2 km.
Longitud: -71. 8874 :i: 4.8 km.Profundidad: 150.8 km. :i: 8.5 km.
Magnitud: 5.9 mbIntensidad:
Esta Distan Azm Ain TPCal P-Seg P-Res W S-Seg S-Res W mb1 mb2SGR 97.3 245 145 24.4 6.2 1.6 O 21.O -1.4 O 0.0 0.0TOQ 180.7 133 129 31.8 12.0 0.0 O 33.6 -1.6 O 0.0 0.0CON 274.9 73 121 42.0 22.5 0.3 O 54.8 1.9 O 6.7 0.0SCH 688.5 313 114 91.9 73.8 1.7 O 0.01 0.0 O 0.0 5.7QUI 608.4 306 115 82.0 63.1 0.9 O 0.0 0.0 O 0.0 0.0PAR 544.8 299 115 74.2 57.5 3.1 O 0.0 0.0 O 0.0 0.0GUA 484.9 300 115 66.9 48.5 1.4 O 0.0 0.0 O 0.0 5.7ZAM 433.9 293 116 60.7 43.0 2.0 O 0.0 0.0 O 0.0 0.0HUA 592.2 321 115 80.0 60.0 -0.2 O 120.4 1.6 O 5.5 O.O ¡
NNA 709.6 311 114 94.5 75.9 1.2 O 145.0 1.1 O 6.3 0.0PUC 917.8 341 114 120.3 97.7 -2.8 O 0.0 0.0 O 6.0 0.0PCH 1414.O 323 113 182.0 162.1 -0.2 O 291.4 -4.1 O 0.0 0.0PCU 1414.5 324 113 182.1 160.9 -1.4 O 293.9 -1.7 O 0.0 0.0PMA 1390.8 325 113 179.1 156.7 -2.7 O 290..O -0.5 O O. O. O. O
MCH 1335.9 324 113 172.3 150.4 -2.1 O 276.6 -2.1 O 0.0 0.0TAM 302.5 1 119 45.1 25.8 0.4 O 61.4 3.0 O 0.0 0.0CAM 713.8 310 114 95.0 75.9 0.7 O 146.8 2.0 O 0.0 0.0CAY 41.4 118 164 21.3 1.3 -0.2 O 17.3 0.2 O 0.0 0.0SCA 40.8 127 164 21.2 1.1 -0.4 O 15.4 -1.6 O 0.0 0.0
rmc = 1.87
Instituto Geofísico del PerúSector Educación
Tabla 2 .- Solución numérica del algoritmo EPI, obtenida utilizando el grupo 2 deestaciones sísmicas de la RSN del IGP. Otros, ver Tabla 1.
Sismo N§ 1 Fecha: 08 Oct 1998 Hora Origen (GMT): 4h 51m 41.04sLatitud: -16.2822 :t 3.5 km.
Longitud: -71.8853 :t 2.5 km.Profundidad: 144.9 km. :t 4.6 km.
Magnitud: 5.9 mbIntensidad:
Esta Distan Azm Ain TPCal P-Seg P-Res W S-Seg S-Res WSGR 94.0 250 145 23.5 6.2 1.7 O 21.O -0.8 OTOQ 174.4 131 128 30.7 12.0 0.3 O 33.6 -0.6 OCON 277.5 71 120 42.0 22.5 -0.5 O 54.8 1.1 OSCH 694.8 314 114 92.5 73.8 0.2 O 0.0 0.0 OQUI 613.9 307 114 82.6 63.1 -0.5 O 0.0 0.0 OPAR 549.4 300 115 74.6 57.5 1.8 O 0.0 0.0 OGUA 489.6 301 115 67.3 48.5 0.1 O 0.0 0.0 OZAM 437.7 294 116 61.O 43.0 1.O O 0.0 0.0 OHUA 599,4 322 114 80.8 60.0 -1.8 O 120.4 -0.5 ONNA 715.7 312 114 95.1 75.8 -0.4 O 146.2 0.4 OTAM 311.6 1 118 45.9 25.8 -1.2 O 61.4 0.8 OCAM 719.7 311 114 95.6 75.9 -0.8 O 146.8 0.1 OCAY 37.8 106 164 20.4 1.3 -0.2 O 17.3 0.9 OSCA 35.8 116 165 20.4 1.1 -0.3 O 15.4 -0.9 O
rmc = 0.97
Instituto Geofísico d~IP~rúSector EduC4ci6n
Tabla 3 .- Solución numérica del algoritmo EJ;»I, obtenida utilizando el grupo 3 de lasestaciones sísmicas de la RSN del IGP. Las estaciones sísmicas de NNA y HUAse localizan en la región Centro y SGR, TOQ, CON, TAM, CAY y SCA en laregión Sur. Otros, ver Tabla 1.
Sismo N§ 1 Fecha: 08 Oct 1998 Hora Origen (GMT): 4h 51m 40.53sLatitud: -16.3004 :1: 3.9 km.
Longitud: -71.9016 :1: 2.8 km.Profundidad: 148.0 km. :1: 5.3 km.
Magnitud: 5.9 mbIntensidad:
Esta Distan Azm Ain TPCal P-Seg P-Res W S-Seg S-Res WSGR 91.7 251 146 23.7 6.2 2.0 O 21.0 -0.5 OTOQ 174.4 130 129 30.9 12.0 0.5 O 33.6 -0.5 OCON 279.8 71 120 42.4 22.5 -0.4 O 54.8 0.8 OHUA 599.9 322 115 80.9 60.0 -1.4 O 120.4 -0.3 ONNA 715.7 312 114 95.2 75.8 0.1 O 146.2 0.8 OTAM 313.6 1 119 46.3 25.8 -1.0 O 61.4 0.7 OCAY 38.9 102 164 20.9 1.3 -0.1 O 17.3 0.7 OSCA 36.6 112 165 20.8 1.1 -0.2 O 15.4 -1.1 O
rmc = 0.99
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.~:+J .~ ]. Instituto Geo'ísic~ del Perú
t. """",,~.,,~ Sector EduClla6n.,~"'" ..~
Sismo N§ 1 Fecha: 08 Oct 1998 Hora Origen (GMT): 4h 51m 41.49s
Tabla 4 .- Solución numérica del algoritmo EPI , obtenidas utilizando el grupo 4 de las
estaciones sísmicas de la RSN del IGP. Las estaciones sísmicas de SGR, TOQ,
CON,TAM, CAY ySCA se localizanen la región Sur. Otros, ver Tabla 1.
Latitud: -16.2873 ::1: 4.6 km.Longitud: -71.8819 ::1: 4.2 km.
Profundidad: 140.3 km. ::1: 8.4 km.Magnitud: 5.9 mb
Intensidad:Esta Distan Azm Ain TPCa1 P-Seg P-Res W S-Seg S-Res WSGR 94.2 251 144 23.1 6.2 1.7 O 21.O -0.4 OTOQ 173.8 131 128 30.3 12.0 0.2 O 33.6 -0.3 OCON 277.3 71 119 41.7 22.5 -0.7 O 54.8 1.O OTAM 3+2.2 O 118 45.8 25.8 -1.5 O 61.4 0.6 OSCA 35.3 115 165 19.8 1.1 -0.2 O 15.4 -0.4 O
rmc = 1.11
Fecha: 8 Oct 1888
-860 -840 -82000
~, 1: ¡
1
-20 ¡
'1
-40 :
Hora: 4h 51m 44.625
-800 -780 -760 -740 -720 -700;.~ IJ:I
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-680 -660 -640
-60 oo.
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-80..
-100
-120
-110 oo
-160 oo:
-180"r"""""""""""'r"""':""'=;-""r"~ ;
-860 -810 -820 -800 -780 -760
Lon: -71.88 Lat: -15.85 Prof: 86.0 km mb = 5 9
Figura 2 .- Local~ación del epicentro del terremoto de Arequipa utilizando el algoritmo
EPIGRAF. La intersección de los círculos indica e! Epicentro del terremoto.
Los códigos de las estaciones están indicados en la Figura 1 y corresponden
al grupo 1. La latitud y la longitud se indica en grados, la profundidad en
kilómetros y mb indica la magnitud media.
-860 -8"1-0! '
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-60 ~
-80 ~
-100 ~
-120 ~
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-160 ~-180 -1 ;'
'---:---<--T-~-:-~-)--"---~-860 -8"1-0 -820 -800
Fecha: 8 Oct
Lon: -71.90
1998
-820 -800 -780 -760 -7"1-0 -720 -700 -680 -660_1 L J._- I : ! ) : I
-6"1-0J I
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-680 -660 -6"1-0
Ecuador
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Hora: 4h 5101 42.07s
Figura 3 .- Localización del epicentro del terremoto de Arequipa utilizando el algoritmoEPIGRAF. Las estacionessísmicas,utilizadas correspondenal grupo2.Otros,ver Figura2.
-780
Lat: -16.17 Prof: 134.0 km
F ~,,::ha: 8 Oct 1998 Hora: 4h 51trl 42.05s
-750 -780 -770 -760 -750 -7io -730 -720 -710 -700 -650 -680
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Lon: -71.79 L:;¡t: -t6.11 Pr'of: 135.0 km
Figura 4 .- Localización del epicentro del terremoto de.Arequipa utilizando el algoritmo EPIGRAFlas estaciones sísmicas utilizadas corresponden al grupo 3. Otros, ver Figura 2.
f';;,'::h;;¡; 8 Oct 1998 ¡'¡~)i"<3: 4h 51m 41.83);
-78" -77" -766 -75" -71" -73" -72" -71" -70" -69" -68"
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Li:>n: -71.77 1..3;; -16.17 Pn;;i: 138.0 krn
Figura 5 .-Localización del epicentro del terremoto de Arequipa con datos que correspondena las estaciones sísmicas de la Región del Sur (SGR, SCA, TOQ, CON y TAM)Otros ver Fig. 2.
200.00
160.00
40.00
0.00
Figura 6 .-
Vp I Vs = 1 .75
Ecuación: Ts - Tp=Tp- To (\Ip IVs - 1)
-50.00
.m + 1 =\Ip IVs= 1.75
Número de Datos = 10
Fac. Corro =0.99
50.00 100.00
Tp (segundos)150.00 200.00
Curva de Wadati para el terremoto de Arequipa del 8/10/98. El ajustelineal corresponde a la ecuación: Ts -Tp = Tp -To (VpNs -1). Tp YTscorresponden a los tiempos de llegada de las fases P y S; To indica elTiempo Origen; VpNs, la relación de velocidades y m la pendiente dela recta.
"""'"ti>o 120.00
§00vti>'-"
I 80.00ti>
160.00
0.00
Ecuación: Ts - Tp = T'p (Vp I Vs -1)
Tp'=Tp-To
.m + 1 = Vp I Vs = 1 .77
Número de Datos =10
Fac. Corro = 0.99
0.00 40.00 80.00 120.00
Tp' (segundos)160.00 200.00
Figura 7 .- Curva de Wadati Extendido. El ajuste lineal corresponde a la ecuación:Ts -Tp =Tp' (VpNs -1). Ts y Tp corresponden a la diferencia detiemposde llegada de lasfasesP y s. Oltros,ver Figura 6.
120.00
.........<1>
..g
§
80.00<1>....."o..
f-II
<1>
f-I
40.00
200.00
160.00
40.00
Ecuación =Vmz Tpz =~z + Hz
Fac.Corr. =0.99
Número de Datos =1O
0.00
0.00 1600.00400,00 800.00 1200.00
Distancia(kilometros)
Figura 8.- CuJZVa<leRjznicl1enko, el ajuste lineal corresponde a la ecuación:Vm Tp =A + H .Vm es la velocidad media de la onda P; A la distanciaepicentral, H es la profundidad del foco; Tz indica la intersección delajuste lineal en el eje de la ordenadas. Otros ver Figura 6.
-..ti>
-8 120.00
§o;<¡¡'---"o..
bI
80.00ti>
......, 208~
t 1M¡..¡
108
DOMOCRONICAS -TERREMOTO DE AREQIDPA8.10.99
3Mf'Cl"
301
p
s251
M
.O 1.0 1500500
Dldud8(Jaa.)
Figura 9.- Dromocronicas para el terremoto de Arequipa del 08.10.98 ~onstruido apartir de los tiempos de llegada de fases P y S Y distancia epicentral..
-750 -7';0 -730 -720 -710 -700
80"
...,.-
) ~~\ ~J-----
30)
-150
30)
-160
30)
-170
30)
-180
-7150 _7-+0 -730 -7:20 -710 -700
Figura 10 .-Distribución de las Intensidades Regionales del terremoto de Arequipa del 08110/98en eseala de MercaDiModificada. La estrella indica la localización del epicentro delterremoto. .
o.r ..,:. ..
\~.-"-' ~ .
~~ ~~.
.~-
'8100~v
~
1 200'Oct 300
..00 .CI OQ' 133 200 U7 333 ...00 467 1533 600
Dist.and.a (kll)
~7 733 800 867 933 1000
Figura 11 .- Peñd sísmico vertical de la actividad sísmica localizada en la región Sur
de Perú según Yavera y Buforn (1998). La distribución de la sismicidad
indica la geometría del proceso de subdueción en esta región. La
estrella corresponde a la localización del terremoto de Arequipa del
08 de Octubre de 1998.
![Metodo [Metodo] Klose - Metodo Completo Para Todos Os Saxofones](https://img.dokumen.tips/doc/110x75/577cc0ab1a28aba71190c01d/metodo-metodo-klose-metodo-completo-para-todos-os-saxofones.jpg)
